close

Enter

Log in using OpenID

3.Bölüm Toprağın Yapısı ve Bileşimi

embedDownload
3. TOPRAĞIN YAPISI VE BİLEŞİMİ
Toprağın yapısı ve bileşimi bahsinde toprağın genel yapısı, toprağın mineralojik bileşimi, kil
mineralleri, topraktaki canlılar, toprağın organik maddesi ve topraktaki organomineral bileşikler
incelenmiştir.
3.1. Toprağın Genel Yapısı
Toprağın, birisi anakayanın ufalanıp ayrışması ile oluşmuş anorganik anamateryalin, diğeri de
canlıların artıklarından oluşan organik anamateryalin fiziksel ve kimyasal ayrışmaları sonucunda
teşekkül ettiği daha önce belirtilmiştir. Birbirinden farklı bu iki anamateryalin ayrışma ürünlerinin
biraraya karışması, yeni ve oluştuğu materyallerden farklı özelliklere sahip bir maddeler karışımının
ve bileşiminin ortaya çıkmasını sağlamaktadır. Bu yeni maddeler kompleksi topraktır. Toprak bu
anorganik ve organik kökenli maddelerin karışımı olmasının yanısıra kendisine özgü özelliklere sahip
olan toprak suyu ile toprak havasını da ihtiva etmektedir. Bu kendisine özgü maddeler kompleksinin
genel yapısı tablo 14’te gösterilmiştir.
TABLO 14. TOPRAĞIN GENEL YAPISI
TOPRAK
CANSIZ BÖLÜM
KATI KISIM
ANORGANİK MADDELER
TAŞ
ÇAKIL
KUM
TOZ
KİL
Ø > 20 mm
Ø 20-2 mm
Ø
2-0.02 mm
Ø
0.02-0.002 mm
Ø
< 0.002 mm
ORGANİK ARTIKLAR (yaprak vd.)
ORGANİK MADDELER
AYRIŞMAKTA OLAN
ORGANİK MADDELER (çürüntü
vd.)
KOLLOİD ORGANİK MADDELER (humus vd.)
BOŞLUK KISMI
(GÖZENEKLER)
GAZ KISMI (TOPRAK HAVASI)
SIVI KISMI (TOPRAK SUYU)
CANLI BÖLÜM
TOPRAK HAYVANLARI
(Mikrofauna, ilkel hayvanlar, gelişmiş hayvanlar)
TOPRAK BİTKİLERİ
(Bakteriler, mantarlar vd. ilkel bitkiler, gelişmiş bitkiler)
M. Doğan Kantarcı
37
Toprağı cansız ve canlı olmak üzere iki bölüme ayırıp incelemek mümkündür. Cansız
bölümde katı kısım ve katı kısmı oluşturan parçacıkların arasında boşluk kısmı (gözenekler)
vardır. Gözenekler toprağın havası ve suyu tarafından doldurulur. Toprağın canlı bölümünü
ise toprak içinde ve üstünde fakat toprağa bağlı olarak yaşayan hayvanlar ve bitkiler oluşturur.
Toprağın katı kısmı fiziksel parçalanma ile ufalanmış ve kimyasal ayrışma ile ayrışmış
maddelerden ve ayrışma ürünlerinden oluşur. Anorganik kökenli maddeler taş, kum, toz ve kil
olarak ayırtedilmişlerdir (Tablo 14). Katı anakaya parçalanarak kum ve toz boyutuna kadar
ufalanır. Bu ufalanma süresinde fiziksel parçalanmanın yanında kimyasal ayrışma da etkili
olur. Toz boyutundan daha ileri bir ufalanma kuvars, feldspat ve mika minerallerinin Ø
<0.002 mm (2 mikron) boyutuna ulaşmasını sağlayabilir. Bu arada ayrışma ve yeniden
birleşme ile ikincil (sekunder) yapıdaki kil mineralleri de teşekkül eder.Ayrıca ayrışma ve
yeniden birleşme olayları sonucunda oluşan söskioksitler (demir ve alüminyum oksit ve
hidroksitleri), karbonatlar ve tuzlar da toprağın anorganik katı kısmına ait maddelerdir.
Taş ve çakıl kısımları toprağın iskeleti olarak kabul edilirler. Taş ve çakıl bölümü kaba
kısım olarak nitelenir. Toprağın ince kısmı çapı 2 mm’den küçük olan kısım olup kum, toz ve
kil boyutundaki maddelerden oluşur ve ince toprak adını alır.
Kum ve toz boyutundaki mineral parçacıkları suyu ancak yüzey çekimi ile tutabilirler
(Bkz.bölüm 4.1.9.1.). Elektrik yükü bakımından dengede oldukları için katyon ve anyonları
pratik olarak tutamazlar. Kum toprağın iri taneli ve iri gözenekli olmasını sağlar. Toz ise
toprağın gözeneklerini tıkadığı için toprağın geçirgenliğini olumsuz yönde etkiler. Toz suyu
emmediği için tozlu topraklar ıslanma sonucunda cıvık bir yapı kazanır. Kil ise negatif
elektrik yüklerine sahip olan bir mineraldir. Bu nedenle kil katyon ve anyonları elektriksel
olarak bağlayabilir. Kil yaprakçıklı bir yapıya sahip olduğu için suyu da emebilir (3 tabakalı
killer). Bu özelliklerinden dolayı killer topraktaki katyonları bağlayıp toprağın kırıntılı bir
yapı kazanmasına sebep oldukları gibi suyu da emip toprağın cıvıklaşmasını önlerler17).
Ayrıca killer katyonları tekrar toprak suyuna verebildikleri için bitki beslenmesi bakımından
çok önemlidirler.
Organik kökenli maddeler canlıların her türlü artıklarından oluşurlar. Bu artıklar
biyolojik faaliyetin de sonucu olarak fiziksel parçalanma ve kimyasal ayrışma ile çürüntü
haline, daha ileri safhada ise kolloid organik maddeler ve özellikle humusa dönüşürler (Tablo
12). Humus bitkisel kökenli olup yapısı nedeni ile katyonları ve anyonları tutabilir (elektriksel
güçle değil). Kolloid organik maddeler arasında humuslaşma esnasında ortaya çıkan organik
asitler (humus asitleri), küçük moleküllü organik bileşikler, aminoasitler vd. gibi bileşikler de
vardır. Kolloid organik bileşikler, bazı metal katyonları ile organo-mineral bileşikler (çelat)
oluştururlar. Humus ve diğer kolloid organik maddeler ve organo-mineral bileşikler
ayrışmaları sonucunda toprağa verdikleri katyonlar ve anyonlar yanında su ve iyon tutma
17)
Kil ile kum ve toz arasındaki farkın anlaşılması için kireçsiz ince toprak uzun bir cam kaba (ör.litrelik bir
cam ölçek kabı) konulup üzerine su ilâve edilir. İyice çalkalanıp toprak taneciklerinin birbirinden ayrılması
sağlanır. Sonra kabın ağzı kapanıp çalkalanarak su içinde ayrılmış tanecikler çökelmeye bırakılır. Elektriksel
bakımdan dengede olan kum ve toz tanecikleri birkaç dakika içinde çökelirler. Negatif elektrik yüküne sahip
olan kil mineralleri ise birbirlerini her yönde ittikleri için çökelmeyip, suda asılı (süspanse) durumda kalırlar.
Kil minerallerinin birbirini elektrik yükleri nedeni ile itip yaptıkları harekete Brown Hareketi denir. Suya iki
değerli katyon (Ca++ veya Mg++) ihtiva eden bir çözelti (meselâ CaCl2) eklenirse kil mineralleri Ca++ ile
bağlar kurarak elektriksel bakımdan dengelenirler ve yerçekimi etkisi ile çökelirler. Bu olaya kil
minerallerinin pıhtılaşması denir. Kil minerallerinin pıhtılaşma özelliği toprakların kırıntılı bir yapı
kazanmalarını sağlar.
38
özellikleri ile de bitki beslenmesinde ve diğer mikrobiyolojik olaylarda ve toprağın gelişimi
olaylarında önemli role ve etkilere sahiptirler.
Toprak tanecikleri kumlar, tozlar ve killer ve kolloid organik maddeler birbirine
yapışık durumda (kırıntılar ve diğer strüktür) bulunurlar. Bu toprak parçacıkları arasında
önemli miktarda boşluk kalır (toprağın gözenekleri). Boşluk hava ve su tarafından doldurulur.
Gözenek hacmi toprak hacminin % 40-60’ını teşkil eder18).
Toprağın havası toprağın gözeneklerinde bulunur. Kuru durumda hemen bütün
gözenekler, ıslak durumda ise iri gözenekler toprak havası ile doludur. Toprağın havasında
oksijen miktarı atmosferdekinden biraz daha az, karbondioksit ile su buharı miktarı biraz daha
fazladır. Bu durum toprak içindeki mikrobiyolojik faaliyetin ve organik madde ayrışmasının
sonucudur. Yani toprağın organik maddece zengin ve mikrobiyolojik faaliyetin de yüksek
olduğu üst kesimlerdeki toprak havasında karbondioksit oranı daha fazladır. Karbondioksit
oranının çayır topraklarında % 1.5, ahır gübresi ile gübrelenmiş topraklarda % 0.5, diğer
topraklarda ise % 0.3 kadar olduğu bildirilmiştir (Irmak, A.1972).
Toprak suyu toprağın gözeneklerini (özellikle orta ve ince) doldurur. Toprak suyu
toprakta bulunan suda çözünebilir tuzları, iyonları ve bir ölçüde suya karışmış olan toprak
havasını içerir. Bu durumda toprak suyu toprağa sızan yağış sularından çok farklı özellikler
kazanmış olur. Toprağın suyu mevsimlere hattâ gece ve gündüz farklarına göre değişiklik
gösterir. Bitkilerin beslenmesi bakımından topraktaki alınabilir durumdaki suyun önemi çok
fazladır.
Toprağın canlı bölümünü toprak hayvanları ve bitkileri teşkil eder. Bu canlılar toprağa
bağlı olarak (toprağı yurt edinmiş), onun içinde ve üstünde yaşayan hayvanlar ve bitkilerdir.
Mikrofauna, ilkel hayvanlar (solucanlar, karıncalar, örümcekler, böcekler gibi), gelişmiş
hayvanlar (köstebek, fare, tavşan, vb.), canlılar toprağın hayvancıkları bölümünü (toprak
faunası) oluştururlar. Bakteriler, algler ve mantarlar, ilkel bitkilerden yosunlar, likenler
gibileri ve yüksek bitkiler toprağın bitkilerini (toprak florası) oluştururlar. Toprak canlıları bir
yandan toprağın organik maddesini parçalayıp, ayrıştırırken diğer yandan kendi artıkları ile
toprağa organik madde sağlarlar. Bu biyolojik faaliyetin toprağın yaşanılabilir bir sistem
olmasında ve üretim yapabilen bir ortam olarak kullanılmasındaki önemi çok büyüktür.
Yukarıdan beri toprağın genel yapısına ait olarak verilmiş olan bilgiler toprağın
dinamik ilişkilerin bulunduğu bir sistem olduğunu göstermektedir19). Toprak yapısı itibariyle
kendi içinde dengeli, kendisine özgü ilişkileri ve özellikleri olan bir ekolojik sistemdir.
Toprağı sadece anorganik bir bileşikler karmaşığı olarak ele almak doğru değildir. Toprak
İlmi toprağın cansız bölümü ile olduğu kadar canlı bölümü ile de ilgilenmek durumundadır.
18)
19)
Gözenek hacmi ve etkileri konusunda bakınız :
 Irmak, A. 1940.
 Kantarcı, M.D. – Kantarcı, N. 1975
 Kantarcı, M.D.1980-a.
 Kantarcı, M.D.1982-b.
 Kantarcı, M.D.1983.
Giriş bölümünde Toprak İlmi ve toprak ile ilgili tariflere bakınız.
39
3.2. Toprağın Mineralojik Bileşimi
Toprağın oluştuğu anakayada bulunan minerallerden henüz ayrışmamış olan bir kısmı
toprak içinde de bulunur. Anakayadaki minerallerin ayrışmaya dayanıklılığı ve ayrışmanın
hızı bu minerallerin toprakta bulunuşunu ve miktarlarını etkiler. Anakayadaki minerallerden
bilhassa kuvars, çok güç ayrıştığı için, kuvarslı kayalardan oluşmuş topraklarda bol miktarda
bulunur. Kuvars silikatların ayrışması ve silisin serbest kalması sırasında sekunder olarak da
(opal) teşekkül edebilir (hidroliz ve oksitler bahsine bakınız). Kuvars toprağın genellikle kum
bölümünü teşkil eder. Ancak ufalanarak toz ve kil boyutlarına kadar küçülmüş kuvars
tanecikleri de toprakta bol miktarda bulunabilir. Opal kil boyutundadır. Kuvarslı erüptif
taşların topraklarında kuvars miktarı genellikle % 50’den fazla olduğu halde, kuvarssız erüptif
taşların, bazik erüptif taşların toprakları ile kireç taşı, kil şistleri ve lös topraklarında kuvars
oranı genellikle % 50’nin altındadır. Akarsuların yığdığı kumlar ve rüzgâr kumlarından
oluşmuş topraklarda kuvars oranı % 95’e kadar çıkabilir (Scheffer-Schachtschabel 1970).
Potasyumlu feldspatlar (ortoklas) ile sodyumlu feldspatlar (albit) daha güç ayrıştıkları
halde kalsiyumlu feldspatlar (anortit) veya albit-anortit karışımı olan plajyoklaslar daha kolay
ayrışırlar. Ilıman bölgelerdeki topraklarda feldspat oranı % 5-30 arasında olup bunun % 80-90
alkali feldspat denilen ortoklas ve albitten ibarettir (Scheffer-Schachtschabel 1970).
Toprağın içinde piroksenler, amfiboller, olivin ve biotit genellikle pekaz miktarda
bulunur. Bu mineraller de anortit gibi kolay ayrışırlar.
Tortul materyallerin topraklarında toz ve kil bölümünde muskovit ve ayrışmağa
başlamış olup, sarı renk almış olan biotit ile serisit taşlarınkinden daha fazla bulunur.
Topraklar, yukarıda sıralanan önemli minerallerden başka, daha az bulunan (% 1-2) ve
ağır mineraller olan magnetit, ilmenit, titanit, rutil, zirkon ve turmalin vd. de ihtiva ederler.
Toprakta ayrışma ve yeniden oluşum olayları sonucunda ikincil (sekunder)
minerallerden oksitler, karbonatlar ve kil mineralleri de önemli miktarlarda bulunur.
3.3. Topraktaki Oksitler
Toprağın oluşumu ve gelişimi sırasında ayrışma ürünleri olarak meydana gelen
maddeler arasında oksitler de vardır. Topraktaki oksitler adı altında demir, aluminyum,
manganez ve silisyum hidroksitleri, oksihidroksitleri ve oksitleri ile silis asidi anlaşılır. Bu
katyonların oksitlenmesi sırasında ortamda su bulunduğu için genellikle hidroksitleri teşekkül
eder. Sonradan suyun kaybı ile hidroksitler oksitlere dönüşür (Tablo 15).
1) SİLİSYUM OKSİTLER
Silikatların ayrışması sırasında bir kısım silisyumdioksit tetrahedronları kil mineralinin
oluşumunda görev alır. Toprakta silisyumdioksidin ilksel kaynağı anakayadaki kuvarstır
(Tablo 15). Silikatların ayrışması sırasında açığa çıkan silisyumdioksidin bir kısmı ile de;
normal sıcaklıkta α-kristobalit, yüksek sıcaklıklarda (volkanik tüflerde) β-kristobalit teşekkül
eder. Özellikle tortul materyallerde ve toprakta bulunan opal ise amorf silis asidi ile αkristobalit’in karışımıdır (Tablo 15). Bir kısım opal biyolojik yoldan da teşekkül etmiştir.
40
Samanda % 1.0-1.5 ve graminelerde (otlarda) % 5’e varan silisyum vardır20) (SchefferSchachtschabel 1970). Atkuyruğu bitkisinin külündeki silisyum oranı % 90’dan fazladır
(Mengel, K.1968). Otlaklarda üst toprakta % 2’ye kadar bioopal tespit edilmiştir. Son
zamanlarda yaygınlaşmış olan anız yakma olayı tarlaların Ap horizonunun bioopal bakımından
Tablo 15. Topraklardaki oksitler (bileşimleri, yapıları, renkleri oluşumları ve bulundukları yerler
Ele
me Oksitin adı
nt
Kimyasal
bileşimi
Yapısı
Rengi
Si
Al
Fe
α-Kristobalit
SiO2 . nH2O
Amorf
Renksiz
β-Kristobalit
SiO2 . nH2O
Amorf
Renksiz
Opal
SiO2 . nH2O
Amorf
Renksiz
Bio-opal
SiO2 . nH2O
Amorf
Renksiz
Alüminyum
hidroksit
Al(OH)3.nH2O
Amorf
Renksiz
Gibsit
(hidrarjillit)
γ-Al(OH)3
Amorf
Renksiz
Demir
3-Hidroksit
Fe(OH)3.nH2O
Amorf
Götit
Lepi dokrokit
Hematit
Mağhemit
Mn
Mangan
3-Hidroksit
Manganit
Pirolusit
20)
Oluşumu
Sıcak ve nemli iklim
Normal sıcaklıkta silikatların etkisinde alkalen topraklarda
ayrışması ile
(lateritleşme)
Yüksek sıcaklıkta silikatların
ayrışması ile
Amorf
silis
asidi
ile
kristobalitin karışımı
Tahıllar
ile
otların
(gramineler)
yaprak
ve
saplarında
Hafif asit veya nötr ortamda
silikatların hidrolizi ile
Kaolinitin ayrışması veya
aluminyum hidroksitin su
kaybetmesi
Pas esmeri Organik madde etkisinde
kahverengi hafif asit veya nötr ortamda
silikatların hidrolizi ile
α-FeOOH
İğne, lifli Pas esmeri Demir
3-hidroksitin
su
kristal
kahverengi kaybetmesi veya 2 değerli
veya
demir
bileşiklerinin
sarımsı
oksitlenmesi
kahve
γ-FeOOH
YapraTuruncu Fe(OH)2 ve FeS’ün CO2’ce
ğımsı
zengin hafif asit veya nötr
kristal
ortamda oksitlenmesi ile
α-Fe2O3
Altıgen
Koyu
Tropik ve yarı tropik
prizmalı kırmızı
bölgelerde hızlı hidroliz ile
kristaller (kan
oluşan demir 3-hidroksitin su
kırmızısı) kaybetmesi ile
γ-Fe2O3
Prizmalı Kahveren Organik maddece zengin
gi koyu topraklarda hızlı oksitlenme
kırmızı
(yanma) sonucunda
Mn(OH)3.nH2O Amorf
Kara,
Hafif asit, nötr,hafif alkalen
koyu
ortamda bazı piroksen ve
esmer
amfiboller
ile
biotitin
hidrolizi sonucunda
α-MnOOH
Kristalli
Kara,
Mangan 3-hidroksitin su
koyu
kaybı ile
esmer
β-MnO2
Kristalli
Kara,
Mangan
3-hidroksit
ve
koyu
manganitin su kaybı ile
esmer
% 1 silisyum % 2.14 SiO2’ye eşdeğerdir.
Bulunuşu
Volkan
tüflerinde
ve
bunların topraklarında
Sıcak ve nemli iklim
etkisinde alkalen topraklarda
Tarla topraklarının Ap ve
otlakların Ah horizonlarında
Toprak oluşumu sırasında,
Esmer Orman Topraklarında
ve diğer toprakların Ah
horizonlarında
Toprakların
birikme
horizonunda asit ortamda kil
minerallerinin ayrışması ile
(podsollaşma)
Esmer Orman Toprağının Ah
ve Bv horizonunda, diğer
toprakların Ah horizonlarında
Toprakların
birikme
horizonlarında
Durgun su ve taban suyu
horizonlarında
Plastosol’lerde
(Terra fuska ve Terra rosa)
Toprak yangınları ve turbalık
yangınları olan yerlerde
Esmer Orman Toprağının Ah
ve Bv horizonunda, diğer
toprakların Ah horizonlarında
Toprakların
horizonunda
birikme
Fe ve Mn konkresyonlarında
M. Doğan Kantarcı
41
daha da zenginleşmesine sebep olmaktadır. Bioopalin mevcudiyeti toprağın önceki kullanımı
hakkında fikir verir.
Silikatların ayrışması sırasında teşekkül eden ortosilis asidi H4SiO4 su kaybederek
kuvarsa SiO2 dönüşür21). Esasen ortosilis asidi çok zayıf ve suda güç çözünen bir asittir.
Ortosilis asidinin pH 2-8 arasında çözünürlüğü toprağın reaksiyonuna pek bağlı değildir.
Ancak pH 8-9 arasında ortosilis asidi suda daha fazla çözünmektedir. Bu nedenle sıcak ve
nemli iklim şartları altında kireçli anakayadan oluşmuş olan alkali topraklarda lateritleşme
hızlanmaktadır. Bazı lateritlerde serbest SiO2 hemen hiç kalmayacak kadar yıkanabilir
(lateritleşmeye bakınız). Ayrıca organik maddenin fazla bulunduğu üst toprakta da silis
asidinin suda fazla çözünebildiği ve bunun ise üst toprakta bioopalin fazla bulunuşuna bağlı
olduğu belirtilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970).
2) ALÜMİNYUM OKSİTLER
Silikatların ayrışması sırasında alüminyumun önemli bir kısmı alüminyum oksit
halinde kil mineralinin teşekkülünde yer alır. Alüminyum oksitin oktahedronları ile
silisyumoksidin tetrahedronları kil minerallerinin tabakalı yapısını oluşturur (kil minerallerine
bak.).
Ayrışma ürünlerinin bir kısmı yıkanıp gider, bir kısmı ise gibsit (hidrarjillit) γAl(OH)3 halinde çökelir (kaolinit desilifikasyonu-hidroliz bahsi). Tropikal bölgelerin
topraklarında böhmit γ-AlOOH ve Diaspor α-AlOOH ayrışma ürünleri olarak bulunur. Serin
ve nemli bölgelerde ise aluminyum özellikle asit reaksiyonlu topraklarda yıkanıp birikme
olayına karışır (podsolleşmeye bakınız) (Tablo 15).
3) DEMİROKSİTLER
Erüptif kayalardaki demirli minerallerin (biotit, piroksenler, amfiboller, olivin, vd.)
ayrışması sırasında demir de oksitlenerek Fe2O3 halinde ayrılır. İndirgenme şartlarının
bulunduğu ortamlarda ise demir 2 değerli olarak demirkarbonat (siderit) FeCO3, demir fosfat
(vivianit) FeHPO4, demir sülfat FeSO4 veya demir sülfit FeS olarak teşekkül eder.
Demiroksitlerin amorf veya kristal halde bulunuşları, kristal şekilleri, bileşimleri,
topraklaşmaya, toprağın horizonlarına veya toprağın gelişimine göre önemli ve ayırtedici
farklar gösterir22-23).
Nemli ve ılık iklim şartlarında 2 değerli demir hidroksit Fe(OH)2 veya demir
oksihidroksit FeOOH veya 3 değerli demirhidroksit Fe(OH)3 teşekkül eder. Demirhidroksitler
amorf yapıda esmer renkte ve kil çapındadırlar (Ø < 0.002 mm). Bunlara kısaca amorf demir
oksit denir. Amorf demir oksitler toprak taneciklerinin ve parçacıklarının (strüktür
21)
O
O
Si
HO
OH
Si
O
O
HO
OH
Silisyumdioksit
Orto silis asidi
SiO4 veya SiO2
Si(OH)4 veya H4SiO4
Not: Silis asidi topraktan borat çözeltisi ile dışarı alınır. Boratlar silis asidi ile reaksiyona girmezler. Asit
reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha fazla olduğu için borat çözeltisine de daha fazla geçer. Alkali
reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha önce yıkanmış olduğu için borat çözeltisine geçen miktar da azdır.
22)
* Kantarcı, M.D.1979-1
* Kantarcı, M.D.1981-2.
23)
Benzer topraklaşma ve gelişme özellikleri alüminyum oksitler ile mangan oksitlerin şekillerine ve bileşimine
göre de tayin edilebilir. Ancak demirin laboratuvarda incelenmesi ve arazide renk farkları ile ayırtedilmesi
daha kolaydır.
42
elemanlarının) yüzeyini kaplarlar. Toprağın esmerleşmesi bu amorf demirhidroksitin
teşekkülü ile mümkün olur (Bak. Esmer Orman Toprağı – Toprağın Gelişimi)22) . Amorf
demir oksitler organik maddece zengin topraklarda veya toprak horizonlarında (Ah-horizonu)
teşekkül ederler. Bunlar pozitif elektrik yüküne sahiptirler ve negatif elektrik yüklü olan kil
mineralleri ile bağlanırlar. Böylece kilin kırıntılanmasını sağlarlar (Bak. Toprağın Strüktürü).
Ancak amorf demir oksitlerin yıkanması kil taneciklerinin de serbest kalan toprak içinde
yukarıdan aşağı taşınıp birikmesine sebep olur (Bak. Solgun Esmer Orman Toprağı-Kilin
Taşınıp Birikmesi – Toprağın Gelişimi)22-23) . Asit şartların hakimiyeti sonucunda amorf
demir oksitlerin organomineral bileşikler yaparak yıkanması toprağın yıkanması ve
podsolleşme olayının en belirgin göstergesidir (Bak. Boz-Esmer Orman Toprağı –
Podsolleşme – Toprağın Gelişimi)22-23).
Amorf demir oksitler pozitif elektrik yüklerinden dolayı asit şartlarda organik
maddelerin ayrışma ürünlerinden olan negatif elektrik yüklü ve küçük moleküllü polifenoller
ve suda çözünebilir fulvik asitlerle organo mineral bileşikler (çelatlar) yaparlar.
Organomineral bileşiklerin teşekkülü sırasında amorf demir oksitler indirgenirler. Çelatlar
suda çözünebilir ve yıkanıp alt toprakta birikirler (Bak. Podsolleşme)22-23).
Ilıman bölgelerin topraklarında organik maddenin de etkisi ile asit ortamda gelişen
yavaş hidroliz sonucunda götit (α + FeOOH) teşekkül eder. Götit, FeSO4 veya FeCl2
bileşiklerinin oksidasyonu sonucunda da oluşur. Bu topraklarda hematit bulunmaz. Tropik ve
yarı tropik bölgelerin topraklarında ise hızlı ve devamlı bir hidroliz sonucunda 3 değerli demir
hidroksit Fe(OH)3 oluşur. Fe(OH)3 su kaybederek hematit’e (α- Fe2O3) dönüşür. Bu ortamda
organik maddenin azlığı önemli bir etkendir. Alkalen ortamda amorf demir hidroksit molekül
halindeki suyunu kaybederek götit’e dönüşebilir. Fakat hematit götit’e dönüşemez. Bu
nedenle ılıman bölge topraklarının aksine, tropik ve yarı tropik bölge topraklarında götit ile
hematit birlikte bulunabilir22).
İki değerli Fe(OH)2 ve FeS gibi demir bileşiklerinin oksijence fakir fakat CO2
bakımından zenginleşmiş ortamda (durgun su şartları) oksitlenmesi ile lepidokrokit (γFeOOH) teşekkül eder. Özellikle killi ve kireçsiz durgunsu topraklarında lepidokrokit
teşekkül eder ve portakal kırmızısı-turuncu rengi ile belli olur16-24) . Lepidokrokit suda
çözünebildiği için yıkanarak ortamdan ayrılabilir. Veya toprakta oksijenin arttığı devrede
oksitlenerek götite dönüşür16-24).
Organik maddelerin çok bulunduğu topraklarda iki ve üç değerli demir oksitlerin
yüksek ısı altında hızla oksitlenmesi sonucunda (toprak ve turbalık yangınları gibi) mağhemit
γ-Fe2O3 teşekkül eder22).
Demirin anakayadaki minerallere bağlı formuna topraklaşmamış demir, topraklaşmış
formuna topraklaşmış veya pedogen demir denir (1).
(1) Topraklaşmamış demir = Toplam demir ( Fet) – Topraklaşmış demir (Fed)22-24) .
Topraklaşmış demir, aktif demir (Fea = amorf demir hidroksit) ve kristalleşmiş demir
(Fek) (demir oksitler) olarak ayırtedilir. Aktif demir suda çözünebilen ve yıkanabilen amorf
demir hidroksitlerde bağlıdır. Suyunu kaybederek kristalleşmiş demir oksitler ise artık
yıkanamaz (2).
(2) Kristalleşmiş demir oksitler = Pedogen demir (Fed) – aktif demir (Fea)22-24).
Demir oksit ve hidroksitlerin teşekkül şartları, amorf veya kristal durumunda oluşları,
kristal şekilleri toprak genetiğinde çok önemli olarak kabul edilir. Toprağın oluşum ve gelişim
24)
Durgunsu toprakları ve lepidokrokit için bakınız:
 Kantarcı, M.D.1979-1
 Kantarcı, M.D.1980-2
43
olaylarında demir bileşikleri değerli birer gösterge olarak incelenirler (Tablo 15 ve Toprağın
Gelişimi).
4) MANGANOKSİTLER
Piroksenler, amfiboller ve mikalardan biotit gibi bileşiminde manganez bulunan
silikatların ayrışması ile manganoksitler de teşekkül eder. Hafif asit, nötr veya hafif alkalen
ortamda silikatların hidrolizi sırasında mangan 3- hidroksit Mn(OH)3.nH2O amorf olarak
teşekkül eder. Amorf mangan 3-hidroksit aynen amorf demir 3-hidroksit ve amorf aluminyum
3-hidroksit gibi, toprakta yıkanma birikme olaylarında etkili olur, organik bileşiklerle
organomineral bileşikler (çelat) yapar ve toprağın oluşumu ile gelişiminde rol alır
(Bak.Toprağın Gelişimi). Mangan 3-hidroksitin su kaybı ile manganit γ-MnOOH kristalleri
oluşur. Manganit toprakların birikme zonunda bulunur. Mangan 3-hidroksitin veya
manganitin su kaybı ile pirolüsit β-MnO2 kristalleri teşekkül eder. Mangan oksitlerin hepsi
koyu esmer-siyahımsı renktedirler. Demir oksitlerle birlikte bulundukları için demir oksitlerin
toprağa verdikleri kırmızı pas veya esmer rengin daha koyu görünmesine sebep olurlar.
Mangan oksitlerin erüptif minerallerdeki miktarları az olduğu için topraktaki bulunuşları da
azdır.
3.4. Kil Mineralleri25)
Toprağın Ø < 0.002 mm olan bölümü kil bölümü olarak kabul edilir. Kil bölümünde
çok küçük çapa kadar öğütülmüş primer mineraller veya çok küçük çaplı kuvars parçacıkları
ve kristalleri ile mika pulları ile sekunder olarak teşekkül etmiş kalsit CaCO3, götit α-FeOOH,
hidrarjillit (Gibsit) Al2(OH)6 (veya kısaca Al(OH)3), opal ve bioopal SiO2.nH2O, demir,
aluminyum ve mangan oksit kristalleri kil mineralleri ile birlikte bulunmaktadır. Kil
mineralleri silikatların ayrışması sonucunda sekunder olarak oluşmuş hidroksilli
aluminosilikatlardır. Kil mineralleri alçak basınç ve düşük sıcaklıkta oluştukları için pulcuklar
halindedirler. Yapıları tabakalı ve yaprakçıklıdır. Basıncın ve sıcaklığın düşüklüğü iri kristalli
kil minerallerinin gelişimini önlemiştir. Yaprakçıklı yapıdan dolayı kil mineralleri su alınca
şişerler ve yaprakçıklar birbirinden belirli bir mesafeye kadar uzaklaşır. Böylece kil
minerallerinin yüzeyleri de (iç yüzey) artmış olur. Kil minerallerinin yaprakçıkları 2, 3 veya 4
tabakalıdır. Tabaka sayısına göre kil minerallerinin iç yüzeyi değişiktir.İki tabakalı kil
minerali olan kaolinitin 1 gramında 80 m², üç tabakalı olan montmorillonitin 1 gramında 800
m² yüzey vardır26). Su alıp şişen kil minerallerinin bu iç yüzeyine bazı katyonlar da girerek
yerleşirler. Böylece kil mineralleri bir yandan toprağın su tutma kapasitesini bir yandan da
katyon tutabilme kapasitesini arttırırlar. Kil minerallerinin toprakta bulunuşu toprağın bitki
besleme gücünde çok önemli etkiler yapar.
3.4.1. Kil Minerallerinin Kristal yapısı
Kil mineralleri yaprakçıklı bir yapıya sahiptirler. Yaprakçıkların herbiri iki, üç veya
dört tetrahedron ve oktahedrondan meydana gelmişlerdir. Tetrahedronlar bir silisyum katyonu
etrafında yeralmış dört oksijen anyonundan, oktahedronlar ise bir aluminyum katyonunun
etrafında yeralmış altı oksijen anyonundan oluşurlar. Tetrahedronlar ile oktahedronların üst
25)
26)
Türkiye’de orman topraklarındaki kil mineralleri için bakınız :
 Mitchell, W.A. – A.Irmak, 1957.
 Gülçur, F. 1958.
 Gülçur, F. 1964-a ve b.
 Tunçkale, İ.H. 1965.
 Irmak, A. – F.Gülçur, - W.A.Mitchell 1967 I-II.
 Şölen, V.1983.
 Eruz, E. – M.Yeniyol 1984.
Bu hesaba göre; 20 cm kalınlığında % 10 montmorillonit ihtiva eden bir toprakta kil mineralinden dolayı 24
km²’lik bir iç yüzey sözkonusudur (Irmak, A.1972).
44
üste gelip aralarındaki oksijen köprüleri ile birbirine bağlanmaları sonucunda tabakalı bir
yaprakçık meydana gelir. Yaprakçıkların üst üste gelmesi ile de kil mineralleri oluşur (Şekil
6.1.).
İKİ TABAKALI KİL MİNERALLERİ
ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALLERİ
T
T
O
O
T
-2
+4
O
Si
+6
OH
T
O
Al
T
O
T
T : TEDRAHEDRON
O : OKTAHEDRON
Şekil 6.1. Kil minerallerinin yaprakçıklarında tetrahedron ve oktahedron tabakalarının sıralanışı.
İki tabakalı yaprakçıkların yapısında yeralan tetrahedronların oksijenleri yaprakçığın
T
üst yüzeyinde
bir oksijen tabakası oluşturur. Oktahedronların alt yüzeyindeki oksijenler ise
T
açıkta kalan (-) yükleri (elektronlar) ile hidrojenle birleşerek bir OH-tabakası oluştururlar
O
(Şekil 6.1 ve 6.2).
O
T
O (OH) K Mg Al Si
T : Tedrahedron
O : Oktahedron
O
1. Yaprakçık
T
O
-2
O
Si
+4
T
OH
T
O
K
T
Si (Al)
10
A
10 A
7.2 A
Al
Si
K
Al(Mg)
Si (Al)
T
KAOLİNİT
(İki tabakalı)
İLLİT
(Üç tabakalı)
14 A
T
T
T
Al
6
O
O
O
T
+
Mg (Al,Fe+3)
Si (Al)
Ortak
oktahedron
tabakası
2. Yaprakçık
Mg (Al,Fe+3)
O
T
Si (Al)
KLORİT
(Dört tabakalı)
Şekil 6.2. İki, üç ve dört tabakalı kil minerallerinin kristal yapısı.
Böyle iki tabakalı bir kil yaprakçığının diğer bir kil yaprakçığı ile üst üste gelmesi
sonucunda tetrahedronların oksijen tabakası ile oktahedronların hidroksit tabakası karşı
karşıya gelmiş olur. İki tabakanın arasında yeralan H+ iyonları bir OH-O bağlantısının
kurulmasını sağlarlar. Böylece iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları arasında elektriksel
bir çekim gücü meydana gelir. Bu nedenle iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıklarının
arasına su molekülleri giremez ve yaprakçıklar birbirinden pek fazla uzaklaşamaz.
45
Yaprakçıkların su almadan önce aralarında 2.7 angström (2.7 Å)27) olan mesafe su alma ile
değişmez (Şekil 7).
İKİ TABAKALI KİL MİNERALİ
T
O
H
H2O
H
H
H
H
Yaprakçıkların arasına su
giremez ve kil minerali şişmez.
H
T
O
ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALİ
T : Tedrahedron
O : Oktahedron
T
O
T
Yaprakçıkların arasına su
girer ve kil minerali şişer.
H2O
T
O
T
M. Doğan Kantarcı
Şekil 7. Kil minerallerinin yaprakçıklarının arasına su moleküllerinin girişinin mineralin tabakalı yapısı ile
ilişkisi.
Üç tabakalı yaprakçıkların yapısı ortada bir oktahedron, alt ve üstte birer tetrahedron
tabakası şeklindedir (Şekil 6.2). Tetrahedronlardan dolayı yaprakçığın iki yüzeyinde de
oksijen tabakaları yeralır. Kil yaprakçıklarının üst üste gelmesi ile oksijen tabakaları da karşı
karşıya gelmiş olurlar. Negatif yüklü oksijen iyonlarını birbirine bağlayan katyon olmadığı
için yaprakçıklar birbirine elektriksel olarak bağlanamaz. Bu nedenle 3 tabakalı kil
minerallerinde yaprakçık aralığı meselâ montmorillonitte 3.4 Å kadar iken, su alınca
yaprakçıkların arasındaki mesafe 14-18 Å’a çıkar. Yani kil minerali su alarak şişer (Şekil 7).
Tetrahedronlardaki Si+4 ve oktahedronlardaki Al+3 katyonları yerine Fe, Mn veya Mg
katyonları geçebilir. Tetrahedronlardaki Si+4 yerine Al+3 katyonu da geçer. Birbirine yaklaşık
çapta (aynı koordinasyon sayısına sahip katyonlar) fakat farklı pozitif elektrik yüküne sahip
katyonların yerdeğiştirmesi (izomorf yer değiştirme = izomorf substitusyon) ile kil
minerallerinde negatif yük fazlası ortaya çıkar. Negatif yük fazlası Na+, K+, Ca+2, Mg+2 ve
diğer katyonların kil minerallerine bağlanması ile nötrleştirilir. Ancak bu katyonlar
kendilerinden daha aktif bir katyon (meselâ H+) ile yerdeğiştirebilirler. Bu yerdeğiştirme olayı
kil minerallerinin toprağın katyon tutabilmesi ve gerektiğinde katyon değişimi özelliğini
27)
Å : Angström 1 Å = 0.00000001 cm = 10 -8 cm. ; 1 Å =10-10 m = 0.1 nm (nanometre); 1nm = 10 -9 m
46
kazanmasını sağlar. Kil mineralleri katyon değişimi
beslenmesinde çok önemli role ve etkiye sahiptirler.
özelliklerinden dolayı
bitki
3.4.2. Kil minerallerinin Sınıflandırılması
Kil mineralleri kristal yapılarına ve mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılırlar. Kil
minerallerinin kristal yapıları yaprakçıklarının kalınlığını, su alıp şişme yeteneklerini,
katyonların izomorf yerdeğiştirebilme durumunu da etkiler. Kil minerallerinin kimyasal
bileşimi oluştukları anamateryalin mineralojik bileşimine bağlı olarak değişiklik gösterir. Kil
minerallerinin kimyasal yapısındaki elementler ve bunların oksitlerinin oranları farklı kil
mineralleri arasında belirgin bir ayırımın yapılamayacağını göstermektedir (Tablo 16). Bu
nedenle kil minerallerinin sınıflandırılmasında daha az değişken olan kristal yapıları esas
alınır (Tablo 17).
Tablo 16. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %)
(Scheffer-Schachtschabel 1970’ten)
Kil mineralleri
SiO2
Al2O3
Fe2O3
TiO2
CaO
MgO
K2O
Na2O
Kaolinit
Montmorillonit
ve Nontronit
İllit
Vermikulit
Klorit
45-48
42-55
38-40
0-28
0-30
0-0.5
0-3
0-2.5
0-0.5
0-3
50-56
33-37
22-35
18-31
7-18
12-24
2-5
3-12
0-15
0-0.8
0-0.6
-
0-2
0-2
0-2
4-7
0-2
0-1
0-1
0-0.4
0-1
1-4
20-28
12-34
İki tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 7.2 Å olup bunlardan kaolinit su alınca
şişmez, halloysit su alınca l0.1 Å’a kadar şişer. Üç tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 10
Å olup su aldıklarında kil mineralinin cinsine göre 14-18 Å’a kadar şişerler. Dört tabakalı kil
minerallerinin ise esas kalınlığı 14 Å olup bunlar su alıp şişmezler. Amorf kil mineralleri ise
röntgen ışınlarında kristal yapısı göstermeyen bol su ihtiva eden alüminyum silikatlardır
(Tablo 17).
Kil minerallerinde oktahedral tabaka daha önce de belirtildiği gibi çevresine 6 oksijen
toplanabilen (koordinasyon sayısı) katyonlar tarafından meydana getirilir. Çevresine 6 oksijen
toplayabilen katyonlar Al+3 ve Mg+2 veya Fe, Mn olabilir. Oktahedral tabakada bu katyonların
girebileceği yerlerin 2/3’ü 2 Al+3 ile doldurulmuşsa bu yapıya dioktahedral, eğer sözkonusu
yerlerin her üçü de 3 Mg+2 tarafından doldurulmuşsa trioktahedral yapıdan bahsedilir (Tablo
17).
Tetrahedron ve oktahedronlarda aynı koordinasyon sayısına sahip katyonların
yerdeğiştirebildiği kil minerallerinde, boşta kalan negatif yükler iç ve dış yüzeye yerleşen
değiştirilebilir katyonlarca dengelenmişlerdir (Tablo 17).
3.4.3. Topraktaki Önemli kil Mineralleri
3.4.3.1. İki Tabakalı Kil Mineralleri
İki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir tetrahedron bir de oktahedron
tabakasının oksijen köprüleri ile birbirine bağlanması sonucunda meydana gelmişlerdir.
Bunların arasında en yaygın olarak bulunanları kaolinit ve halloysit’tir. Trioktahedrik bir
47
yapıya sahip olan serpantin Mg6Si4O10(OH)8 nadir olarak bulunur. İki tabakalı mineraller 1:1
veya Si:Al (tetrahedrondaki silisyumdan dolayı Si, oktahedrondaki alüminyumdan dolayı Al
ile belirtilerek) olarak gösterilir.
KAOLİNİT
Kaolinitin iki tabakalı olan yaprakçıklarının tetrahedronların bulunduğu yüzeyi oksijen
tabakası, oktahedronların bulunduğu yüzeyi hidroksit tabakası ile kaplıdır (Şekil 6.1 ve Şekil
6.2, Şekil 7). Üst üste gelen yaprakçıkların alt yüzeyindeki hidroksit tabakası (H+ katyonu
arada yeraldığı için) birbirini elektriksel olarak çeker. Bu nedenle esas kalınlığı 7.2 Å,
yaprakçık arası açıklığı 2.7 Å olan kaolinit su alıp şişmez ve yaprakçıklar birbirinden
uzaklaşmaz27) (Tablo 17, Şekil 7). Kaolinitin yaprakçıkları arasındaki 2.7 Å’lık aralığa
katyonlar giremez. Ayrıca izomorf yerdeğiştirme olmadığı için negatif elektrik yükü de pek
yoktur. Kaolinit, bu özelliğinden dolayı iç ve dış yüzeyi su alma ile değişmediği gibi
değiştirilebilir katyonları da negatif elektriksel güç ile pek az bağlayabilir. Kaolinitin katyon
değişim kapasitesi 3-15 me/100 gr arasında olup pek düşük sayılır28) .
Kaolinit ihtiva eden topraklar ıslandıkları vakit suyu emmedikleri için cıvıklaşırlar.
Katyon değişim kapasiteleri de düşük olur. Bu topraklara kireç karıştırılarak kırıntılılık ve
süzeklik sağlanamaz. Ancak bol organik madde (humus) ile ıslâh edilebilir. Bu nedenlerle
kaolinitli topraklar sorun çıkaran ve bitki beslenmesi bakımından da zayıf topraklar olarak
kabul edilirler.
HALLOYSİT
Halloysit de kaolinit gibi bir tetrahedron, bir oktahedron tabakasının üst üste gelmesi
ile teşekkül etmiştir. Ancak kaolinitin aksine silikat tabakaları arasında su molekülleri
yeralmıştır. Bu nedenle 7.2 Å olan esas kalınlık su alıp şişerek 10.1 Å’a kadar artabilir.
Yaprakçıklar arasındaki 2.7 Å olan kaolinit’de değişmediği halde Halloysit’de su alıp şişme
sonucunda artar. Halloysit su alıp şişebildiği için toprakta suyun tutulmasında faydalı olur.
Halloysitin katyon değişim kapasitesi 5-10 me/100 gr’dır (Tablo 17).
3.4.3.2. Üç Tabakalı Kil mineralleri
Üç tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir oktahedron tabakasının altına ve üstüne
iki tetrahedron tabakasının birleşmesi sonucunda oluşmuşlardır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7).
Daha önce de belirtildiği gibi tetrahedronların dış yüzleri oksijen tabakası ile kaplı
olduğundan yaprakçıklar arasında bu iki oksijen tabakasını bağlayacak bir katyon
bulunmamaktadır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7). Bu nedenle 3 tabakalı kil mineralleri su
aldıklarında yaprakçıklar birbirinden uzaklaşırlar. Bu olay su alan kil minerallerinin şişmesi
olarak tanımlanır. Yaprakçıklar arasındaki açıklığa katyonlar girerek yerleşirler ve iki yandaki
negatif elektrik yüklerine sahip oksijen tabakaları arasında elektriksel bağ ile tutulurlar.
Ancak bu katyonlar daha aktif bir katyon ile yerdeğiştirebilirler. Üç tabakalı kil mineralleri
1:1:1 veya Si:Al:Si (tetrahedron Si, oktahedron Al, tetrahedron Si) olarak gösterilirler. Üç
tabakalı kil mineralleri arasında toprak özellikleri bakımından önemli olanlar illit, vermikulit
ve montmorillonit’tir. Ayrıca pirofillit Al2Si4O10(OH)2 ile Talk Mg3Si4O10(OH)2 nadir olarak
toprakta rastlanan üç tabakalı killerdendir (Tablo 17).
28)
me : miliekivalan.
Tablo 17. Kil minerallerinin sınıflandırılması (ağırlığa göre %)
(Irmak, A. 1970 ile Scheffer-Schachtschabel 1972’den derlenmiştir. )
Tabaka Yaprakçık
sayısı
kalınlığı
7.2 Å
2
1:1
Si:Al
10 Å
Kaolinit
Halloysit
Serpantin
(nadir)
Mika
Glaukonit
İllit
3
2:1
Si:Al:Si
4
2:2
Kil
mineralinin
adı
14 Å
Amorf
(**)
İzomorf
Şişme
yer
(açılma)
değiştirme
İç ve dış
yüzeyde
tutulan
katyonlar
-
Katyon
değişim
kapasite
si
3-15
5-10
Al2
Al2
Si2
Si2
O5(OH)4
O5(OH)4 . 2H2O
Trioktahedral
Dioktahedral
Yok
Yok
Yok
Yok
Yok
Yok
Mg3
Si2
O5(OH)4
-
Al 0.35
Si 3.65
O10(OH)2
Var
10-15-20
Fe+3 0.20
Al 1.55
Mg 0.25
Mg 2.61
Fe+3 0.10
Al 0.39
Al 1.50
Mg 0.63
Si 3.50
Al 0.50
O10(OH)2 . yH2O
K ve
diğer(*)
K 0.58
Si 2.95
Al 1.05
O10(OH)2 . yH2O
Diğer(**) 0.66 100-200
Si 3.91
Al 0.09
O10(OH)2 . yH2O
Diğer(**) 0.33
Al2
Mg3
Si4
Si4
Dioktahedral
Var
15 Å
Montmorillonit
Dioktahedral
Var
Pirofillit (nadir)
Talk (nadir)
Yok
Yok
Dioktahedral
(Leptoklorit)
Trioktahedral
(Ortoklorit)
Yok
Yok
15-20 Å
18 Å
Yok
Yok
Yok
Yok
Alofan
Fe+30.97 ,
Mg 4.65
Si 3.20
Fe+3 0.40
Al 0.80
Al 0.90
SiO2 / Al2O3
Diğer
O10(OH)2
O10(OH)8
(**)
5-40
20-50
0.17
80-120
-
10-40
 100
Mg0.40)
48
yH2O : Su miktarı değişik
Oksijen,
Hidroksil veya
su grubu
Yok
10.1 Å
Trioktahedral
Glaukonit’te (K, Ca/2, Na)0.85 , (Al0.47 ,
Ca / 2, Mg / 2, K, Na, H2O
Tetrahedral
tabakanın
katyonları
Yok
Yok
Vermiküllit
Klorit
Ortahedral
tabakanın
katyonları
Dioktahedral
Dioktahedral
Å
Si:Al:Si:Al
(*)
Ortahedral
tabakanın
yapısı
49
İLLİT
İllitlerin bir kısmı mikaların (muskovit, biotit) hidratlanması ile, bir kısmı da
silikatların ayrışması ve yeniden teşekkül sonucunda oluşurlar. İllit mineralleri esas itibariyle
mikaların pulcuklarının aralanması ve bu aralıkların su alıp şişebilir bir duruma gelmesi ile
teşekkül eder. Mika pullarının aralanması önce kenarlardan su alarak başlayıp iç kesime doğru
gelişir. Bu olay mika pullarının ve özellikle potasyumun hidratlanması olayıdır. Potasyum
katyonlarının (su dipolleri ve hidronyum etkisi ile) hidratlanması sonucunda mika pulcukları
birbirinden ayrılır. Bu arada hidratlanan K+ katyonu da hidronyum tarafından yaprakçıklar
arasından dışarıya alınır. Böylece yaprakçıkların arası daha da açılır ve giderek mika illit’e
dönüşmüş olur (Şekil 8). Bu nedenle illit ile mika arasında birçok ara safhası bulunur. İllitler
daha küçük tane çapında oluşları (Ø < 0.002 mm), pek az kristalleşmiş olmaları 29), daha az
potasyum (% 4-6), fakat daha fazla kristal suyu ihtiva etmeleri ile mikalardan ayırtedilirler.
Buna karşılık diğer kil minerallerinden daha fazla potasyum ihtiva ettikleri ve mikalarla
aralarında birçok geçiş safhası bulunduğu için illitler mikamsı kil mineralleri olarak tanınırlar.
İllitlerin kimyasal bileşimi oluştukları mikalara bağlı olarak değişir. Bir kısım illitlerin
mikaların hidratlanması ile gelişmesi, bir kısmının toprak oluşumu sırasında silikatların
ayrışması olayının sonucunda oluşmaları ve bir kısım illitlerin de denizel tortulların ayrışması
ve yeniden oluşum sürecinden sonra oluşmaları (Glaukonit), illitlerin kimyasal bileşimlerinin
birbirinden epeyce farklı olmasına sebep olarak gösterilir.
İllit minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su alıp şiştiklerinde kalınlık artar Kalınlığın
artması illitin vermikulite geçiş safhasında 15 Å’e, montmorillonite geçiş safhasında 20 Å’e
ulaşır. İllitlerin katyon değişim kapasiteleri 20-50 me/100 g arasındadır.
Mikamsı kil mineralleri arasında Glaukonit de (Glokoni) bulunur. Glaukonit denizel
tortulların içinde bulunan yeşil renkli sekunder bir mineraldir. Bileşimi esas itibariyle
magnezyumlu-potasyumlu demir silikattır (K, Na) (Mg, Fe, Al, Ca)3 (Si3Al) O10(OH)2. Ancak
Glaukonitin bileşimi çok değişkendir. Bu mineralin sığ denizlerde ve sahile yakın kesimlerde
50-100 m derinlikte teşekkül ettiği ve glaukonitli kum taşlarını meydana getirdiği
bildirilmiştir (Bayramgil, O.1959).Glaukonitin mikamsı bir kil minerali olarak formülü
aşağıda verilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970’ten). Glaukonitin katyon değişim
kapasitesi 5-40 me/100 g’dır.
(K,Ca/2,Na)0.85(Al0.47,Fe+30.97,Fe+2 0.19 Mg0.40)(Si3.65, Al0.35)O10(OH)2
VERMİKÜLLİT
Vermiküllit biotit’ten gelişmiş olan illitin fazla miktarda K+ kaybetmesi ve
yaprakçıkları arasında K+ yerine Mg++ katyonlarının girmesi ile gelişir (Şekil 8).
Vermiküllitin esas kalınlığı 10 Å olduğu halde su alıp şişerek Mg++ veya Ca++ ile
doyurulduğunda kalınlık 15 Å’e ulaşır (Gliserin ile 14 Å). Vermiküllitin katyon değişim
kapasitesi 100-200 me/100 g arasındadır. Eğer vermiküllit mineralleri yüksek miktarda K+
veya NH4+ katyonları ile karşılaşırlarsa bu katyonlar değiştirilebilir durumdaki Mg++ ve Ca++
yerine geçerler. Bu durum vermiküllitli toprakların yüksek miktarda potasyumlu veya
amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda oluşur. Yeniden K+ ve NH4+ ile doygun hale
gelen vermiküllit minerallerinin su kaybedip kururlarsa tekrar su almakla şişmediği kalınlığın
10 Å’e indiği ve illite dönüştüğü görülür. İllite dönüşme ile artık potasyumun toprak suyuna
geçmesi zorlaşır veya mümkün olmaz (potasyumun ve amonyumun fiksasyonu).
29)
Hidratlanma olayı ile su alan ve K+ kaybeden mikaların kristal yapıları bozulduğu ve mika giderek illite
dönüştüğü için illitler mikalara oranla daha zayıf bir kristalleşme gösterirler.
50
MONTMORİLLONİT (SMEKTİT)
Montmorillonit mineralleri illit ve vermikülite benzeyen bir kristal yapısına sahiptirler
(Şekil 6.2, 8). Ancak su alıp şiştiklerinde ve Mg++ ile doyurulduklarında 10 Å olan esas
kalınlık 20 Å’e, 3.4 Å olan yaprakçık aralığı ise 14 Å’e kadar şişer (gliserinle de aynı şişme
görülür). Montmorillonitlerde su alıp şişme ve yaprakçıkların birbirinden uzaklaşması olayı
mineralin doyurulduğu katyona önemle bağlıdır. Ca++ veya Mg++ ile doyurulmuş
montmorillonitler esas kalınlık olan 10 Å’den 20 Å’e kadar şiştikleri halde, Na+ ile
doyurulmuş montmorillonitlerde 160 Å’e kadar şişme tesbit edilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970). Ortamda daha fazla sodyumun bulunması montmorillonitin
yaprakçıklarının birbirinden bir daha biraraya gelemeyecek kadar uzaklaşmalarına sebep olur
(Tuzlu topraklarda Na-montmorillonit teşekkülü). Vermiküllit ise Na+ ile doyurulduğunda
ancak 15 Å’e kadar şişebilir.
Montmorillonitler illitlerden veya bazalt gibi bazik erüptif kayalardaki minerallerden
gelişebilirler. Genellikle tortul materyallerde bulunan montmorillonitler illitlerden gelişmiştir
(Şekil 8). Saf montmorillonitler daha çok volkanik tüflerin ayrışması ile oluşurlar
(Bentonit’ler).
Montmorillonitlerden demirce zengin olanı Nontronit adını alır. Nontronitte demir
katyonları oktahedronlara yerleşmiştir. Renk sarıdan esmer yeşile kadar değişir.
MİKA
İLLİT
MİKA YAPRAKLARININ
AYRILMASI VE K +
İYONLARININ
SERBEST KALMASI
KENARLARI
AÇILMAYA
BAŞLAMIŞ İLLİT
MİKA - İLLİT
İLLİT
(SU ALINCA ŞİŞMEZ)
AÇILMIŞ İLLİT
VERMİKÜLLİT
VEYA
MONTMORİLLONİT
POTASYUM
DEĞİŞTİRİLEBİLİR KATYON
M. Doğan Kantarcı
Şekil 8. Mikanın İllit’e ve daha sonra vermiküllit ve montmorillonit’e dönüşmesi.
51
Montmorillonitlerin katyon değişim kapasitesi 80-120 me/100 g arasında değişir.
Yüksek miktarda K+ veya NH4+ katyonları ile illite dönüşmezler (K-fiksasyonu yok). Su
kaybedip kuruduktan sonra yeniden su alıp şişebilirler.
3.4.3.3. Dört Tabakalı Kil Mineralleri
Dört tabakalı kil mineralleri tetrahedron ve oktahedron tabakalarının tet/okt/tet/okt
olarak üst üste sıralanması ile teşekkül ederler (Şekil 6.2). Bu tip bir tabakalanma ile oluşan
yaprakçıkların alt yüzünde tetrahedronlara ait oksijen tabakası, üst yüzünde de oktahedronlara
ait hidroksilli tabaka bulunur. Yaprakçıkların üst üste dizilmesi sonucunda bir yaprakçığın
oksijen tabakası ile diğer yaprakçığın hidroksilli tabakası karşı karşıya gelmiş olur (Şekil 6.2).
İki oksijen tabakası arasında kalan ve hidroksil iyonlarına ait olan H+ katyonları
yaprakçıkların birbirine kuvvetle bağlanmalarına sebep olur. Benzer durum iki tabakalı kil
minerallerinde (kaolinit) sözkonusudur. Bu nedenle dört tabakalı kil minerallerinin esas
kalınlığı 14 Å olmasına rağmen su alıp şişme yetenekleri hemen yok gibidir. Dolayısıyla
katyon değişim kapasitesi de düşüktür. Dört tabakalı kil mineralleri 1:1:1:1 veya 2:2 veya
Si:Al:Si:Al şeklinde gösterilirler. Dört tabakalı kil minerallerini klorit temsil eder.
KLORİT
Klorit bir magnezyum silikat olup klorit şistlerinde (başkalaşım kayalarından) bulunur.
Kloritlerin yaprakçıkları 4 tabakalı yapıda olduğundan su alıp şişmezler. Kloritlerin esas
kalınlığı 14 Å’dur. Su alıp şişmedikleri için iç yüzey genişleyemez ve katyon değişiminde
kullanılamaz. Bu nedenle kloritlerin katyon değişim kapasitesi 10-40 me/100 g arasındadır.
Asit topraklarda ayrışma sonucunda klorit yaprakçıklarındaki tabakalar arasından bir
oktahedron tabakasının ayrılması sonucunda Al(OH)3 (Gibsit = Hidrarjillit) teşekkülü ile dört
tabakalı klorit yaprakçığı üç tabakalı sekunder klorit’e dönüşür. Sekunder klorit yaprakçıkları
tet/okt/tet/okt yapısı bozulduğu için su alınca şişme özelliği gösterirler (Formül için bak.
bölüm 2.1.1.5.1. mikalar – klorit).
3.4.3.4. Amorf Killer (Alofan)
Kristal özellikleri göstermeyen ve amorf yapıda olan killeri alofan temsil eder.
Alofanlar bünye suyu fazla ve SiO2/Al2O3 oranı düşük sekunder aluminyum silikatlardır.
Alofanlar genellikle volkan külleri arasında yeralır ve volkanik bir oluşumu işaret ederler.
Alofanların katyon değişim kapasitesi 100 me/100 g’a kadar ulaşır (Tablo 17).
3.4.4. Kil Minerallerinin Oluşumu
Kil mineralleri erüptif kayalardaki silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden, tabakalı
silikat minerallerinin (mikaların) hidratlanması ve yaprakçıklarının aralanmasından sekunder
olarak oluşurlar. Ayrıca tortul materyallerdeki kil mineralleri olduğu gibi toprağa intikal
edebilirler. Kil minerallerinin oluşumunda temel prensip şudur; aynı mineralden farklı iklim
ve ortam (pH ve katyonlar) şartları altında farklı kil mineralleri oluşabildiği gibi, farklı
52
minerallerden aynı iklim ve ortam şartlarında aynı kil mineralleri de oluşabilir. O halde kil
minerallerinin oluşumu, oluştukları mineralin özelliklerine bağlı olduğu kadar iklim, pH ve
ortamdaki katyonlara da bağlıdır.
1) SİLİKATLARIN AYRIŞMA ÜRÜNLERİNDEN KİL MİNERALLERİNİN
OLUŞUMU
Silikat minerallerinden feldspatlar, piroksenler ve amfibollerin ayrışması ve kristal
yapılarının bu ayrışma sırasındaki değişimi ile kil mineralleri sekunder olarak teşekkül
ederler. Silikatlardan kil minerallerinin teşekkülü sırasında iklim özellikleri, ortamın
reaksiyonu (pH, asit veya alkali) ve ortamdaki katyonların cinsi ile miktarı oluşacak kil
mineralinin cinsini tayin eder. Genel olarak silikatların ayrışması sonucunda kil minerallerinin
teşekkülü olayı şekil 9’daki gibi şematik olarak gösterilir.
ASİT ORTAMDA
PRİMER
SİLİKATLAR
AYRIŞMA
İYONLAR VE
KOLLOİD
ÇÖZELTİLER
İKİ TABAKALI KİL
MİNERALLERİ
BOL K+
ÜÇ TABAKALI KİL
MİNERALLERİ
BOL Ca++
Mg++
ÜÇ TABAKALI KİL
MİNERALLERİ
KAOLİNİT
İLLİT
MONTMORİLLONİT
Şekil 9. Yaprakçıksız silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden kil minerallerinin teşekkülü ve oluşum
ortamının reaksiyonu ile ilişkisi (Irmak, A.1972’den).
Ortamda reaksiyonun alkalen oluşu, yüksek miktarda K+, Na+, Ca++ ve Mg++ bulunuşu
öncelikle üç tabakalı kil minerallerinin teşekkülüne sebep olur. Eğer K+ iyonları fazla ise illit
mineralleri, Mg++ iyonları fazla ise montmorillonit mineralleri, çok fazla Mg++ iyonunun
varlığı halinde klorit teşekkül eder.
Ortamda reaksiyonun asit oluşu ayrışma ürünlerinin hızla yıkanıp ortamdan
ayrılmalarına sebep olur. Bu defa serbest kalan silis asidi ile ortamda bulunabilen K+, Na+,
Ca++ ve Mg++ iyonları tarafından iki tabakalı kil mineralleri meydana getirilir (Ortoklasın
hidroliz yolu ile ayrışması bahsinde kaolinit oluşumuna bakınız 2.2.3.2.(3) ).
2) TABAKALI SİLİKATLARIN ARALANMASI İLE KİL MİNERALLERİNİN
OLUŞUMU
Tabakalı silikat mineralleri olan mikalar (muskovit ve biotit) tabakalarının aralanması
ile kil minerallerine dönüşürler. Öncelikle fiziksel etkiler sonucunda mikalar parçalanarak kil
boyutuna kadar (Ø < 0.002 mm) ufalanır. Yüzeyin artışı kimyasal ayrışmanın daha da
artmasına ve mika yaprakçıklarının kenarlarındaki K+ iyonlarının hidratlanarak yerlerine H+,
Ca++, Mg++ gibi iyonların geçmesine sebep olur. Bu fiziksel ve kimyasal ayrışmaların
sonucunda K+ kaybeden mika illite dönüşür (Şekil 8-10). Eğer illitin K+ kaybı devam eder ve
yaprakçıklar aralanmaya devam ederlerse potasyumun yerine (ortamda varsa) Mg++ ve Ca++
geçer. Bu gelişme ile illit, vermiküllite veya montmorillonite dönüşür (Şekil 8-10).
53
ALKALEN ORTAMDA
ASİT ORTAMDA
VERMİKÜLLİT
MİKA
AYRIŞMA
İLLİT
KAOLİNİT
HİDRARJİLLİT
(GİBSİT)
MONTMORİLLONİT
YAPRAKÇIKLARIN ARALANMASI
YAPRAKÇIKLARIN YIKILMASI
Şekil 10. Yaprakçıklı silikat minerallerinin aralanması ile kil minerallerinin teşekkülü ve ortamın reaksiyonu
ile ilişkisi (Irmak, A.1972’den).
3.4.5. Kil Minerallerinin Değişimi ve Ayrışması
Kil mineralleri oluşumlarını sağlayan faktörlerin devam eden etkisi altında bazı
değişimlere uğrarlar veya bu faktörlerin değişimi ile ayrışırlar. İllit’in vermiküllite veya
montmorillonite dönüşümü üç tabakalı kil minerallerinde kloritin sekunder klorite dönüşümü
dört tabakalı kil minerallerinde özetlenmiştir.
Ortam şartlarının değişimi ile kil minerallerinin de yapısında değişiklik olabilir.
Özellikle ortamın asitleşmesi sonucunda (pH 4.5) kil mineralleri tahrip olmaya başlarlar.
Ortamın reaksiyonunun pH 3 ve pH 3’ün altına düşmesi kil minerallerinin hızla bozunmasına
sebep olur. Ortamın asitleşmesi ile üç ve dört tabakalı kil mineralleri Ca++, Mg++, K+ ve Na+
kaybederek iki tabakalı kil minerallerine dönüşürler (Şekil 11). Daha sonra iki tabakalı kil
mineralleri de ayrışıp silis kaybederek hidrarjillite (gibsit) dönüşürler (Şekil 11) (Podsollaşma
ve hidroliz olayı ile ilişki kurunuz).
+ H2O
Al2(OH)2(Si2O4)2
+ H2O
Al2(OH)4(Si2O5)
Al2(OH)6
- 2 SiO2
- 2 SiO2
KAOLİNİT
MONTMORİLLONİT
TET.
OKT.
TET.
Si
Al
Si
TET.
OKT.
HİDRARJİLLİT
Si
Al
OKT.
Al
Şekil 11. Asit ortamda kil minerallerinin bozunması (W.Laatsch 1957’ye göre Irmak, A.1972’den).
Daha önce de belirtildiği gibi toprakların fazla miktarda potasyumlu veya amonyumlu
gübrelerle gübrelenmesi sonucunda vermiküllit illite dönüşür (potasyum ve amonyum
fiksasyonu) (bak.vermiküllit). Ortamda fazla miktarda sodyumun bulunması ise (tuzlanma) kil
minerallerinin yaprakçıklarının bir daha biraraya gelemeyecek şekilde birbirinden
uzaklaşmasına sebep olur (bak. montmorillonit).
54
3.5. Toprağın Canlıları ve Organik Maddesi
Toprağın, anorganik anamateryal ve organik anamateryalin ayrışarak değişmesi ile
ortaya çıkan ürünlerle yeniden oluşan ürünlerden ve bunların da yerdeğiştirmeleri sonucunda
meydana geldiği daha önce belirtilmiştir (Toprağın oluşumu). Toprağın organik maddesi
toprağın içinde ve kısmen dışında yaşayan toprak canlılarının artıklarından ibarettir.
Sözkonusu “Toprak canlıları” toprağın organik maddesi içinde sayılmazlar. Ancak gerek
artıkları, gerekse faaliyetleri ve türleri ile toprağın oluşumu, gelişimi ve özellikleri üzerindeki
pek önemli etkilerinden ötürü toprak canlılarını da incelemek gerekir.
3.5.1. Toprak Canlıları, Yaşama Şartları ve Toprakta Bulunuşları
Toprak canlıları toprağın içinde veya dışında fakat toprağa bağlı olarak yaşayan
canlılardır. Toprak canlılarının yaşama faaliyetleri sonucundaki artıkları (yaprak, meyva,
kabuk, dışkı, mayalar, yiyecek depolamaları ve artıkları vd.) ile ölümleri sonucunda kalan
artıkları toprağın organik maddesinin kaynağıdır. Toprak canlıları bir yandan bu organik
artıkları sağlarlar, öte yandan da bu organik artıkların parçalanması, ayrıştırılması, anorganik
madde ile karıştırılması olaylarında ve organik maddelerin de ayrışma olaylarına önemli
etkiler yaparlar. Toprak canlılarının bütün bu faaliyetleri toprağın fiziksel ve kimyasal
özellikleri üzerinde toprağın verim gücünü azaltacak veya yükseltecek derecede etkili olur.
Ormanda orman ağaçlarının yetişme ve büyüme hızları, orman topraklarının verim güçleri,
toprak canlılarının faaliyetleri ile sıkı sıkıya bağlıdır.
3.5.1.1. Toprak Canlıları
Toprak canlıları; toprak hayvanları (toprak faunası) ve toprak bitkileri (toprak florası)
olmak üzere, bunlar da ilkel canlılar ve gelişmiş canlılar şeklinde ayrılarak incelenirler
(Tablo 18). Toprak canlıları konusu çok geniş bir konu olmakla birlikte kitabın kapsamı
açısından dar bir çerçeve içinde ele alınmıştır. Toprak canlılarının özellikleri,
sınıflandırılmaları herbirinin ekolojik istekleri gibi konulara girilmekten kaçınılmıştır. Toprak
canlıları; toprağın oluşumunda, gelişiminde ve toprak özellikleri (bitki beslenmesi dahil)
üzerindeki etkileri bakımından bizi ilgilendirmektedir.
3.5.1.2. Toprak Canlılarının Yaşama Şartları
Toprak canlıları toprağın içindeki boşluklarda ve gözeneklerde yaşarlar. Bitki kökleri
için de durum pek farklı değildir. Gerek toprağın içinde yaşayan organizmalar, gerekse bitki
kökleri, solunum için havaya (O2), su ihtiyaçları için neme, yaşayabilmeleri için optimum
sıcaklık değerlerine, beslenebilmeleri için besin maddelerine ve ortamın reaksiyonunun
kendileri için optimum oluşuna önemle bağlıdırlar. Sıralanan bu beş yaşama şartının bir
tanesinin optimumdan uzaklaşması canlıların faaliyetlerini olumsuz yönde etkiler veya
durdurur (Şekil 12 ve 13).
1) HAVA
Toprak taneciklerinin ve parçacıklarının (strüktür elemanları) arasındaki boşluklar
hava ve su ile doludur. Bu havanın içindeki oksijen toprak canlıları tarafından devamlı
55
Tablo 18. Toprak Canlıları
TOPRAK CANLILARI
MİKROSKOPİK İLKEL HAVVANLAR (PROTOZOALAR)
(AMİP’LER – FLAJELLAT’LAR – SİLİAT’LAR)
HAYVANLAR
İLKEL HAYVANLAR
MAKROSKOPİK İLKEL HAYVANLAR
EKLEMBACAKLILAR (ÇIYAN, KIRKAYAK, vd.)
ÖRÜMCEKLER
BÖCEKLER VE SIÇRAYAN BÖCEKLER
(KOLLEMBOLLER)
SÜMÜKLÜ BÖCEKLER
SOLUCANLAR
KARINCALAR
SİNEKLER
VD.
GELİŞMİŞ HAYVANLAR
(KÖSTEBEK, FARE, YILAN, TAVŞAN, TİLKİ, vd.)
BİTKİLER
BAKTERİLER ( 0.5 – 1.0  , BOY 1 – 3  )
OTOTROFİK BAKTERİLER (ÜRETİCİ KARAKTERLİ ) (TÜMÜ AERROB)
NİTRİT (NİTROSOMONAS NH3
NO2)
AZOT BAKTERİLERİ
NİTRAT (NİTROBAKTER NO2
NO3)
(AZOTOBAKTER N2
NO3)
HİDROJENİ OKSİTLEYENLER
KÜKÜRT BAKTERİLERİ (THIOBACILLUS THIOOKSIDANS) pH = 1 S
SO3
İLKEL BİTKİLER
SO4
DEMİR BAKTERİLERİ (TETANOS – FERROBACILLUS) Fe  FeO  FeOOH  Fe2O3
HETEROTROFİK BAKTERİLER (TÜKETİCİ BAKTERİLER)
AZOTU BAĞLAYANLAR
SERBEST YAŞAYANLAR
AEROB
ANAEROB (DENİTRİFİKASYON BAKTERİLERİ)
PSEUDOMANOS VE AKROMOBAKTER
ORTAK YAŞAYANLAR (RIZOBIUM)
AKTİNOMİSETLER (BATERİLER VE MANTARLAR ARASINDA GEÇİT)
(DALLI BAKTERİLER: STREPTOMYCE, NOTARDİA, VEREM BASİLİ GİBİ)
MANTARLAR
AEROBİK MANTARLAR
SELÜLOZU AYRIŞTIRANLAR (PHYCOMYCETES, ASCOMYCETES)
LİĞNİNİ AYRIŞTIRANALAR (BASİDİOMYCETES, HYMENOMYCETES)
ORTAK YAŞAYANLAR (MİKORİZA, PHOMA – FUNDAGİLLERİN KÖKLERİNDE)
ANAEROBİK MANTARLAR (KÜF MANTARLARI)
YOSUNLAR
ALGLER
SİLİSLİ ALGLER (DİATOMELER)
MAVİ ALGLER (CYANOPHYCEA)
YEŞİL ALGLER (CHLOROPHYCEA)
LİKENLER (MANTAR + YOSUN, v.d.)
GELİŞMİŞ BİTKİLER
OTSU BİTKİLER (OTLAR, vd.)
ODUNSU BİTKİLER (AĞAÇLAR VE ÇALILAR)
M. Doğan Kantarcı
56
M. Doğan Kantarcı
Şekil 12. Toprak canlıları için uygun olan ve uygun olmayan yaşama ortamı koşulları.
tüketilir ve yerine karbondioksit üretilir. Solunum faaliyetleri sonucunda toprak havasında
CO2 miktarı artar. Bu nedenle toprağın devamlı havalanması, yani toprak havasının
atmosferdeki oksijence daha zengin hava ile yer değiştirmesi gerekir. Toprağın gözeneklerinin
su ile dolu olması ve toprak canlılarının havasız kalması halinde bu defa toprakta havaya bağlı
olarak yaşayan (aerob) canlılar ölürler. Bunların yerine havasız ortamda (anaerob) yaşayan
canlılar türerler (Şekil 13). Anaerob canlıların türemesi ve faaliyeti sonunda çıkan ayrışma
ürünleri ise toprağın diğer canlıları için olumsuz etkilere sebep olur (Bak.Durgunsu
toprakları-pseudogleyleşme). Anaerob bakteriler arasında Clostridium türleri de önemli
sayılırlar.
2) NEM
Toprak canlıları için topraktaki su ve toprak havasının nemi hava kadar önemlidir. Su
ve nem istekleri toprak canlılarının cins ve türlerine göre değişiktir. Ancak genel bir sınır
olarak topraktaki nemin % 50-80 arasında bulunuşu optimum sayılır (Şekil 13). Toprakta
sözkonusu nem sınırları içinde aerob bakterilerin sayısı çok olduğu halde, nemin biraz daha
artması halinde aktinomisetler ve mantarlar, nemin biraz daha artması halinde flajellatlar ve
siliatlar ile anaerob bakteriler ve suyun çok fazla olması halinde yosunlar, algler çoğalırlar.
Toprak havasını soluyan hayvanların çoğunluğu toprak havasındaki nemin % 90-100 arasında
olmasına ihtiyaç gösterirler. Gelişmiş bitkilerin kökleri bitki besin maddelerini su aracılığı ile
alırlar. Ancak solunum için suya karışmış oksijene veya gözeneklerdeki serbest havadaki
oksijene de ihtiyaçları vardır.
ÇOK
NEMLİ
(I)
170.7
8.3
247
İKLİM TİPİ
ORTALAMA YAĞIŞ, Y
ORTALAMA SICAKLIK, S
ÇOK
NEMLİ
(III)
118
10.5
135
YARI
YARI
YARI
NEMLİ KURAK KURAK KURAK KURAK KURAK
(IV)
(V)
(VI)
(VII)
(VIII)
(IX)
59.2
38
34.7
28.7
34.2
80.1
15.6
20.8
24.6
26.2
27.1
23.9
45.5
22
17
13
15
40
ÇOK
NEMLİ NEMLİ
(X)
(XI)
93.2
133.3
19.6
16
57
100
100
200
AYLIK NEMLİLİK
ÖLÜ ÖRTÜDE NEM
90
180
ORTALAMA HAVA NEMİ ORANI
80
70
ORTALAMA
YAĞIŞ
ORTALAMA HAVA NEMİ ( SAAT 14' TE)
50
20
15 < I < 23, YARI KURAK
10
8 < I < 15, KURAK
ORTALAMA YÜKSEK SICAKLIK
I
II
ORTALAMA
SICAKLIK
ORTALAMA DÜŞÜK SICAKLIK
III
IV
V
VI
VII
VIII
ISLAK
ISLAK
ÇOK NEMLİ
NEMLİ
NEMLİ
TAZE
TAZECE
TAZECE
ISLAK
ISLAK
ÇOK NEMLİ
NEMLİ
NEMLİ
KURU
KURU
KURU
KIŞ DURAKLAMASI
60
40
I < 8, ÇOK KURAK
0
120
80
MEŞE
23 < I < 40, YARI NEMLİ
30
140
100
KAYIN
40 < I < 55, NEMLİ
40
AYRIŞMA
160
I > 55, ÇOK NEMLİ
60
ÖLÜ
ÖRTÜDE
NEM
ÇOK
NEMLİ
(XII)
174.2
11.6
180
Yağış , mm
Nemlilik Indisi, I, (ERİNÇ Formülü ile)
o
Sıcaklık, C
NEMLİLİK İNDİSİ,
I = [(Y/S)x12]
ÇOK
NEMLİ
(II)
110.2
9.3
142
AYRIŞMA
YAZ DURAKLAMASI
AYRIŞMA
IX
X
NEMLİ
NEMLİ
0
XI
ISLAK
ISLAK
20
XII
ISLAK
ISLAK
KAYIN
MEŞE
KIŞ DURAKLAMASI
Şekil 13. Belgrad Ormanında toprak canlılarının yaşama şartlarının değişimi.
57
M. Doğan Kantarcı
58
3) SICAKLIK
Toprak canlılarının yaşama faaliyetlerini sürdürebilmeleri için ortamın (toprağın)
yeterli sıcaklıkta olması gerekir. Toprak sıcaklığı mevsimlik değişimler gösterir. Bu
değişimlere göre toprağın nemi ve havası da değişir (Şekil 13). Toprak canlılarının önemli bir
bölümü 25º-35ºC sıcaklığa ihtiyaç duyarlar. Bazıları ise 50º- 65ºC sıcaklıkta daha faaldirler
(termofil organizmalar). Daha yüksek sıcaklıklar ise (> 80ºC) toprak canlılarının çoğu için
öldürücüdür.
Toprağın sıcaklığı bir yandan toprakta yaşayan organizmaların faaliyetleri (solunum
dahil) ve oksidatif ayrışma sonucunda ortaya çıkan ısı ile sağlanır. Öte yandan güneş ışınları
ve ılık yağmurlar toprağın sıcaklığını arttırırlar. Toprak yüzeyindeki ölü örtü ile bitkilerin
(ağaç ve çalılar) gölgelemesi toprak sıcaklığını arttıran veya en azından aşırı ısınma ve aşırı
soğumayı önleyen etkenlerdendir.
Toprakta yaşayan ilkel hayvanlardan karıncalar sıcaklığa karşı hassasiyet gösterirler.
Özellikle ilkbaharda karınca faaliyetinin başlaması toprağın ısınmış olduğunu belirtir.
3) BESİN MADDELERİ
Gerek mikroorganizmalar gerekse gelişmiş bitkiler mineral besin maddesi olarak azot,
fosfor, kükürt, potasyum ve magnezyuma önemle ihtiyaç duyarlar. Kalsiyum bir besin
maddesi olmasının yanısıra toprağın reaksiyonunu etkilediği için de önemlidir. Ayrıca minör
elementlerin (Mn, Zn, Cu, Mn, Co gibi) besin maddesi olarak etkileri vardır. Öte yandan
canlıların kullandığı karbon genellikle daha önce yaşayıp ölmüş olan canlı artıklarından
ayrıştırma ile sağlanır. Klorofilli canlılar ise havanın karbondioksidini alıp özümleyerek
karbon bileşiklerini yaparlar (ilksel üreticiler).
Topraktaki iyon dengesinin canlılar için önemi büyüktür. İyonlardan birinin fazlalığı
canlılar üzerinde zehir etkisi yapabilir. Toprakta bir bölümü ilksel üreticiler, bir bölümü de
tüketiciler olarak görev yapan canlılar toprak içinde optimum şartlarda dengeli bir beslenme
zinciri (üretim-tüketim zinciri) kurmuşlardır. Ancak aşırı gübrelemeler veya tabiata yabancı
maddeler (deterjanlar, Cd, Pb, Hg, vb.) ile haşere mücadele ilaçları (klorürlü hidrokarbonlar)
toprağı kirleterek toprakta yaşayan canlı toplumlarının ölümüne sebep olur. Dengeli ekolojik
bir sistem kurmuş olan canlı toplumlarından tamamının veya bir bölümünün ölümü topraktaki
üretim-tüketim olaylarını engeller ve toprağın verimliliğini azaltır.
4) TOPRAĞIN REAKSİYONU (pH)
Toprak canlıları toprağın reaksiyonundan önemle etkilenirler. Toprağın reaksiyonunun
değişmesi toprakta yaşayan canlı toplumlarının değişimine yolaçacak kadar etkilidir.
Genellikle hafif asit ve hafif alkalen topraklarda bakterilerin önemli bir bölümü ile
aktinomisetler, mavi-yeşil yosunlar, algler bol miktarda bulunurlar. Toprak reaksiyonunun
asitleşmesi (pH < 4.0) mantar toplumlarının artmasına sebep olur. Asit toprakların
kireçlenerek pH değerinin 6-7 arasına yükseltilmesi bakterilerin yeniden artmasını ve
ayrışmanın hızlanmasını sağlar (Tablo 19). Özellikle kireçsiz toprakların asitleştirici
59
gübrelerle (NH4)2SO4 ve K2SO4 gibi gübrelenmesi toprağın reaksiyonunu asitleştirir. Bu defa
bakteriler azalır, ancak zararlı organizmalar artar ve bitkiler hastalanabilir. Alkali topraklarda
ise eğer aşırı sulama sonunda toprak suyundaki Ca++ miktarı artarsa gene zararlı
mikroorganizmaların artması ve bitkileri öldürmesi sözkonusudur (fidanlıklarda özellikle çam
fideleri için etkili olabilirler).
Tablo 19. Batı lâdini ormanında asit reaksiyonlu toprağın kireçlenmesinden (7800 kg/ha) 9 yıl sonra toprağın
reaksiyonu ile mikroorganizma sayısındaki ve oranındaki değişim
(H.J.Fiedler ve H.Reissig 1964’e göre A.Irmak 1972’den)
Ölü örtü tabakaları ve
toprak horizonu
Kireçlenmemiş alan
 Yaprak (L) tabakası
Toprağın
reaksiyonu pH
 Çürüntü (F) tabakası
3.1
 Humus (H) tabakası
3.0
 Ah horizonu
2.9
3.2
Kireçlenmiş alan
 Yaprak (L) tabakası
7.0
 Çürüntü (F) tabakası
7.2
 Humus (H) tabakası
7.5
 Ah horizonu
7.5
Mantarlar
Bakteriler
Aktinomisetler
Toplam
67 500
% 76.4
1 066 500
% 96.6
866 000
% 96.3
75 300
% 100
20 900
% 23.6
37 100
% 3.4
34 100
% 3.7
-
-
88 400
% 100
1 103 600
% 100
900 100
% 100
75 300
% 100
8 100
% 0.7
238 100
% 10.2
33 600
% 1.7
87 600
% 11.1
1 143 100
% 98.4
1 537 000
% 65.7
1 628 000
% 83.9
662 600
% 84.4
10 200
% 0.9
562 500
% 24.1
277 000
% 14.4
34 800
% 4.5
1 161 400
% 100
2 337 600
% 100
1 938 600
% 100
785 000
% 100
Toprak reaksiyonundan önemle etkilenen ilkel toprak hayvanları arasında başlıcası
solucandır. Solucanlar beslenmeleri sırasında ince toprağı da birlikte yedikleri için toprağın
reaksiyonundan diğer hayvanlardan daha çok etkilenirler. Solucanların miktarının çokluğu
veya solucan dışkılarının toprak yüzünde bulunuşu (özellikle Ah horizonu) toprağın
reaksiyonunun hafif asit-hafif alkalen sınırlar arasında bulunduğunu işaret eder.
3.5.1.3. Topraktaki Canlıların Miktarı
Toprakların üst kesimlerinde havalanmanın daha kolay oluşu ve organik artıklardan
dolayı besin maddelerinin bolluğu canlıların buralarda çok miktarda bulunmasına sebeptir. Alt
toprakta ise havalanma daha güç olduğu gibi organik maddenin de az, suyun daha fazla
bulunuşu organizmaların daha az sayıda bulunmasına sebep olur (Tablo 20).
Tablo 20. Süzek bir toprakta önemli bazı mikroorganizmaların derinliğe bağlı olarak bulunuşu
(mikroorganizma sayısı 1000/g toprak)
(Kaynak : Scheffer-Schachtschabel 1970)
Toprak
horizonu
Ah
Ae
A-B
Bh
Bs
Örnek
derinliği cm
3-8
20-25
35-40
65-75
135-145
Aerob
bakteriler
7800
1800
472
10
1
Anaerob
bakteriler
1950
379
98
1
0.4
Aktinomisetler
Mantarlar
2080
245
49
5
-
119
50
14
6
3
Yosunlar
(Algler)
25
5
0.5
0.1
-
60
Toprağın kullanılışı da toprakta yaşayan canlıların cinsini ve sayısını etkiler. Özellikle
her yıl işlenen bahçe ve tarla topraklarında bir yandan iyi havalanma, öte yandan gübreleme
nedeni ile toprak canlıları çok çeşitli ve fazla sayıda olabilirler. Buna karşılık anız yakmada
ateşin çok şiddetli ve uzun süreli oluşu toprağın yüzeyinde birkaç cm’lik tabakadaki canlı
toplumlarını mahveder. Ormanda örtü yangını, otlakta ot yangını da toprağın Ah
horizonundaki organik maddenin kömürleşmesine ve canlı toplumlarının yok olmasına sebep
olur. Tablo 21’de otlak, tarla ve ormanda toprağın türü ile reaksiyonuna bağlı olarak bakteri
sayısının değişimi bir karşılaştırma yapma olanağını vermektedir.
Tablo 21. Topraktaki bakteri sayısının (B) toprağın kullanımına, türüne ve reaksiyonuna (pH) göre değişimi
(milyon bakteri/g toprak)
(Kaynak : Scheffer/Schachtschabel 1970)
Otlak
Toprak Türü
Balçıklı kaba kum
Balçıklı kaba kum
Balçık
Balçıklı toz
Balçıklı kil
Ağır kil
pH
B
5.7
7.2
6.4
6.2
6.3
7.7
5.0
7.5
16.6
24.8
4.0
2.0
Bitki
Tarla
pH
Şeker pancarı
Çavdar
Şeker pancarı
Lahana
Nadas
Çavdar
5.4
6.5
6.9
5.6
6.3
7.9
B
2.8
2.9
9.6
13.0
3.3
1.0
Orman
pH
B
4.0
6.0
4.2
5.6
4.5
6.5
2.1
3.2
6.6
10.1
5.9
0.8
3.5.1.4. Toprak Canlılarının Faaliyetleri ve Etkileri
Toprak canlılarının toprak içindeki faaliyetleri ve toprağın özellikleri ile toprağın
verim gücü üzerindeki etkileri Toprak İlmi kitabının kapsamını aşan bir konudur. Burada
sadece dikkatlerin bu konu üzerine çekilmesini sağlamak üzere özet bilgi vermekle
yetinilmiştir.
1) İLKEL VE GELİŞMİŞ CANLILARIN FAALİYETLERİ VE ETKİLERİ
Toprakta yaşayan ilkel ve gelişmiş hayvancıkların yuvaları, açtıkları tüneller,
biriktirdikleri besin maddeleri ve dışkıları ile ölüleri toprağın derinliklerine kadar havanın
ulaşmasını, yağış suyunun hızla sızmasını ve organik maddelerin derinliklere kütle halinde
varmasını sağlar. Bitki köklerinin çürümesi ile meydana gelen boşluklar da ayrı bir tünel
sistemini oluşturur. Sözkonusu yuva-tünel sistemi özellikle ormanda toprağın fiziksel
özelliklerinin olumlu yönde gelişmesini sağlar. Orman toprakları tarla toprakları gibi her yıl
işlenemediği için toprağın havalanması ve yağış sularının hızla derine sızabilmesi ancak bu
tünel sistemi ile mümkündür. Bu yuva-tünel sistemine “toprağın mimarisi” denilir. Toprağın
mimarisinin bozulması derin toprak horizonlarına hava, su ve organik maddelerin ulaşımını
engelleyebileceği gibi ıslaklığın artmasına ve uzun süre devamına ve verimin düşmesine
sebep olabilir. Bu nedenle orman topraklarının ağaçlandırma amaçları için işlenmesi dikkat
edilmesi gereken önemli bir konudur30) .
30)
Toprak işlemesi ve sonuçları konusuna bakınız.
 Kantarcı, M.D.1982-1
 Kantarcı, M.D.1983
 Kantarcı, M.D.1985-2
61
Topraktaki ilkel hayvanlardan solucanların organik maddelerle birlikte ince toprak
kısmını da yemeleri ve bu ikisini iyice karıştırıp dışkı olarak çıkarmaları çok önemli sayılır.
Böylece toprağın organik maddelerinin kolayca ayrışıp bitki besin maddelerinin serbest
kalması mümkündür. Öte yandan sözkonusu karışım toprağın kırıntılanması ve fiziksel
özelliklerinin gelişimi üzerinde olumlu etkiler yapar. Solucanların sayısı toprak reaksiyonuna
(uygun reaksiyon 6.5-7.5 pH) ve ağaç türüne göre değişik olarak bulunmuştur. Pseudotsuga
taxifolia ormanlarının topraklarında solucan sayısı 625 000/ha olarak bulunduğu halde,
yapraklı ağaç ormanlarında bu sayının 1.2-2.5 milyon/ha (İsveç’teki tespitlere göre 1.5
milyon/ha) olabildiği bildirilmiştir (Lutz ve Chandler 1947’ye göre A.Irmak 1972’den).
Asit reaksiyonlu topraklarda eklem bacaklılar, örümcekler, sıçrayan böcekler daha
fazla miktarda bulunurlar. Bunlar organik artıkların parçalanması ve tüketilmesi görevini
üstlenirler. Ilıman bölgelerle tropik bölgelerde ise çeşitli karınca türleri topraklarda
yuvalanarak tüketicilik görevlerini sürdürürler. Türkiye Ormanlarında özellikle kırmızı
karıncaların toprak üstünde iğne yapraklı ormanlarda ibreleri toplayarak yaptıkları yuvalar
dikkati çeker (Bolu-Aladağ Ormanlarında).
2) MİKROORGANİZMALARIN FAALİYETLERİ VE ETKİSİ
Toprak mikroorganizmaları mikrofauna ve mikroflora olarak iki büyük grupta toplanır
(Tablo 18). Özellikle mikrofloranın (bakteriler ve mantarların) etkileri pek önemlidir. Bu
nedenle aşağıda bakteriler ile mantarların faaliyetlerinden ve etkilerinden kısaca
bahsedilmiştir.
BAKTERİLER
Toprakta yaşayan bakterilerden bir kısmı karbon bileşiklerini yapabilmek için toprak
havasındaki karbondioksidin karbonunu kullanırlar. Bu işlem için de gerekli enerjiyi
amonyağı, kükürdü veya demiri toprak havasındaki serbest oksijen ile oksitleyerek elde
ederler. Bunlardan kendi kendini besleyebilen üretici durumdaki (ototrofik) bakterilerin tümü
aerobtur. Aerob bakteriler toprak havasını (O2) kullanırlar. Diğer bir grup bakteri ise diğer
organizmaların artıkları olan organik maddeleri parçalarlar veya ototrofik bakterilerin
ürünlerini kullanırlar. Bu bakteriler tüketici durumdaki (heterotrof) bakterilerdir. Heterotrof
bakterilerden bir kısmı aerob, bir kısmı ise anaerobdur (Tablo 18).
Ototrofik bakteriler azot bakterileri, kükürt bakterileri, hidrojeni oksitleyenler, demir
bakterileri gibi oksitledikleri elementlere göre isimlendirilirler.
Azot bakterilerinden nitrit bakterileri (Nitrosomonas) topraktaki amonyağı (NH3)
nitrite oksitlerler (1). Nitrat bakterileri ise (Nitrobakter) nitritleri nitratlara dönüştürürler (2).
Azot bakterilerinden bir kısmı ise (Azotobakter) havanın serbest azotunu nitratlaştırana kadar
oksitlerler.
Nitrit bakterileri
2NH3 + 3O2
2HNO2 + 2H2O + 79 000 kal.
(1)
2HNO3 + 21 000 kal.
(2)
Nitrat bakterileri
2HNO2 + O2
Kükürt bakterileri (örnek ; Thiobacillus thiooxidans) toprakta ve organik maddelerdeki
(amino asitlerde) kükürdü H2SO4’e varana kadar oksitlerler (3). Kükürt bakterilerinin bu
62
oksitleme faaliyeti ile toprağın reaksiyonu 1 pH’ya kadar düşebilir ve ortamdaki kalsiyum da
CaSO4 halinde bağlanabilir. Özellikle alkalen reaksiyonlu topraklara kükürt serpilmesi
sonucunda toprağın reaksiyonunun nispeten asitleştirilmesi ve fazla miktardaki Ca++’dan
dolayı zararlı mikroorganizmaların üremesinin önlenmesi veya klorozun engellenmesi
sağlanabilir (Orman fidanlıklarında).
kükürt bakterileri
2S + 2H2O + 3O2
2H2SO4 + 284 000 kal.
(3)
Heterotrofik bakteriler serbest yaşayanlar ve ortak yaşayanlar olmak üzere iki gruba
ayrılırlar. Serbest yaşayan heterotrofik bakteriler aerob veya anaerob şartlarda yaşayanlar
olmak üzere iki alt gruba ayrılırlar (Tablo 18).
Aerob yaşayan heterotrof bakteriler organik maddeleri ayrıştırırlar. Bu organik
maddelerdeki iyonları serbest oksitler haline getirirler. Bazı küçük moleküllü ve bitkiler için
zehirli ayrışma ürünlerini de (fenoller gibi) oksitleyerek etkisiz hale getirirler. Aerob
bakterilerin serbest hale getirdikleri oksitler, (NO-3, SO-23, PO-34 gibi) önemli bitki besin
maddeleri olarak kullanılır.
Aerob yaşayan serbest heterotrofik bakterilerden Azotobacter chroccocum, Bacillus
asterosporos ve Aerobacter gibileri ile anaerob yaşayan heterotrofik bakterilerden Clostridium
pasterianum topraktaki organik maddeleri oksitleyerek enerji sağlarlar. Bu arada toprak
havasında element durumundaki azotu da oksitleyip azot bileşiklerine dönüştürürler (Tablo
18).
Anaerob şartlarda yaşayan heterotrof bakteriler organik maddeler ve oksitlerdeki
oksijeni kullanırlar. Anaerob bakterilerden denitrifikasyon bakterileri (Pseudomonas ve
achromobakter) aminoasitlerde bağlı olan azotu amonyağa, nitratları (NO-3) nitritlere (NO-2),
nitritleri de amonyağa (NH3) kadar indirgerler (Durgunsu şartlarında azot kaybı). Ayrıca
organik maddelerdeki pektinleri ayrıştırıp azotu bağlayan Clostridium batiricum, selülozu
ayrıştıran Clostridium selülosolvens, yumurta akı maddesini ayrıştıran Clostridium putrificus
önemli anaerob bakterilerdendir. Aynı şekilde demiri ve manganezi indirgeyen bakteriler de
havasız şartlarda 3 değerli demir oksitleri 2 değerli oksitlere (veya mangan oksitleri)
indirgerler (Durgunsu ve tabansuyu konularına bakınız). Aminoasitlerde bulunan kükürdün de
havasız şartlarda indirgenerek hidrojen sülfüre dönüştürülmesi (H2S) olayının anaerob
bakterilerin faaliyetine önemle bağlı olması gerekir. Özellikle durgunsu topraklarında açılan
çukurlarda çürük yumurta kokusu bu H2S oluşumuna bağlıdır (pseudogleyleşmeye bakınız).
Ortak yaşayan bakteriler arasında Rhizobium (yumru bakterileri) özellikle
baklagillerin, kızılağaçların, Kıbrıs Akasyası’nın, Salkım ağacının (Robinia pseudoacacia),
İğdelerin (eleagnace) türlerinin köklerinde yumrular teşkil ederek havanın serbest azotunu
bağlarlar. Rhizobium türleri iyi havalanabilen topraklar isterler. Toprağa Rhizobium türlerinin
aşılanması verimi yükseltir (Bölüm 5.1.1 (2)’ye bakınız).
MANTARLAR
Mantarların tümü heterotrof olup kendi aralarında aerob ve anaerob olarak ayrılırlar
(Tablo 18). Genellikle bakterilerden daha az bulunurlar. Ancak ortamın asitleşmesi
63
mantarların sayısının yükselmesine sebep olur (Tablo 19). Mantarlar, 2-10 µ’a kadar çapı olan
boru şeklindeki miselleri (iplikçikleri) ile beyaz bir ağ gibi, ölü örtüde ve ölü örtü tabakasının
altında, toprak içinde görülürler.
Mantarların klorofili yoktur. Solunum için gerekli enerjiyi ve besin maddelerini
organik maddeyi ayrıştırarak sağlarlar. Ölü dokuları ayrıştıran mantarlar (saprofit) ve canlı
dokuları tahribeden mantarlar (parazit) vardır. Mantarlar ayrıştırdıkları organik maddelerden
anyon ve katyonları hüf’leri (borucuklar) ile alırlar. Bu işlem için ortamda su bulunmalıdır.
Aerob mantarlar arasında selülozu ayrıştıran (esmer çürüklük yapan) Phycomycet’ler
ile Ascomycet’ler, lignini ayrıştıran (beyaz çürüklük yapan) Basidiomycet’ler ile
Hymenomycet’ler odun ve odunsu artıkların ayrışmasında çok önemli etkilere sahiptirler.
Anaerob mantarlar küf mantarlarıdır.
Aerob mantarlardan ortak yaşayanlara (sembiyoz) en tanınmış örnek mikorizalardır.
Mikorizalar havadaki serbest azotu bağlayarak ağaçların köklerine verirler. Kendileri de ağaç
köklerinden besin maddesi alarak ortak yaşarlar31). Ortak yaşayan diğer bir mantar ise
fundagillerin kökünde bulunan ve havanın serbest azotunu bağlayan phoma mantarıdır.
YOSUNLAR VE LİKENLER
Bakteriler ve mantarlardan daha az sayıda ve genellikle daha az önemli sayılan
yosunların ve likenlerin bazı özel durumlarda önemli etkileri vardır. Kayaların yüzeyine
yerleşen diatomeler silikatların silisini alıp hücre çeperlerinin yapımında kullanırlar. Bu
suretle silikatların ayrışmasına sebep olurlar (Kayaların topraklaşma yolunda ilk biyolojik
ayrışma safhası). Ayrışma ürünleri kayaların yüzeyinde gelişen yosunlar ve likenler tarafından
kullanılır. Yosunların kök solunumu ile oluşan CO2 (1) ve kök salgıları da minerallerinin
ayrışmasını sağlamaktadır.
kök solunumu
O2
CO2 + H2O
H+ - HCO-3 (Karbonik asit)
(1)
Öte yandan su baskını altında kalmış veya bırakılmış arazide yeşil yosunlar
(Clorophycea) gelişirler. Mavi yeşil yosunlar ise (Cyanophycea) havadaki serbest azotu
bağlayabilirler. Yosunların mantarlarla gerçekleştirdikleri ortak yaşama sonucunda likenler
gelişir. Likenler de kayaların yüzüne yerleşerek ayrışma ve topraklaşma konusunda önemli
görevler yaparlar (Tablo 18).
3.5.2. Toprağın Organik Maddesi
Toprağın organik maddesi toprakta yetişen bitkiler ile toprak içinde yaşayan canlıların
artıklarından oluşur. Ormanda toprağın organik maddesinin önemli bir kısmı ağaçların
yaprakları, meyve ve tohumları, bunlara ait kozalak, vd. organlar, kabuklar ve dallardır.
Ormanda ve orman toprağında yaşayan hayvanların ve bitkilerin artıkları da bu organik
maddeye katılırlar. Organik madde artıkları toprağın yüzeyinde bir ölü örtü halinde serilmiş
durumdadır. Bu ölü örtünün ayrışması, ayrışma ürünleri veya humus halinde toprağa
31)
Yerli ağaç türlerimizin (koniferler) köklerindeki mikorizalar için bakınız :
* Orçun, E. 1963.
64
karışması toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde olduğu kadar bitkilerin beslenmesi
ve büyümesi üzerinde de önemli etkiler yapar.
Tarım alanlarında toprağın organik maddesi genellikle tarım bitkilerinin artıklarıdır
(anız vd.) Otlaklarda ise otların artıkları ve otlak hayvanlarının dışkıları toprağın organik
maddesinin önemli kısmını teşkil eder.
3.5.2.1. Ormanda Ölü Örtü
Ormanda ölü örtü, yaprak, çürüntü ve humus tabakalarının tümünü kapsar. Bu
tabakalar orman toprağının üstünde yeralırlar. Humus tabakasının mineral toprağa karıştığı
kesim (Ah- horizonu) ölü örtüden sayılmaz. Ölü örtü sadece organik madde tabakasına
verilmiş genel isimdir.
Orman topraklarında ölü örtü miktarı üzerinde; mevkiin, iklim özelliklerinin, yeryüzü
şeklinin, yükseltinin, ağaç türünün, orman yaşının, kapalılık derecesinin ve sıklığının ve
toprağın fiziksel-kimyasal özelliklerinin yanında toprak canlılarının da önemli etkisi vardır.
Belgrad Ormanı’nda kireçsiz pliosen tortullarından oluşmuş toprakların üstünde farklı ağaç
türlerinin altındaki ölü örtü miktarları arasında önemli farklar bulunmuştur (Tablo 22). Toprak
türüne göre aynı ağaç türü altındaki ölü örtü miktarlarının farklı olduğu anlaşılmaktadır
(Tablo 22-Karaçam ve Sarıçam). Daha önce (1977’de) tarafımızdan kireçlenmiş olan sedir
meşceresindeki ölü örtü miktarının 7 yıl sonra kireçlenmemiş meşcereye göre önemli ölçüde
ayrışmaya uğrayıp azaldığı tesbit edilmiştir (Tablo 22).
Tablo 22. Belgrad Ormanı’nda ölü örtü miktarının tam kapalı meşcerelerde ağaç türüne, toprak türüne ve
kireçlenmeye göre değişimi (Haziran 1984’te yapılmış ve henüz yayınlanmamış ölçmeler Kantarcı,
M.D. – M.Ö.Karaöz) (kg/ha)
Ağaç türleri
Meşe
Karaçam
Sarıçam(*)
Göknar
Lâdin
Yalancı servi
Sedir
(*)
KuB
B
AB-psg
Kil-psg
9200
9790
-
9960
12200
10240
20710
11800
3120
5510
9510
(1977’de kireçlendi)
3850
7910
7110
--
Sarıçam için bkz. Kantarcı, M.D. – Karaöz, M.Ö. 1991.
Psg: Pseudogley (Durgunsu), B: Balçık, AB: Ağır balçık.
Belgrad Ormanı’nda kayın, meşe ve karaçam meşcerelerinde yıllık yaprak dökümünün
miktarları ortalama olarak kayın meşceresinde 3712 kg/ha, meşe meşceresinde 3546 kg/ha ve
karaçam meşceresinde 4526 kg/ha olarak bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Bu değerler ile tablo
23’te verilen değerler karşılaştırıldığında buradaki (Belgrad Ormanı’nda) iklim şartlarında
meşe ölü örtüsünün hızla ayrışabildiği anlaşılmaktadır. Buna karşılık karaçam ölü örtüsü daha
yavaş ayrışmaktadır.
Belgrad Ormanı’ndan yüksek olan Bolu çevresindeki ormanlarda ölü örtü miktarının
Belgrad Ormanı’ndakinden fazla ve ağaç türlerine göre farklı olduğu bildirilmiştir (Tablo 23).
65
Tablo 23. Bolu Ormanları’nda çeşitli ağaç türlerine göre ölü örtü miktarı (Arol, N.1959’dan) (kg/ha)
Ağaç türleri
Göknar+Kayın (yaşlı)
Göknar+Kayın (orta yaşlı)
Göknar+Kayın (genç)
Göknar+Kayın+Sarıçam
Kayın (yaşlı)
Sarıçam
Kapalılık
Bakı
Kg/ha
0.7
0.7-0.8
0.7
0.5-0.6
0.7
0.3-0.4
KB
K
KB
B
G
B
73531
43284
30275
34570
36618
32672
Ölü örtü miktarı yüksekliğe bağlı olarak değişmektedir. Bolu-Aladağ Göknar
ormanlarında yapılan tespitlere göre yükseklere çıkıldıkça ölü örtü miktarı artmaktadır. Bu
farkın başlıca sebebi yükseklerde iklimin daha serin oluşu nedeni ile ölü örtünün ayrışmasının
yavaşlamasıdır (Tablo 24).
Tablo 24. Bolu-Aladağ göknar ormanlarında ölü örtünün yüksekliğe bağlı olarak değişimi
(Kantarcı, M.D.1979’dan)
Ölü örtü kg/ha
900-1100 m
37 800
(Kuraklık etkisi)
1100-1300 m
1300-1500 m 1500-1634 m
33 980
40 440
41 750
(Nemin yükselti ile artışının etkisi)
Orman altındaki ölü örtü miktarı, orman bakımının (ayıklama kesimleri) şiddetine ve
nemli-kurak yılların sıralanışına göre de değişmektedir (Tablo 25).
Tablo 25. Ayıklama kesimlerinin ormandaki ölü örtü miktarına etkisi
(1) Genç (28 yaşında) Sarıçam Ormanı’nda (Bolu – Aladağ – 1500 m) (Tolunay, D. 1997’den derlenmiştir.)
(kg/ha)
Hafif
Ayıklama
(kg/ha)
Orta
Ayıklama
(kg/ha)
Şiddetli
Ayıklama
(kg/ha)
6 158
11 128
+ 4970
+ %80.7
7 530
11 009
+3479
+%46.2
7 571
9 079
+1508
+%19.9
10 380
8 183
-2197
-%21,1
Hafif
Ayıklama
(kg/ha)
Şiddetli
Ayıklama
(kg/ha)
Kontrol
Ayıklama kesiminden önceki durum (1991)
5 yıl sonraki durum (1996)
Değişim
kg/ha
Oran
(2) Baltalık Ormanlarındaki Ayıklama Kesimlerinin Etkileri (Bahçeköy İstanbul)
(Makineci, E. 1999’dan derlenmiştir.)
Kontrol
(kg/ha)
Kaba
Temizlik
(kg/ha)
 Ayıklama kesiminden önceki
durum (1995)
13 680
12 738
12 609
MEŞE
 3 yıl sonraki durum (1997)
16 345
14 176
10 758
+2 665
+1 438
-1 851
 Değişim
kg/ha
+%19.5
+%11.3
-%14.7
Oran
 Ayıklama kesiminden önceki
durum (1995)
9 174
9 546
9 925
KESTANE  3 yıl sonraki durum (1997)
12 051
10 274
9 970
+2 877
+728
+45
 Değişim
kg/ha
+%31.4
+%7.6
+%0.4
Oran
 Ayıklama kesiminden önceki
durum (1995)
6 711
7 815
8 840
IHLAMUR  3 yıl sonraki durum (1997)
9 101
7 810
7 214
+2 390
-5
-1 626
 Değişim
kg/ha
+%35,6
-%0.1
-%18,4
Oran
Not: Kurak geçen 1991-1997 yıllarının etkisi ile kontrol alanlarında ölü örtü birikimi olmuştur.
örtü birikiminin ışıklandırma kesimlerinin şiddetine bağlı olarak azaldığı görülmektedir.
13 435
11 275
-2 160
-%16.1
12 055
10 287
-1 768
-%14.7
8 357
7 710
- 647
-%7.7
Ancak ölü
66
3.5.2.2. Ölü Örtünün Bileşimi ve Organik Maddelerin Ayrışması
Organik maddelerin ayrışması fiziksel ve kimyasal karakterli olmakla birlikte
biyolojik etkilerin sonucunda gerçekleşir. Toprak canlıları organik maddeleri parçalayıp,
besin maddesi olarak kullanıp yeni maddeleri oluştururlar. Ve bu arada çeşitli kimyasal
reaksiyonlar sonucunda organik maddeler de ayrışırlar. Organik maddelerin kimyasal olarak
ayrışmasında canlıların salgıları (mayalar = enzimler) çok önemlidir. Organik maddelerin
ayrışmasında ölü örtünün bileşimi ile ayrışma olayının gerçekleşmesi ve toprak canlıları
arasında pek yakın ilişkiler vardır.
1) ÖLÜ ÖRTÜNÜN BİLEŞİMİ
Ormandaki organik maddelerin ve özellikle ölü örtünün bileşiminde selüloz ile lignin
önemli yer tutarlar. Bunlardan başka hemiselüloz, proteinler, tanen, kütin, suberin, yağlar ile
mumlar ve diğer organik bileşikler ve kül (mineral maddeler) organik maddelerin bileşiminde
bulunur. Organik maddelerin genel bileşimi tablo 26’da verilmiştir.
Tablo 26. Ölü örtünün bileşimi (Irmak, A. 1972 ve Scheffer-Schachtschabel 1970’ten derlenerek)
Ölü örtüdeki bileşikler
Genel değerler
%
Sarıçam
%
Huş
%
Lâdin
%
20-50
10-28
10-30
1-15
1-8
3-30*
17
18
42
16
14
22
39
7
14
26
39
6
2,5
8
5
Selüloz
Hemiselüloz
Lignin
Proteinler
Tanen,kütin,suberin,yağ,vd.
Kül
(*)
Ayrışma durumuna göre değişir.
Ölü örtünün organik ve mineral madde miktarı yükseltiye göre farklı bulunmuştur.
Yükselti ile iklimin serinleşmesi ayrışma hızını yavaşlattığı halde yağışın artması ayrışma
ürünlerinin hızla yıkanmasına sebep olur. Öte yandan ağaçların yapraklarındaki maddeler de
yükselti ile değişen iklim özelliklerine bağlı olarak farklı miktarlardadır32). Denizden
yükseklik arttıkça yapraklardaki kül miktarları da azalmaktadır. Buna bağlı olarak ölü
örtüdeki mineral madde miktarlarının da azaldığı fakat magnezyum, organik karbon ve
fosforun pek değişmediği, azot miktarı ile organik madde miktarının ise yükseltiye paralel
olarak arttığı tespit edilmiştir (Tablo 27).
Ölü örtüdeki mineral madde miktarının ölü örtünün ayrışma safhaları olan yaprak,
çürüntü ve humus tabakalarındaki bulunuşu önemli farklar göstermektedir (Tablo 28).
32)
Fazla bilgi için bakınız:
 Kantarcı, M.D.1979 (Ölü Örtü)
 Kantarcı, M.D. 1980 (Yaprak).
67
Tablo 27. Aladağ (Bolu) Göknar ormanları altındaki ölü örtü bileşiminin yükseltiye bağlı olarak değişimi
(Kantarcı, M.D.1979)
Ölü örtüdeki maddeler
Kül % g
Silis % g
Organik madde kg/ha
Organik karbon % g
Corg
kg/ha
Azot
%g
Nt
kg/ha
Fosfor
% mg
Pt
kg/ha
Potasyum
% mg
Kt
kg/ha
Sodyum
% mg
Nat
kg/ha
Kalsiyum
% mg
Cat
kg/ha
Magnezyum
% mg
Mgt
kg/ha
Not: 1)
Y ü k s e l t i b a s a m a k l a r ı (m)
900-1100
1100-1300
1300-1500
1500-1634
28.16
19.46
22.70
17.95
18.58
26920
30.2
11430
1.248
470.6
50.5
19.0
157.2
60.0
21.9
8.5
3147
1180
371
138.7
11.62
27350
31.8
10740
1.306
444.2
51.5
17.5
153.1
52.6
16.0
5.3
2818
946
497
167.9
13.55
31260
32.0
13000
1.308
529.7
44.7
17.8
134.3
54.7
14.6
5.9
2610
1075
504
204.5
10.54
34180
29.4
12290
1.444
603.5
49.3
20.7
122.9
51.4
14.7
6.1
2475
1034
487
194.8
Kül ve küldeki mineral maddelere ait % değerler yükselti arttıkça azaldığı halde, ölü örtü miktarı
yükselti arttıkça fazlalaştığı için (tablo 24’teki değerler) birim alandaki değerlerin (kg/ha) yükseltiye
bağlı olarak değişimi daha az belirgindir.
Göknar ibreleri yüksek miktarda kalsiyum, buna karşılık az miktarda silis ihtiva ettiği için ölü örtüde
de kalsiyum miktarı yüksek, silis miktarı az bulunmuştur
2)
Tablo 28. Belgrad Ormanı’nda bir kayın meşceresi altındaki ölü örtü tabakalarında mineral madde miktarının
değişimi (Irmak, A.1972’den)
Ölü örtü
tabakaları
Yaprak T.
Çürüntü T.
Humus T.(*)
Toplam
(*)
Ölü örtü
miktarı
kg/ha
Cat
Mgt
Kt
Pt
Nt
kg/ha
kg/ha
kg/ha
kg/ha
kg/ha
3835
6418
12568
22821
52.11
116.29
179.09
347.49
8.41
15.20
34.80
58.41
6.62
15.33
52.02
73.97
2.45
6.33
8.54
17.32
43.33
101.40
167.15
311.88
Humus tabakası ile Ah- horizonu tam olarak ayrılamadığı için bir miktar Ah- horizonundan karışmış olabilir.
Not: Bu konuda daha fazla bilgi için bkz. Karaöz, M.Ö. 1988, 1991, 1993 ve Makineci, E. 1999.
2) ORGANİK MADDELERİN AYRIŞMASI
Organik maddelerin ayrışması ayrışmayı sağlayan canlıların yaşadığı ve kimyasal
reaksiyonların geliştiği ortamdaki koşullara bağlı olarak iki şekilde gerçekleşir. Bunlardan biri
oksidatif ayrışma, diğeri ise humuslaşmadır.
68
OKSİDATİF AYRIŞMA
Ortamdaki canlıların yaşama koşulları daha önce toprak canlıları bahsinde
incelenmiştir. Toprak canlılarının yaşaması için optimum yaşama koşulları olan sıcaklık,
hava, nem, besin maddeleri (tuzlar) ve ortamın reaksiyonu (pH) organik maddelerin ayrışması
için de gerekli faktörler olarak etkili olurlar. Bu faktörlerin optimumda bulunması halinde
organik maddeler oksitlenerek mineralize olurlar. Organik maddelerin oksitlenmesi
sonucunda karbon CO2’e, hidrojen H2O’ya, azot NO2- ve NO3-’a, kükürt SO3-2 ve SO4-2’a,
fosfor PO4-3’a dönüşür. Organik maddedeki mineral kısım ise kül halinde oksitlere veya
serbest iyonlara dönüşür. Oksidatif ayrışma organik maddelerin tam olarak fakat ağır ağır
yanması (oksitlenmesi) olayıdır. Bu olayın gerçekleşmesi sürecinde önemli miktarda ısı da
açığa çıkar (Toprak canlıları ile oksitlenme bahsine bakınız).
HUMUSLAŞMA
Organik maddelerin ayrışması için gerekli şartlardan birisinin optimumdan uzaklaşması
halinde oksidatif ayrışma engellenir. Bu defa organik maddelerin çürüyüp kokuşması ve
giderek humuslaşması daha sonra da yavaş yavaş mineralize olması sözkonusudur. Bu şekilde
safha safha ilerleyen organik madde ayrışması olayı humuslaşma olarak tanımlanır. Yıl içinde
sıcak fakat kuru, nemli fakat soğuk mevsimlerin bulunuşu (özellikle ılıman bölgelerde)
organik maddelerin ayrışmasının humuslaşma yolu ile gerçekleşmesine sebep olur. Ayrışma
koşullarının optimumda bulunduğu devrelerde humus mineralize olur. Ancak ortamın
mevsimlere bağlı olarak kuru veya aşırı ıslak durumda veya soğuk oluşu mineralizasyonu
engeller (Şekil 13).
Ölü örtünün humuslaşma yolunda geçirdiği parçalanma ve ayrışma safhalarının
birbirini ardınca sıralanışından aşağıda bahsedilmiştir. Henüz humuslaşmaya başlamamış
maddelerin canlıların artıkları ve ormanda özellikle ağaçların dökülen yaprakları olduğu
belirtilmişti. Bu yaprakların ve diğer organik artıkların bileşimi tablo 26, 27, 28 ve 29’da
verilmiştir.
Sonbaharda dökülen yaprakların rengi değişir ve ilk kimyasal değişim böylece başlar.
Daha sonra yaprakların toprak hayvancıkları tarafından parçalanması ve kısmen yenilmesi
safhası gelir. Parçalanan ve yenilen yaprak vb. maddeler mikroorganizmalar tarafından
ayrıştırılmağa çalışılır. Bu esnada suda çözünebilen pektinler ve yumurta akı maddeleri gibi
karbonhidratlar yaprak dokusundan ayrılırlar. Geriye henüz dokusu değişmemiş, selüloz ve
lignin bölümü henüz ayrışmamış bitkisel artıklar kalır. Bu artıkların henüz hangi bitkinin
hangi organından geldiği tanınabilir veya tahmin edilebilir. Bu safha yaprak tabakasının
çürümeye ve kokuşmaya başladığı safhadır. Tipik çürüntü kokusu ile tanınan bu parçalanmaayrışma ürünleri çürüntü tabakasını oluştururlar.
Çürüntü safhasında bitkisel artıklardaki selüloz, selülozu ayrıştıran mantarlar
(phycomycet’ler) tarafından ayrıştırılarak bitkisel doku parçalanır. Daha geç ve güç ayrışan
lignin ise lignini ayrıştıran mantarlar (basidiomycet’ler) tarafından ayrıştırılır. Böylece
çürüntü tabakası giderek dokusal yapısını kaybeder ve hangi bitki kısmına ait olduğu
belirlenemeyecek durumda amorf ve kolloidal karakterli humusa dönüşür.
Humuslaşma
sırasında
karbonhidratlar
(selüloz
vd.)
hidrolize
olarak
monosakkaridlere, yumurta akı maddeleri hidrolize olarak peptidlere veya aminoasitlere
aromatik maddeler ile lignin ise hidroliz veya oksitlenme sonucunda basit fenollere
dönüşürler. Bütün bu ayrışmalar ve yeniden oluşmalar toprak mikroorganizmalarının salgıları
(mayalar vd.) ile gerçekleşir.
69
Tablo 29. Belgrad Ormanı’nda ölü örtünün bileşiminin ağaç türlerine ve yıllara göre değişimi
Y I L L A R
AĞAÇ
TÜRÜ
MEŞE
KAYIN
KARAÇAM
ÖLÜ
ÖRTÜDEKİ
MADDELER
Organik madde
(Ateşte kayıp)
Kül
SiO2
Nt
Pt
Kt
Cat
Mgt
Lignin
Holoselüloz
Organik madde
(Ateşte kayıp)
Kül
SiO2
Nt
Pt
Kt
Cat
Mgt
Lignin
Organik madde
(Ateşte kayıp)
Kül
SiO2
Nt
Pt
Kt
Cat
Mgt
Lignin
Holoselüloz
1 aylık
ölü örtüde
% gr
kg/ha
1 yıllık
ölü örtüde
% gr
kg/ha
3 yıllık
ölü örtüde
% gr kg/ha
5 yıllık
ölü örtüde
% gr kg/ha
91.43
88.76
80.74
39.49
8.57
3.53
1.04
0.03
0.48
1.37
0.47
44.00
40.00
91.56
11.24
5.15
1.74
0.07
0.73
1.55
0.84
42.00
34.00
85.20
19.26
11.49
1.70
0.07
0.58
1.53
0.54
37.00
40.00
79.85
60.51
52.13
0.92
0.05
0.41
0.78
0.29
61.00
34.00
66.64
8.44
3.85
0.82
0.09
-1.27
0.17
51.00
92.98
14.80
8.91
1.67
0.10
-1.58
0.24
56.00
89.00
20.15
11.81
1.46
0.07
-1.57
0.29
54.00
85.25
7.02
1.00
0.66
0.03
0.34
1.00
0.27
21.00
66.00
11.00
1.50
0.82
0.04
0.36
0.98
0.18
36.00
66.00
14.75
3.00
1.10
0.05
0.43
0.83
0.37
40.00
58.00
60.28
2.48
20.56
54.25
19.15
54.19
2.60
58.28
10.76
49.77
2.26
19.46
37.56
16.74
33.36
24.89
1.21
0.06
-1.13
0.12
57.00
61.98
38.02
24.13
1.12
0.06
0.54
0.84
0.69
48.00
52.00
KAYNAK: Irmak, A. – Çepel, N.1974’ten derlenmiştir.
Humuslaşmada hafif asit-hafif alkali ortamda biyolojik etki en yüksek seviyededir.
Biyolojik humuslaşma sırasında ayrışma ürünleri humik asitler ve huminlere dönüşür.
Humikasitler ayrışma ürünleri olan (veya topraktaki) katyonlarla humatları yaparlar. Humatlar
suda zor çözünen tuzlardır. Ortamda reaksiyonun asitleşmesi biyolojik faaliyeti de yavaşlatır
veya durdurabilir. Bu defa abiyolojik humuslaşma başlar. Asit reaksiyonlu ve ıslak ortamlarda
anaerob ayrışma sözkonusudur (Turbalıklar). Abiolojik ayrışmada en önemli ürün fulvik
asitler gibi küçük moleküllü bileşiklerin oluşumudur. Abiyolojik ayrışma podsollaşma
olayında da kısmen görülür. Bu sırada oluşan fulvik asitler toprağın yıkanmasında önemli
etkiler yaparlar.
Ayrışmanın yeterli derecede olup olmadığı konusunda organik maddede ve özellikle
humustaki C/N oranı kabaca bir fikir verebilir. C/N oranının 30’dan fazla olduğu yerlerde
ayrışma çok yavaş gidiyor demektir. C/N oranının 15-25 arasında oluşu ayrışmanın devam
ettiğini gösterir. C/N oranının 15’den küçük oluşu ise ayrışmanın ve mineralizasyonun çok
hızlı olduğunu gösterir. C/N oranı yüksekliği karbon miktarının fazlalığına işarettir. C/N
70
oranının düşüklüğü ise hızlı ayrışma sonucunda karbonun azaldığını ve mineralize olan
azotun ortamda arttığını ifade eder. Eğer bitki kökleri mineralize olan azotu alabilecek kadar
gelişememişlerse (özellikle ölü örtünün bulunduğu ağaçlandırma alanlarında) azot yağış suları
ile yıkanıp ortam dışına taşınır. Bu olay azotun ortamdan kaybıdır. Bitki beslenmesi ve verim
açısından organik maddelerin çok yavaş veya çok hızlı ayrışması pek arzu edilmez. Aksine
dengeli ve sürekli bir ayrışma (C/N ≈ 15-25) mineralizasyon ile bitki beslenmesi arasındaki
denge bakımında arzu edilir.
3.5.2.3. Humus Tipleri
Toprak yüzeyinde yatan ölü örtü bir yandan ayrışmakta, öte yandan yaprak dökümü ve
diğer olaylarla yeni organik artıklar ölü örtüye katılmaktadır. Böylece üstte bir ayrışmamış
yaprak tabakası (Y), onun altında çürüyüp kokuşarak ayrışmakta olan çürüntü tabakası (Ç),
onun da altında kolloidal bir yapı kazanmış olan humus tabakası (H) yeralmaktadır. Ölü
örtünün bu üç tabakalı durumu her ortamda görülmeyebilir. Ayrışmanın çok hızlı
gerçekleştiği yerlerde toprağın yüzeyinde sadece yaprak tabakası (çürüntü safhasına
geçemeden) humuslaşabilir. Ayrışmanın yavaş gerçekleştiği yerlerde yaprak, çürüntü ve
humus tabakaları alt alta sıralanır. Ayrışmanın çok yavaş ilerlediği yerlerde ise yaprak
tabakası kalın bir örtü halinde toprak yüzeyinde ayrışmadan kalabilir. Bu birbirinden farklı
yapıdaki ölü örtüler humus tipleri olarak isimlendirilip, tanımlanırlar.
Ölü örtünün ortamın özelliklerine uygun olarak birbirinden farklı ayrışma safhaları
geçirmesi sonucunda ortaya çıkan humus tipleri, toprağın özellikleri, ekolojik sistemde bitki
besin maddelerinin dolaşımı, ortamdaki ayrışma ve yeniden oluşma hızı ve bitkilerin
beslenebilmeleri gibi konularda önemli bilgiler verir.
Humus tipleri esas itibariyle üçe ayrılır. Bunlar; Mul tipi humus, çürüntülü mul tipi
humus, ham humus olarak isimlendirilirler. Humus tiplerinin sınıflandırılması her ülkenin
farklı doğal yapısına ve özelliklerine göre değişiktir. Uluslararası Toprak İlmi Kongresinde
(Oxford 1935) sadece mul tipi ve mor tipi olarak iki humus tipi kabul edilmiştir (Irmak,
A.1972). Halbuki Almanya’daki ve Fransa’daki farklı bölgesel özelliklere göre farklı humus
tiplerinin tanımlandığı bilinmektedir33). Ülkemizdeki farklı bölgesel özelliklere göre farklı
humus tiplerinin oluştuğu tespit edilmiştir. Bu tespitlere ve gözlemlere de dayanılarak humus
tiplerinin sınıflaması yapılmıştır (Tablo 30, Şekil 14).
Y
Ç
H
Ah
Y
Ah
Y
Y : Ayrışmamış
yaprak tabakası
Ç
H
Ah
Ç : Ayrışmakta
olan çürüntü
tabakası
H : Kolloidal yapı
kazanmış humus
Ah : Humus karışmış
Toprak horizonu
MUL
ÇÜRÜNTÜLÜ MUL
HAM HUMUS- MOR
Şekil 14. Humus tipleri.
33)
Almanya’daki humus tipleri için Kubiena 1948, Laatsch 1957, Fransa’daki humus tipleri için Duchaufor
1960’a bakınız.
71
Tablo 30. Türkiye’de rastlanan humus tipleri
1. Karasal ortamda gelişmiş humus tipleri
 Mul tipi humus
(Y tabakası)
 Çürüntülü mul tipi humus
(Y/Ç/H tabakası)
 Ham humus
(Y/Ç/H tabakası)
2. Islak ortamda gelişmiş humus tipleri
 Karasal humus tiplerinin ıslak ortamda
gelişmiş formları
 Su ortamında gelişmiş humus tipleri
Tipik mul
Kum mul’ü (Kumlu toprak mul’ü)
Kireç mul’ü (Kireçli toprak mul’ü)
Gizli mul
Tipik çürüntülü mul
Kuru çürüntülü mul
Mor (tipik ham humus)
Keçeleşmiş ham humus
Kuru ham humus
Islak mul
Islak çürüntülü mul
Islak mor
Turbalıklar vb.
1) MUL TİPİ HUMUS
Organik maddelerin kısmen hızla ayrışması, kısmen de humuslaşması ve ayrışma
ürünleri ile humusun mineral toprağa iyice karıştırılmış olması (canlılar) sonucunda toprak
yüzeyinde sadece son yılın yapraklarına ait olan bir ölü örtü tabakası (Y- tabakası kalır34))
(Şekil 14). Humus toprağın üst kesiminde toprak türüne ve canlıların aktivitesine göre 5-10
cm’lik bir derinliğe kadar mineral toprak ile karışmıştır. Humusun karıştığı koyu esmer renk
almış mineral toprak kesimi Ah horizonu olarak tanımlanır.
Mul tipi humusun oluşumunda toprak canlılarının ve mineral toprakla karışımında ise
özellikle solucanların önemli etkileri vardır. Canlıların bu yüksek faaliyetleri ılık, nemli ve
hafif asit veya nötr ortamda gerçekleşebilir. Bu nedenle mul tipi humus formlarına özellikle
yapraklı ormanların (ibrelilerden göknar ve sedir altında da rastlanabilir) altında, ılık, nemli
yetişme ortamlarında ve reaksiyonun asit veya alkalen olmadığı bazlarca zengin topraklar
üstünde rastlanır.
Mul tipi humusta hızlı ayrışarak toprağa karışmış olan kolloidal organik maddeler
(humus vd.) toprağın üst kesiminde (Ah-horizonu) kırıntılı ve bol gözenekli bir yapının
gelişmesini sağlarlar. Böylece toprağın fiziksel özellikleri üzerinde olumlu etkiler sözkonusu
olur. Toprağın havalanması ve yağış sularının toprağa sızması kolaylaşır. Organik maddenin
ayrışma ürünlerinin (katyonlar ve anyonlar) sızıntı suyu ile toprağın derinliklerine ulaşması
bitki beslenmesinde olumlu ve önemli etkiler yapar ve verimi arttırır.
Mul tipi humusun genellikle yapraklı ormanların altında teşekkül etmesi yaprakların
bileşimine bağlıdır. İğne yapraklı ağaçlardan sarıçam, kızılçam, lâdin, vb. türlerin
ibrelerindeki reçineler, aromatik yağlar ve mumların ayrışması sonucunda asit ürünler ortaya
çıktığı için bu ağaç türlerinin altında mul tipi humus pek görülmez. Göknar ve sedir türleri
gibi ibrelerinde yüksek miktarda kalsiyum ihtiva eden iğne yapraklı ağaçların altında ılıman
iklimli yörelerde mul tipi humus gelişebilir.
34)
Yaprak tabakası = L (İngilizce Litter’den).
72
Mul tipi humusun alt tipleri her ülkenin özelliklerine göre değişebilir. Türkiye’de
kumlu topraklar üstünde rastlanan kum mul’ü, kireçli topraklar üstünde rastlanan kireç mul’ü,
sıcak ve nemli iklim etkisinde gelişen gizli mul gibi humus tipleri de bulunmaktadır.
Kum mul’ü esas itibariyle kumlu topraklar üstünde rastlanan ve humusun 20 cm’e
kadar toprağa karışarak esmer renkli Ah horizonunu meydana getirebildiği bir mul tipi
humustur.Özellikle eski kumullar üstündeki orman veya fundalıkların altında veya benzeri
yerlerde kum mulüne rastlanır. Trakya’nın Karadeniz kıyısı boyunca yer yer yığılmış eski
rüzgâr veya akarsu kumlarının (kırmızı kireçsiz renkli kumlar) üstündeki fundalıklar ve
çalılaşmış ormanların altında kum mulü tipinde humus gelişmiştir (Yalıköy kumulu ile
Yeniköy-Karaburun-Durusu arasındaki kumullarda kırmızı kumlar üstündeki fundalık ve
çalılaşmış ormanların altında).
Kireç mulü (Mull calcique) daha önce Duchaufour (1960) tarafından tarif edilmiştir.
Kireç mulü kireç taşından veya kireçli anamateryallerden oluşmuş topraklar üstünde ılık ve
nemli iklim etkisi altında, canlıların yüksek faaliyeti ile teşekkül etmektedir. Kireç mulü çok
hızlı bir ayrışma süreci sonunda oluşmaktadır. Humuslaşma ürünleri de kısa sürede oksitlenip
ayrışmaktadır. Bu hızlı ayrışma; toprakta ve dolayısıyla yaprakta kalsiyumun yüksek miktarda
bulunuşu ile mümkün olabilmektedir. Ah-horizonunda humus miktarı azdır. Buna karşılık
kalsiyum humatlar toprakta daha fazladır.
Gizli mul (crypto mull) daha önce S.A.Wilde (1962) tarafından tarif edilmiştir. Gizli
mul’ün en önemli özelliği Ah- horizonlarının esmer değil bozumsu renkte görünmesidir.
Bazlarca zengin ince taneli topraklar üstünde (bazik silikat kayaları vd.) yaprak tabakasının ve
humusun hızla ayrışması ve ayrışma ürünlerinin (humik asit) üst toprakta humatlar yapması
Ah horizonunun boz renkte görünmesine sebep olmaktadır. Gizli mul’de Ah- horizonu azot
bakımından zenginleşmiştir. Gizli mul’e Belgrad Ormanı’nda meşe meşcereleri altında
rastlanmaktadır.
2) ÇÜRÜNTÜLÜ MUL TİPİ HUMUS
Ilıman iklim etkisi altındaki yerlerde kış mevsiminin serin ve nemli (ıslak), yaz
mevsiminin ise sıcak ve kurak oluşu toprak canlılarının faaliyetleri üzerinde ve kimyasal
ayrışmanın hızı üzerinde yavaşlatıcı veya durgunlaştırıcı etkiler yapar. İlkbahar ve yaz başı ile
sonbaharın henüz ılık ve nemli devrelerinde ise mikrobiyolojik faaliyet ve kimyasal ayrışma
hızlanır (Şekil 13). Böyle ortamlarda özellikle kireçsiz topraklar üstünde ve meşe, kayın,
yerine göre karaçam, sarıçam, vb. ağaç türlerinin yapraklarının ayrışması az veya çok asit
ürünler verdiği için bunların ölü örtülerinde yaprak tabakası hemen humuslaşamaz. Arada bir
çürüntü (fermantasyon) safhasından geçen humuslaşma sözkonusu olur. Ölü örtünün böyle bir
ara ayrışma safhasından geçmesi sonucunda yaprak (Y), çürüntü (Ç) ve humus (H)
tabakalarının alt alta sıralandığı bir yapı ortaya çıkar. Ancak çürüntülü mul’de humus tabakası
pek ince olup humusun önemli kısmı mineral toprağa karışmış ve Ah- horizonunu teşkil etmiş
olarak bulunur (Şekil 14 ve 15). Bu yapıya sahip olan humus çürüntülü mul olarak
adlandırılır. Çürüntülü mul’de çürüntü tabakasının gevşek yapısı dikkat çekicidir. Tipik
çürüntülü mul yüksek dağlık mıntıkalarda kireç taşlarından oluşmuş topraklar üstünde de
görülebilir. Akdeniz Bölgesi’nde 1800-2000 m yükseltilerde sedir ormanlarının altında
(anakaya kireçtaşı) çürüntülü mul tipi humus tarafımızdan gözlenmiş ve tanımlanmıştır.
73
Çürüntülü mul daha önceleri Kubiena (1953) ile Duchaufour (1960) tarafından moder,
Herberg ve Chandler (1941) tarafından twinmul olarak isimlendirilmiş ve tanımlanmıştır.
Tipik çürüntülü mul’de çürüntü tabakasındaki organik artıkların hangi bitki
organlarına ait olduğu henüz tanınabilir. Tipik çürüntülü mul’de çürüntü tabakası nemli olup,
çürümekte veya çürümüş yaprak kokar (Belgrad Ormanı’nda kayın meşcereleri altında).
Çürüntülü mul tipi humusun tipik yapısından ayrılan alt tipi kuru çürüntülü mul’dür
(Belgrad Ormanı’nda meşe meşcereleri altında). Tipik çürüntülü mul’de çürüntü tabakası yaz
mevsiminde de tam kuru bir durumda değildir. Halbuki yaz mevsiminin daha kurak geçtiği
yörelerde çürüntü tabakası tamamen kurur. Kuru çürüntülü mul Türkiye’de A.Irmak
tarafından ilk defa Belgrad Ormanı’nda görülüp tanımlanmıştır (Irmak, A.1940). (Şekil 13).
Çürüntülü mul tipi humusta ayrışmanın mevsimlere bağlı olarak duraklaması bitki
besin maddelerinin ekolojik sistemdeki dolaşımının zaman zaman engellenmesi anlamına
gelir. Ancak bu durum orman ağaçlarının beslenmesi bakımından pek önemli sayılmayabilir.
3) HAM HUMUS
Ortam şartlarının mikrobiyolojik (bakteri) faaliyeti engellediği ve ayrışmayı pek
yavaşlattığı yerlerde ölü örtü mineral toprak üstünde ve ondan kesin bir şekilde ayrılmış
(karışmamış) olarak yatar. Ölü örtüde yaprak (Y), çürüntü (Ç) ve humus (H) tabakası alt alta
sıralanırlar (Şekil 14). Humus mineral toprakla ya hiç karışmamış veya çok ince bir kısımda
karışabilmiştir.
Ham humus çok nemli ve serin (soğuk) iklim etkisinde (kuzey enlemleri veya yüksek
dağlar) sarıçam, karaçam, lâdin, vb. orman ağaçları ile Orman gülü (Rhododendron), Ayı
üzümü (Vaccinium) veya fundalıkların (özellikle Erica’lar) vb. çalıların altında bazlarca fakir
kayalardan oluşmuş toprakların üstünde gelişir. İklimi ve ağaç türüne bağlı olarak ham
humusa kireçli kayalardan oluşmuş toprakların üstünde dahi rastlanabilir. Öte yandan sıcak ve
kurak iklim etkisinde ayrışmanın uzun süre duraklaması ve yaprak örtüsünün karaçam,
kızılçam veya sedir gibi türlerin ibrelerinden oluşması (güç ayrışan) ham humus oluşumuna
yol açar.
Tipik ham humusun altındaki mineral toprak organik madde bakımından fakirdir. Ahhorizonu birkaç mm kalınlığındadır. Toprak hayvancıklarının faaliyetinin asit ortam
şartlarından dolayı kısıtlanması humusun toprakla karışmasını da engeller. Humus ve diğer
kolloid fakat asit karakterli ayrışma ürünleri yağış sularının sızması ile toprağın üst kesimine
girerler, üst toprağın asitleşmesini ve yıkanmasını sağlarlar (bak.podsollaşma).
Ham humus daha önceleri Kubiena (1948-1953) ve Laatsch (1957), Duchaufour
(1960) tarafından tarif edilmiştir. Ham humus tarifleri genellikle mor tipi humus için
yapılmıştır. Almanca kaynaklarda mor tipi humustan (Rohhumus) başka bir ham humus daha
tarif edilmiştir. Bu ham humus tipi keçeleşmiş ham humus(Auflagehumus) olup mor tipi
humusun daha kalın bir alt tipidir. Ham humusun diğer bir alt tipi ise kuru ham humus olup
kurak bölgelerimizde bulunur.
74
MOR (TİPİK HAM HUMUS)
Tipik ham humus mor olarak isimlendirilir. Mor tipi humusta yaprak (Y), çürüntü (Ç)
ve humus (H) tabakaları tipik özellikleri ile ve birbirleri arasında kesin olarak ayrılmış
durumda toprak üstünde yatarlar. Mor tipi humusta ortamın asit oluşu ve nemlilik ile
ıslaklığın birbirini izleyişi toprak hayvancıklarının ve bakterilerin (aktinomisetler de dahil)
faaliyetini engeller. Buna karşılık mantarlar mor tipi humusta uygun bir yetişme ortamı
bulurlar. Özellikle humus tabakası mantar miselleri (iplikçikleri) ile ağ gibi örülmüş olarak
görünebilir. Biyolojik faaliyetin engellenmiş olması biyolojik ayrışmayı da önler. Bu nedenle
organik madde mineralizasyonu çok yavaş olur. Dolayısıyla ekolojik sistemde bitki besin
maddelerinin dolaşımı engellenir ve bitkilerin beslenmesi de güçleşir.
KEÇELEŞMİŞ HAM HUMUS (HUMUSLU MOR)
Mor tipi humusun kalın ve keçeleşmiş olan bir formu keçeleşmiş ham humus olarak
tanımlanır. Mor tipi humusta da çürüntü tabakası keçeleşmiş durumdadır. Ancak keçeleşmiş
ham humusta çürüntü tabakası ve humus tabakası daha da kalın olup sıkışmıştır. Bu sıkışma
ve keçeleşmenin sonucunda ölü örtü 10-15 cm kalınlığında olup tabakalar birbirinden
ayrılmadan kesekler halinde kaldırılabilir35). Keçeleşmiş ham humusta humus tabakası kalın
olduğu için bu tip humuslu mor olarak da isimlendirilmiştir. Keçeleşmiş ham humus özellikle
soğuk ve nemli mıntıkalarda yaşlı sarıçam-ayı üzümü, lâdin-orman gülü ormanları altında
görülür. Bitki besin maddelerinin ekolojik sistemdeki dolaşımı ileri derecede engellenmiş
olduğu için bitki beslenmesi ve verimlilik olumsuz yönde etkilenmiştir.
KURU HAM HUMUS
Özellikle kurak ve sıcak mıntıkalarda yaprak tabakasının ayrışmadan kalın bir keçe
halinde toprak yüzeyinde toplanması ile kuru ham humus oluşur. Kuru ham humusta çürüntü
tabakası tipik çürüntü halinde olmayıp parçalanmış yapraklardan oluşan ince bir tabakadır.
Humus tabakası ise pek görülmez. Humus kısa süren nemli ve ılık devrede hızla ayrışmıştır.
Kuru ham humus bu durumu ile mul tipi humusa benzetilebilir. Ancak kalın ve keçeleşmiş
yaprak tabakası ve biyolojik faaliyetin pek az oluşu veya tamamen durgunlaşması ile mul’den
ayrılır. Ülkemizde özellikle Akdeniz ikliminin etkisi altındaki kurak mıntıkalarda ve karasal
iklim etkisindeki kurak mıntıkalarda kızılçam, karaçam ve sedir ormanlarının altındaki kuru
ham humus oluşumu görülmektedir. Kuru ham humusun oluşumu ormanda bitki besin
maddesi dolaşımını engellediği için, bitki besin maddesi alımını ve verimi de olumsuz yönde
etkiler. Kuru ham humusun kireç taşından oluşmuş topraklar üstünde teşekkülü ilgi çekicidir.
Bazlarca fakir topraklar üstünde karaçam ve sahil çamı ormanları altında (Türkiye'’in kuzey
kesiminde de) kuru ham humus oluşumu tarafımızdan gözlenmiştir.
HAM HUMUSA KARŞI ÇARELER
Ham humusu ayrıştırmak için ormancılar çeşitli yöntemler kullanmak zorunda
kalmışlardır. Asit reaksiyonlu mor tipi veya keçeleşmiş mor tipi humus sadece bitki besin
maddelerinin ekolojik sistemdeki dolaşımını engellemekle kalmaz, asit karakterli ayrışma
35)
Keçeleşmiş Ham humus (Auflagehumus) için bakınız :
 Kantarcı, M.D. – Rehfuess, K.E. 1974.
 Eder, E. 1975.
 Burschel, P.-Eder, E. – Kantarcı, M.D. – Rehfuess, K.E. 1977.
 Burschel, P. – Eder, E. – Rehfuess, K.E. – Kantarcı, M.D.1977.
75
ürünleri ile toprağın yıkanmasına da sebep olur (podsollaşmaya bakınız). Daha ileri asitlik
derecelerinde (pH < 4 ve özellikle < 3) toprakta kil mineralinin de ayrışması ve alüminyum
açığa çıkması sözkonusudur. Alüminyum bir katyon olarak bitkiler için zehirleyicidir. Bu tür
etkilerin yok edilmesi için mor tipi humus ile keçeleşmiş mor tipi humusun kireçlenmesi
kullanılan yöntemlerden biridir. Ayrışmanın hızlandırılması için ölü örtüye daha fazla ışık ve
güneş enerjisi sağlamak amacı ile ormanda aralama kesimleri yapmak gerekmektedir.
Ağaçlandırma alanlarında ölü örtü ile toprağın makine+ekipman ile işlenerek karıştırılması
sonucunda organik maddenin hızla ayrıştığı görülmüştür. Ancak bu tür tedbirlerin dikkatle
seçilmesi ve bitki besin maddesi kaybının önlenmesi gerekir (Tablo 33 ve 34 ile bölüm 5.1’de
Şekil 55). İbreli ormanlara yapraklı, yapraklı ormanlara ibreli ağaç türlerini karıştırmak mor
tipi humusun oluşumunu önleyebilecek önemli tedbirlerden biridir36).
Kuru ham humusun bulunduğu ortamlarda ise ölü örtünün kireçlenmesi veya ormanda
aralama kesimleri genellikle etkili olmayabilir. Bu ormanlarda yapraklı türleri ibreli türlerle
karıştırmak en etkili çaredir. Ağaçlandırma alanlarında da kuru ham humusu mineral toprakla
dikkatli bir şekilde karıştırmak uygun bir yöntemdir. Bazı doğal gençleştirme ve ağaçlandırma
alanlarında ise kuru ham humusu (aşırı dereceye kaçmadan veya kömürleştirip bırakmadan)
yakmak suretiyle mineralizasyonu sağlamak yoluna gidilmektedir37).
4) ISLAK ORTAMDA GELİŞMİŞ HUMUS TİPLERİ
Karasal ortamda gelişmiş olan humus tiplerinin ıslak ortamda gelişen formları da
vardır. Bunları ıslak mul, ıslak çürüntülü mul ve ıslak mor olarak isimlendirmek uygun olur.
Uzun süre ıslak şartlarda kalan fakat sıcaklığın da yüksek oluşu nedeni ile nemli veya taze
dönemde (yaz mevsiminde) hızlı bir biyolojik faaliyet sonucunda ayrışmaya uğrayan ölü
örtülerde mul tipi humus gelişir. Buna karşılık ortamın asitliği ve serinliği ıslak çürüntülü mul
tipindeki humusun, ortamın daha şiddetli asitliği ve soğukluğu ise mor tipindeki humusun
gelişimine sebep olur. Bu safhadan sonra humus tipi turbalaşmaya başlar. Karadeniz yalı
arazisinde İğneada (Trakya) Subasar (Longos) ormanları ile Durusu (Terkos) Gölü’nün
kanalının batısındaki Subasar ormanda ıslak çürüntülü mul ve ıslak mor tipi humus
tarafımızdan gözlenmiştir.
Sualtı şartlarının hakim olduğu yörelerde ise turbalıklar teşekkül eder. Turbalıklar
organik artıkların su içinde yığılıp kısmen çürüyüp humuslaşması ile meydana gelir. Su
36)
37)
Karabük Orman İşletmesi’nin Büyükdüz Bölgesi’nde saf kayın meşcerelerinin altında mor tipi humusun
kayının doğal olarak gençleşmesini engellediği, buna karşılık sarıçam-kayın veya Uludağ Göknarı-kayın
meşcerelerinde ise humus tipinin çürüntülü mul olduğu ve kayınların bu meşcerelerde doğal olarak
gençleşebildiği tarafımızdan gözlenmiştir. Kayın yapraklarının birbirine yapışarak kalın bir tabaka halinde
keçeleşmelerinin sonucunda toprak ve atmosfer arasında hava ve sıcaklık alışverişi engellendiği için kalın bir
ölü örtü tabakası oluşmaktadır. Bu kalın ve mor tipi ölü örtüye düşen kayın tohumları ise çimlendikten sonra
köklerini mineral toprağa ulaştıramadıkları için yaz mevsiminde kurumaktadırlar. Sarıçam veya göknarın
kayına karıştığı meşcerelerde ise ibre ve kozalaklar veya kozalak pulları kayın yapraklarının birbirine
yapışmasını önlemekte ve toprak ile atmosfer arasında ısı-hava-subuharı alışverişi mümkün olabilmektedir.
Bu olayın sonucunda çürüntülü mul tipi humus gelişmektedir. Kayın tohumları da çimlendikten sonra fideler
köklerini mineral toprağa ulaştırabilmekte ve yaz mevsimini kurumadan atlatabilmektedirler. Benzer oluşum
ve durumlar Karadeniz Bölgesi ormanlarında benzer yetişme ortamlarında da gözlenmiştir.
Elmalı (Antalya) Orman İşletmesi’ndeki saf sedir ormanlarında denediğimiz bu yöntem daha önce sıkça
kullanılmış olup “yangın kültürü” olarak tanınan bir gençleştirme yöntemidir. Yakma ile hızlı oksitlenme
sonucunda gerçekleştirilen mineralizasyon ve elde edilen kül (besin maddeleri) fidanların da hızlı gelişmesini
ve özellikle azotun etkisi ile kurak yaz devresinin atlatılmasını sağlamaktadır (Bak.Azot bahsi ve Şekil 56;
Kantarcı, M.D. ve ark. 1986 ve 1990 ile Kantarcı, M.D. 1990-1, 2, 3 ).
76
altında anaerobik biyolojik ayrışma sözkonusudur. Organik madde siyah renkte ve genellikle
bitki dokusunu henüz tam kaybetmemiş bir durumdadır.
Turbalıkların soğuk veya ılıman iklim etkisi altındaki yörelerde oluştukları gibi yarı
tropik ve tropik bölgelerde de oluşabildiği bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Turbalıklar esas
itibariyle alçak turbalıklar ve yüksek turbalıklar olarak iki farklı oluşum gösterirler.
Alçak turbalıklar mineral maddelerce ve özellikle kalsiyum ile azotça zengin (eutroph)
sularda teşekkül ederler. Alçak turbalıkların yüzeyi düz olup buralarda yetişen söğüt,
kızılağaç, Carex, Hypnum, Typha, Phragmites gibi türlerin artıklarından teşekkül etmişlerdir.
Yüksek turbalıklar mineral maddelerce fakir (oligotroph) sularda teşekkül ederler. Bu
sularda besin maddesi istekleri az olan sphagnum, çeşitli bodur çalılar (ve Orta Avrupa’da
Pinus montana da) yetişebilmektedir. Sphagnum türleri ortada yüksek, çevrede alçak bir kütle
halinde yaşar ve gelişirler. Bundan dolayı Sphagnum turbalıkları yüksek turbalık olarak
isimlendirilmişlerdir.
Türkiye’de turbalıklar tespit edilmiştir. Artvin-Ardahan arasında Yalnızçam
Dağları’nda sphagnumlar tarafından teşkil edilmiş yüksek turbalık oluşumları H.Louis (1939)
tarafından tespit edilmiştir. Uludağ’da granit üstünde (2000 m’de) bulunan turbalığın yüksek
turbalık ile alçak turbalık arasında geçit durumunda bulunduğu bildirilmiştir (Irmak, A.1972).
Aladağ’da Bolu Ovası’na inen yamaçlarda (1200 m’de) andezit üstünde Amca Gölü turbalığı
geçit turbalık karakterindedir. Abant Gölü (Bolu) göl kenarında gelişmekte olan turbalık
A.Irmak (1947) tarafından, Amanos Dağları’ndaki turbalık oluşumu H.Kayacık (1956)
tarafından incelenmiştir. Sapanca Gölü’nün kenarında da giderek bir turbalık gelişimi
sözkonusudur. Yeniçağa (Reşadiye) Gölü kenarındaki turbalık ise Abant Gölü turbalığının
daha ileri bir evresidir. Çatalca’da (Trakya) Danamandıra Köyü yakınındaki Kokmuş göller
(iki tane) de turbalıktır. Öte yandan Enez (Trakya’da Meriç Nehri ağzında) yakınındaki balık
gölü (Gala Gölü) de çevredeki çeltik tarım alanlarından verilen NO3- ve HPO4-2 bakımından
zengin sulama suyu ile turbalaşmaktadır (Kantarcı, M.D. 1982-2). Benzer bir göl
turbalaşması olayı da İstanbul yakınındaki Tuzla Balık Gölü’nde gelişmektedir (Kocasoy,
Curi, Kantarcı ve ark. 1991).
3.5.2.4. Toprakta Organik Maddenin Bulunuşu
Toprağın üstünde yatan ölü örtünün ayrışması sonucunda oluşan humus ile diğer
ayrışma ürünleri mineral toprağa yağış suları ile sızar veya biyolojik faaliyet sonucunda
karıştırılır. Mineral toprağa karışan organik maddenin toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri
üzerindeki etkisi pek önemlidir.
Orman topraklarında genellikle toprağın üst kesimi (Ah-horizonu) organik madde
bakımından zengindir. Organik madde toprağın derinliklerine inildikçe azalır. Ancak humus
podsollerinde veya bu tipe yakın topraklarda organik maddenin Ah horizonundan sonra
yıkanma (Ae) horizonunda azalıp, humus birikimi (Bh) zonunda yeniden arttığı tespit
edilmiştir (Şekil 15).
Yükseklik arttıkça havanın serinlemesi bu humuslaşmaya ait organik maddenin daha
yavaş ayrışmasına sebep olmaktadır. Yavaş ayrışma sonucunda toprakta organik madde daha
fazla birikebilmektedir (Şekil 15, tablo 24, 31). Kolloid humusa dönüşen organik madde ise
77
yüksekliğe bağlı olarak artmış olan yağış sularının etkisi ile toprağın derinliklerine de
taşınabilmektedir (Şekil 15).
900 - 1000 m
1300 -1500 m
1100 -1300
1500 -1634 m
Ah
6.
6.5
9.2
8.1
10.3
Ael
1.
1.6
2.3
2.9
4.6
A-B
0.7
0.
7
1.4
1.5
1.7
Bts
0.7
0.
1.0
1.7
2.6
B-C
0.4
0.4
0.4
0.4
1.2
Cv
0.3
0.3
0.3
0.3
0.8
Şekil 15. Aladağ’da (Bolu) Göknar ormanları altındaki topraklarda organik karbonun (C org) toprağın
derinliklerine doğru dağılımı ve yükselti-iklim kuşaklarına göre değişimi
(Kantarcı, M.D.,1979-b).
NOT: Burada organik madde yerine organik karbon (Corg) değerlerinin kullanılması daha uygun
bulunmuştur.Organik karbon miktarından organik maddenin hesabı için kullanılan 1.72 çarpım
faktörünün küçük değerler verdiği, bunun yerine çarpım faktörünün 2 olarak alınması gerektiği
belirtilmiştir (Schlichting, E.-Blume, H.P. 1966 ve Scheffer-Schachtschabel 1970). Öte yandan bütün bu
faktörlerin teorik olduğu, çünkü humus tipine göre organik maddenin bileşiminin ve içindeki organik
karbon miktarının farklı olduğu bilinmektedir. Bu nedenle en doğru tayin ateşte kayıp ile elde
edilebilmektedir. Ancak;kilin bünye suyu ile kireçli topraklarda karbonatların yüksek sıcaklıkta
bozunması ateşte kayıp yöntemini de sakıncalı kılmaktadır.
Topraktaki organik madde miktarları ile ormanın tür bileşimi arasında önemli ilişkiler
bulunabilmiştir. Öte yandan toprağın türü de organik madde miktarı üzerinde önemli etkiler
yapabilmektedir. Aynı iklim tipinin etkisi altındaki Belgrad Ormanı’nda (Bahçeköy) yapılan
araştırmalarla toprağın organik madde miktarları tespit edilmiştir (Tablo 32). Ağır (killi)
topraklarda organik maddenin daha fazla oluşu toprakta biyolojik faaliyetin daha yavaş
gerçekleşmesine bağlıdır (pliosen balçığı ile ağır balçığı karşılaştırınız). Kayın meşceresi
altında organik maddenin daha az oluşu kayın ölü örtüsünün meşe ölü örtüsünden daha geç
ayrışmasından ve toprak üstünde yığılmasından ileri gelmektedir38).
Organik karbonun veya organik maddenin bulunuş oranına göre topraklar
sınıflandırılmaktadır (Tablo 33). Böyle bir sınıflandırma organik maddenin toprağın fiziksel
ve kimyasal özellikleri üzerindeki etkileri ile bitkilerin beslenmesi bakımından önemli farkları
ortaya koymak için kullanılabilir. Ancak orman topraklarında toprağın kanal sistemi (toprak
hayvancıkları ve bitki kökleri vasıtası ile) ve çatlak sistemi organik maddenin toprak
derinliğine doğru eşit olmayan bir şekilde dağılmasına sebep olabilir. Bu sebeple tablo 33’de
verilen sınıflandırmanın yanısıra orman topraklarının iç yapısını da inceleyerek uygulamak
gerekir.
38)
Kayın yaprakları daha kolay ayrışabilir. Ancak kayın yaprakları düz olup, birbirine yapıştığı için ıslaklığı
uzun süre devam etmekte ve havalanmaları güçleşmektedir. Meşe yaprakları ise loplu olduğu için ıslaklık
hemen hiç oluşmamakta ve havalanmaktadır. Bu durumda biyolojik faaliyet meşe ölü örtüsünde daha
yüksek olmakta ve ölü örtü hızla ayrışabilmektedir. Humuslaşmanın hızlı oluşu sonucunda toprağa daha
fazla humus karışabilmekte veya sızabilmektedir (36 no.lu dipnotu ile ilişki kurunuz).
78
Tablo 31. Toprakta organik maddenin yükseltiye ve yöreye bağlı olarak bulunuşu
(Irmak, A.1972’den)
Aladağ-Göknar Ormanı
Anakaya : Andezit
Yükselti : 1400 m
(Irmak, A. – M.Sevim – F.Gülçur, 1962.)
İnegöl-Kayın Ormanı
Anakaya : Granit
Yükselti : 1400 m
(Irmak, A. – F.Gülçur, 1964.)
Bahçeköy-Meşe Ormanı
Anakaya : Pliosen Balçığı
Yükselti : 120 m
Derinlik
cm
Organik madde
miktarı, %
0-7
7-15
15-30
30-60
10.7
5.4
2.3
0.8
0-8
8-20
20-30
30-40
7.3
3.6
2.6
1.3
0-15
30-40
3.0
0.3
(Irmak, A. 1940)
Tablo 32. Belgrad Ormanı’nda (Bahçeköy) ağaç türüne ve toprak türüne göre organik maddenin değişimi (%
olarak) (Eruz, E.1979’dan derlenmiştir)
Toprak
Ağaç türü ve toprak türü
Horizonları
Ah
Ael
A-B
Bts
B-C
Cv
10.2
9.3
10.3
2.4
2.0
2.1
1.8
1.2
1.4
1.2
1.0
1.0
0.7
0.7
0.5
0.4
0.3
0.3
5.8
5.8
7.7
1.7
1.5
2.4
1.1
0.9
1.2
0.8
0.7
0.9
0.5
0.4
0.6
0.3
0.2
0.4
Meşe meşceresi
 Toztaşı (balçık-ağırbalçık)
 Pliosen balçığı
 Pliosen ağırbalçığı (Psg)
Kayın meşceresi
 Toztaşı (balçık-ağırbalçık)
 Pliosen balçığı
 Pliosen ağırbalçığı (Psg)
Psg : Pseudogleyli (Durgunsu oluşumu) topraklar.
Tablo 33. Toprakların organik madde içeriğine göre sınıflandırılması (Scheffer- Schachtschabel 1970’ten)
Sınıflandırma
Corg miktarı, %
Humusça fakir
Humuslu
Çok humuslu
Pekçok humuslu
< 1.1
1.1-2.0
2.0-5.0
> 5.0
Organik madde, %
< 2.1
2.1-4.0
4.1-10.0
> 10.0
3.5.2.5. Organik Maddenin Önemi
Ölü örtünün ve toprağın mineral kısmı ile karışmış olan organik maddelerin gerek
toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde, gerekse bitkilerin beslenmesinde çok
önemli ve olumlu etkileri vardır.
79
Organik madde özellikle tozlu ve killi toprakların ince tanelerini yapıştırıp kırıntılılığı
sağlayarak toprağın gözeneklerinin daha iri olmasını sağlar. Toprağın su tutma kapasitesini
arttırır. Toprağın havalanmasını olumlu yönde etkiler. Organik maddenin toprağın su tutma
kapasitesini arttırması olayı özellikle kumlu topraklar için önemlidir.
Organik madde özellikle orman ekosisteminde toprağın bitki besin maddelerinin
deposu durumundadır. Gübrelenmesi her zaman mümkün olmayan veya gübreleme masrafları
çok yüksek olan orman toprakları ile otlak topraklarında organik madde bitkisel üretimin en
önemli faktörlerinden biridir. Organik maddenin ayrışmadan toprak üstünde yığılması
ekolojik sistemde bitki besin maddelerinin dolaşımının engellenmesine, toprağın
fakirleşmesine ve verimin düşmesine sebep olur. Organik maddenin hızla ayrışması ise
mineralizasyon sonucunda serbest kalan iyonların yıkanıp sistem dışına çıkmalarına ve
kaybedilmelerine yol açar. Özellikle ağaçlandırma alanlarında uygulanan toprak işlemesinde
yanlış yöntemlerin seçilmesi organik maddenin kaybına veya hızlı ayrışma ile mineralize olup
bitki besin maddelerinin sistem dışına çıkmasına sebep olduğu yapılan araştırmalarla tespit
edilmiştir.
Almanya’da Burglengenfeld civarında sarıçam ağaçlandırma alanlarında kalın ölü
örtünün çeşitli toprak işlemesi yöntemleri ile toprağa karıştırılması sonucunda önemli ölçüde
ayrışma sağlanmış, fakat bu arada organik madde ve azot kaybı da çok yüksek olmuştur
(Tablo 34). Türkiye’de yapılan bazı ağaçlandırma çalışmalarında da yanlış diri örtü temizliği
yöntemlerinin kullanılması sonucunda benzer kayıplar ortaya çıkmıştır. Kerpe’de hızlı gelişen
ağaç türleri ile yapılan ağaçlandırmalarda (TUR-71/521 Projesi) uygulanan çeşitli (makinalı
ve balta ile) diri örtü temizliği ve toprak işlemesi yöntemleri önemli derecede organik madde
ve azot kayıplarına sebep olmuştur (Tablo 35).
Toprak işlemesinde ölü örtü ile mineral toprağın homojen bir şekilde birbirine
karıştırılamayışı toprağın bazı kesimlerinde fazla organik maddenin, bazı kesimlerinde de pek
az organik maddenin bulunmasına sebep olmaktadır. Bu karıştırma işlemi sonucunda hızlı
ayrışma ve mineralizasyon organik maddenin fazla bulunduğu yerde azot, fosfor ve diğer bitki
besin maddelerinin fazlalığına, az bulunduğu yerlerde ise fakirliğine sebep olmaktadır.
Ağaçlandırma alanlarında ise ilk yıllarda fidanların yakın kök çevrelerindeki bitki besin
maddesi miktarı ile büyümeleri arasında önemli ilişki vardır. Toprağın işlenmesi sırasında
organik maddenin dengeli dağılmaması nedeni ile yanyana dikilmiş fidanların bazılarının sarı
(kloroz) renkli, bazılarının ise koyu yeşil renkli (yeterli veya fazla azot beslenmesi),
bazılarının kısa, bazılarının ise uzun boylu olduğu gözlenmektedir. Genellikle fidanların
orijini ile ilgili olarak yorumlar yapılıp çözümlenmeye çalışılan bu durumun aslında (orijin
farkı önemli derecede olmamak şartı ile) çok yakın mesafede değişen toprak-besin maddesi
özelliklerinden kaynaklandığı anlaşılmıştır (Rehfuess, K.E. – M.D.Kantarcı 1977). Şekil
16’da görüldüğü gibi çeşitli yöntemlerle toprak işlemesi ölü örtünün mineral toprağa
karışması sonucunda çeşitli derinliklerdeki organik karbon ve total azot miktarlarının yaşlı
meşcere altındakinden çok yüksek varyasyon katsayılarına ulaştığı tesbit edilmiştir (ölçme
işlemin 8. yılında yapılmıştır). Özellikle pulluk ile sürülen alanda varyasyon katsayıları çok
yüksektir. Bu durum toprağın homojen olarak karıştırılamadığını göstermektedir.
80
Tablo 34. Yaşlı sarıçam ormanlarında ağaçlandırma amacı ile uygulanan çeşitli toprak işlemesi yöntemleri
sonucunda ölü örtü ve toprakta organik madde ve azot kaybı
(Almanya’da Burglengenfeld’de) (Kantarcı, M.D.-K.E.Rehfuess 1974 ile Burschel,
P. – E.Eder – M.D.Kantarcı, K.E.Rehfuess 1977’den derlenmiştir)
Corg ton/ha
Ölü örtü (ton/ha)
Fark %
Toprak 0-50 cm (ton/ha)
Fark %
Ölü örtü+toprak 0-50 cm (ton/ha)
Fark %
Ölü örtü+toprak 0-80 cm (ton/ha)
Fark %
Nt kg/ha
Ölü örtü (kg/ha)
Fark %
Toprak 0-50 cm(kg/ha)
Fark %
Ölü örtü+toprak 0-50 cm (kg/ha)
Fark %
Ölü örtü+toprak 0-80 cm (kg/ha)
Fark %
Yaşlı
meşcere
İşlenmemiş
alan
Freze ile
işlenmiş
Pullukla
sürülmüş
31.7
100
37.0
100
68.7
100
73.9
100
9.7
-69
39.4
+6
49.1
-29
55.0
-26
3.1
-90
44.3
-20
47.4
-31
54.4
-26
3.0
-91
35.2
-5
38.2
-44
43.3
-41
897
100
2138
100
3035
100
3780
100
268
-70
2328
+9
2596
-14(-439)
3230
-10
78
-91
2029
-5
2107
-31(-928)
2930
-22
67
-93
2307
+8
2374
-22(-661)
3300
-13
Not: 0-50 cm derinlik için ton/ha/0.5 m, 0-80 cm derinlik için t/ha/0.8
Tablo 35. Kerpe-TUR-71/521 Sahil çamı ağaçlandırma alanlarında diri örtü temizliği ve toprak işlemesi
sonucunda ölü örtü kaybı ile toprakta Corg ve azot kaybı (Kantarcı, M.D.1984)
Ölü örtü ton/ha
Fark %
Toprakta Corg ton/ha/1 m
Fark %
Ölü örtüde Nt kg/ha
Fark %
Toprakta Nt kg/ha/1 m
Fark %
Ölü örtü+toprakta Nt
kg/ha/1 m
Fark %
(*)
Baltalık
altında
Bölme
No 5 (*)
Bölme
No 2(*)
Bölme
No 10-c(*)
Bölme
No10-f(*)
21.11
100
148.30
100
283.6
100
7083
100
0.23
-97
66.17
-55
2.7
-99
5914
-17
1.78
-94
81.17
-45
6.9
-98
5971
-16
5.78
-73
132.56
-11
34.5
-88
8601
+21
4.53
-79
149.25
-0.6
61.2
-78
6298
-11
7367
100
5917
-20
5977
-19
8635
-17
6359
-14
Bölme 5 ve Bölme 2’de diri örtü dozer bıçağına benzeyen bir kesici bıçakla temizlenmiş ve bu arada
toprağın üst kısmı (40-60 cm kadar) ağaç kökleri ile birlikte sıyrılıp itirilmiş, 10-c ve 10-f bölmelerinde ise
diri örtü kesilip temizlenmiş toprak işlemesi aşırı olmayıp, baltalık ile kütük sürgünleri kırılarak mücadele
edilmiştir.
Not: t/ha/1 m : 1 ha alanda, 1 m toprak derinliği için ton cinsinden.
81
a) Topraktaki karbon miktarının derinliğe göre değişimlerine ait varyasyon katsayıları
Varyasyon Katsayısı, (%)
0
10
20
30
Varyasyon Katsayısı, (%)
40
50
60
0
0
10
40
60
80
100
120
10
Yaşlı
sarıçam
Freze
20
Derinlik, (cm)
20
Derinlik, (cm)
20
0
30
40
Pulluk
50
Yaşlı
sarıçam
30
Pulluk
40
50
İşlenmemiş
toprak
60
60
AĞIR BALÇIK
TOPRAĞI
70
KUMLU BALÇIK
TOPRAĞI
70
80
80
b) Topraktaki azot miktarının derinliğe göre değişimlerine ait varyasyon katsayıları
Varyasyon Katsayısı, (%)
0
5
10
15
20
25
30
Varyasyon Katsayısı, (%)
35
40
0
0
10
10
20
30
40
50
60
70
80
0
Yaşlı
sarıçam
10
20
20
Yaşlı
sarıçam
Pulluk
40
Freze
50
60
70
80
İşlenmemiş
toprak
AĞIR BALÇIK
TOPRAĞI
Derinlik, (cm)
Derinlik, (cm)
Pulluk
30
30
40
50
60
70
KUMLU BALÇIK
TOPRAĞI
80
Şekil 16. Ölü örtü ve topraktaki karbon miktarı (a) ile azot miktarının (b) yaşlı sarıçam Meşceresi altında ve
toprağı işlenmemiş, toprağı freze ile işlenmiş (20 cm), toprağı pullukla sürülmüş (40 cm) sarıçam
ağaçlandırma alanlarındaki derinliğe göre değişimine ait varyasyon katsayıları (% C ve % N değerleri
için) (Rehfuess, K.E. – M.D.Kantarcı (1977’den).
Author
Document
Category
Uncategorized
Views
0
File Size
1 183 KB
Tags
1/--pages
Report inappropriate content