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Cos’è la chimica del suolo e definizione di suolo
La chimica del suolo fa parte della grande insieme della scienza del suolo o pedologia, insieme
alla fisica del suolo, la mineralogia del suolo, la bichimica e la microbiologia del suolo.
La chimica del suolo studia le trasformazioni chimiche per comprendere caratteristiche e
proprietà del suolom per poter inferire sulla genesi nel prevedere il comportamento a
sollecitazioni naturali e antropiche.
Per fare questo è necessario studiare le principali reazioni chimiche dei suoli, costituite da
reagenti  prodotti.
Il suolo nasce e si trasforma tramite una interazione tra atmosfera, biosfera e litosfera.
In coerenza con la funzione di Jenny f=( cl, o, r, p, t) di cui r= roccia madre, cl = clima, o =
organismi vegetali,
p = posizione sul rilievo, T = tempo.
Il suolo si può definire come corpo naturale, che forma lo strato superficiale della crosta
terrestre ed è prodotto dalla interazione tra litsfera, idrosfera, atmosfera e biosfera.
Il suolo si può definire come miscela di solidi inorganici e organici, aria, acqua e
microrganismi, con un influenza reciproca delle fasi: reazioni di solidi, qualità acqua e aria.
Aria e acqua alterano i solidi i microorganismi catalizzano molte delle reazioni nel suolo.
Si definisce pedon, il volume più piccolo di pedosfera che può essere definito suolo.
Il profilo è la sezione verticale del pedon
Solum è la parte del profilo al di sopra della matrice litologica che considera solo gli orizzonti
A e B.
Gli orizzonti sono gli strati che si riconoscono lungo il profilo e può essere suddiviso in tre tipi
a seconda della sua profondità l’orizzonte A o superficiale, B o sub - superficiale, C o
profondo, si definisce potente quell’orizzonte molto ampio in superficie.
Il suolo naturale è quel suolo che non è stato antropizzato al contrario del suolo agrario o
arabile.
E’ necessario definire che il suolo è un sistema aperto e ha molti comparti , e per questo i suoli
scambiano energia con l’atmosfera, la litosfera e la biosfera circostante.
I flussi di materia al suolo e dal suolo sono altamente variabili nel tempo e nello spazio e
generano comunque lo sviluppo del profilo e influenzano i modelli di fertilità.
La costituzione dei suoli
Su base volumetrica si può affermare che i suoli sono costituiti da un 50% di componenti
organiche e inorganiche e da un altro 50% da fluidi . Tra le sostanze inorganiche il 38% è
minerale, il rimanente 12% è organico; nei fluidi il 35% è acqua e il rimanente 15% è aria.
Su base ponderale ( in peso) i dati cambiano notevolmente, non potendo pesare l’aria,
avremmo: il 90% minerali, il 2% sostanza organica, e il 35% acqua.
La chimica del suolo ha come obbiettivo lo studio della fertilità e il rispetto dell’ambiente
conoscendo gli elementi e la loro titolazione per conoscere la loro tossicità per le specie
vegetali.
Le rocce sono costituite da più minerali, ad esempio i graniti sono rocce e contengono tanti
minerali, mentre il marmo contiene un solo minerale; il carbonato di calcio (CaCO3).
Le radici delle piante possono prelevare sostanze nutritive dall’acqua prossima alla rizosfera,
mentre non possono assorbire direttamente dai minerali .Queste sostanze sono ritenute dal
suolo tramite una interazione tra suolo e ioni, molti meccanismi di interazione possono
rifornire io rimuovere di ioni la soluzione del suolo.
-alterazione dei minerali.
-alterazione della sostanza organica.
-precipitazione degli ioni.
-acque irrigue.
-rilascio di ioni ritenuti da colloidi.
Particolari processi biochimici delle piante come la glicolisi , la fotosintesi, il ciclo di Calvin;
sono alla base dei meccanismi vegetali e hanno grande influenza su ciù che accade nella
rizosfera.
I suoli e le rocce hanno prevalentemente una uguale composizioni O > Si > Al > Fe .
Si può notare come alcuni elementi abbiano una disponibilità pressoché illimitata , data dal
rapporto tra prelievo da parte della pianta e disponibilità nel suolo, altri elementi si trovano in
modo scarso per sostenere una coltura intensiva come la nostra, per cui necessitano di apporti
tramite le concimazioni.
Da un tabella delle composizioni può risultare che l’ossigeno è presente in modo abbondante ,
a significare che è posto come ione di coordinazione per atomi di ferro e di alluminio o di
silicio, può inoltre essere posto come ione OH- immobilizzato nella struttura cristallina ed
andare se liberando in soluzione a modificare il pH del suolo.
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L’adsorbimento
Gli ioni essenziali sono le forme delle molecole più leggere presenti nella parte alta della tavola
periodica.
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Gli elemeti si suddividono in macronutrienti azoto, fosforo e potassio i mesoelementi, zolfo
calcio e magnesio, e i microelementi, ferro manganese, rame, zinco boro molibdeno; tra i
macroelementi si possono annoverare anche, il carbonio, l’idrogeno e l’ossigeno, ma che
solitamente non vengono segnalati perché provenienti dell’atmosfera e dall’ idrosfera.
I colloidi formano degli agglomerati di circa 2 m di diametro e prentano una carica elettrica in
superficie, di solito negativa, ed avvolta da un film d’acqua in superficie, dove arrivano degli
ioni a neutralizzare la carica. Alcuni collidi si possno ossidare e perdere le loro funzioni, come
può avvenire per il letame e quindi è poco stabile e necessita di continue aggiunte. I cationi
trattenuti sono più facilmente disponibili e possono essere scambiati con altri cationi.
I colloidi con carica positiva sono presenti, ma in minore quantità e porteranno
all’adsorbimento di anioni ed allo scambio con ioni a carica negativa.
Possono essere anche presenti sulle superfici delle particelle del suolo , delle cariche
elettrostatiche che tendno ad avvicinare gli ioni, ma in modo molto blando.
Le reazioni di complessazione ritengono anche queste gli ioni, ma mentre con l’adsorbimento
questi vengono a trovarsi appoggiati sulle superfici degli scambiatori, qui si ha che gli ioni
vengono immobilizzati all’interno della struttura e resi meno disponibili per le colture.
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Gli ioni essenziali
Gli ioni essenziali per le piante sono quelli indicati precedentemente e la distinzione tra macro,
meso e microelementi .
Le piante sovlgono l’azione di interfaccia tra suolo e animale, e consentono di rendere più
disponibile per le bestie ii nutrienti presenti nel suolo. Questi necessitano oltre che delgli
elementi di cui si nutrono le piante, anche tra i macronutrienti di Na Cl, e tra i micronutrienti di
F, Si, Cu, Ni, Co, As, Se, Sn, I.
Ul rifornimento agli animali è controllato dalla ritenzione del suolo, dalla selettività delle
piante e dalla traslazione litata, radici foglie.
Le rocce
Le rocce a seconda della loro origine si distinguono:
-eruttive, magmatiche o ignee
-sedimentarie
-metamorfiche.
I minerali delle rocce sono distinti in.
-primari, se ereditati delle rocce eruttive o metamofiche e si sono formati a temperature elevate.
-secondari secondari se ereditati dalle rocce sedimentarie o formati nel pedoambiente e si sono
formati a basse temperature.
Le rocce eruttive
Le rocce eruttive derivano dalla solidificazione di magmi fusi e si suddividono in:
-intrusive se la solidificazione è del magma è avvenuta in modo lento, all’interno della crosta
terrestre .
-effusive se la solidificazione è avvenuta in modo rapido, e si ottengono dei cristalli
disseminati in una pasta vetrosa o ipocristallina; la solidificazione è avvenuta in ambiente
subaereo o subacqueo..
la composizione minerale media delle rocce eruttive è al 12% quarzo, al 59% feldspati e
feldspatoidi , 21 % silicati .Ferro magnesiaci , 8 % altri.
Arbitrariamente si è attribuito a alle rocce acide le rocce con più del 65% di silicati e basiche
quelle rocce con più del 52% di silice.
Le rocce sedimentarie
Sono sedimentarie quelle rocce che si sono formate per trasporto e sedimentazione delle rocce
eruttive.
Si dividono in :
-clastiche se formate per sedimentazione meccanica di materiale detritico ,originato da
disgregazione di rocce eruttive ad opera di agenti climatici. Sono formati da elementi
grossolani o conglomerati, più minuti con cementazione calcarea o argillosi in cui sono
presenti quarzo micha o feldspati, ancora più fini ipeliti e minerali argillosi. Le marne sono
argille mescolate a calcare.
-piroclastiche hanno subito una sedimentazione subaerea con o senza cementazione, dei lapilli,
ceneri o aerosol eruttati dai vulcani, ha dato origine a depositi come i tufi. Si distinguono in
relazione al materiale magmatico presente. Ad esempio i tufi, i basalti, e le sabbie angitiche.
Le rocce con deposito chimico e organogeno orifinatio dalla sedimentazione di materiali
primari originati dalla sedimentazione di materiali precipitati con reazioni chimiche , sia per
fissazione di ad opera di microorganismi.
I calcari sono costituiti da CaCO3 precipitato da acque ricche di bicarbonato di calcio.
Diversi eventi geologici possono portare in sospensione questi sedimenti.
Se il consolidamento del deposito calcareo avviene in presenza di argille, sabbia, si hanno
calcari marmosi.
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Le rocce fosfatiche, le fosforiti si originano dalla decomposizione di residui organici marini in
sedimenti calcarei.
Le rocce sedimentarie possono avere una genesi superficiale con deposizione meccanica
chimica, il trasporto meccanico chimico, la deposizione e la diagenesi.(compressione dovuta ad
una elevata stratificazione dei costituenti.
Le rocce metamorfiche
Le rocce metamorfiche su formano su rocce eruttive o sedimentarie dalla ricristallizzazione di
rocce cristalline. I mineralla roccia originaria sono formati da più minerali ex-metamorfici.
Esempi possono essere le filladi con granulometria e sabbiosità minutissima e una percentuale
di fillosilicati maggiore del 50 %. Gli Gneiss derivano da rocce arenarie e argillose e da rocce
eruttive di tipo granitico, quarzo feldspati e pirosseni. Quarziti da arenarie quarzose, quarzo e
fillosilicati. Scisti da rocce argillose anfiboli e pirosseni. I marmi da rocce calcaree.
Il suolo e la sua formazione
Il suolo può essere originato da tutte le rocce ( eruttive, sedimentarie , metamorfiche ), mentre
sono le rocce che possono derivare da più tipi di rocce, come ad esempio le rocce eruttive sono
di neoformazione , ma le rocce metamorfiche derivano dalle rocce sedimentarie ed eruttive e le
rocce sedimentarie derivano dalle rocce metamorfiche ed ignee.
Il suolo assolve diverse funzioni per tutti coloro che ci vivono e lo utilizzano, come le piante,
per cui il suolo svolge la funzione di «serbatoio» adsorbendo e ritenendo gli ioni essenziali per
le piante, ma il suolo svolge anche una delle funzioni più importanti per le piante che quella di
ospitare le radici nel sostenere la specie vegetale.
Quindi nel suolo esistono tutta una serie di equilibrii tra le reazioni e gli elementi che rendono
l’ambiente pedologico molto complesso.
I minerali
I minerali che costituiscono lle rocce hanno una struttura abbastanza complessa di ripetizione
,in modo più o meno variabile in base alla purezza del minerale, di una cella elementare.
L’impigo dei raggi X per lo studio di queste strutture èè utile nel senso che questi raggi hanno
una lunghezza d’onda dell’ordine degli Harmstrong così come sono le dimensioni delle celle.
Quindi si può affermare che la maggior parte dei minerali ha struttura cristallina con reticoli
ionici.
I minerali più comuni sono i silicati, ovvero sono ioni di silicio circondati da atomi di ossigeno
che li controbilanciano, delle forme di silicati più stabili sono i tetraedri, costituiti da quattro
ioni di ossigeno e la cavità che si viene a formare da questa struttura ha diametro di 0,62 Ä e
quindi lo ioni Si 4+ è quello che si adatta meglio a questa posizione avendo diametro di 0,78 Ä.
Al contrario la cavità della struttura ottaedrica è di 1,16 Ä e Al 3+ con diametro di 1,14 Ä è
quello che si adatta meglio, anche se il silicio si adatta bene, questa doppia possibilità da la
possibiltà al minerale di effettuare delle sostituzioni isomorfe, ovvero lo scamibo dello ione
contenuto all’interno della struttura con altrio ioni.
Le strutture mineralogiche più semplici sono i nesosilicati, costituiti da un alternarsi di tetraedri
bilanciati da ioni.
Nelle olivine, che sono dei nesosilicati si ha una miscela di fosterite e di Fayalite, ovvero son
dei tetraedri bilanciati rispettivamente Mg2+ e Fe2+ . E’ un minerale tipico delle rocce basiche
e ultrabasiche ed è uno dei meno stabili la sua alterazione (ossidazione da Fe2+ a Fe3+ ) da
storiti e serpentini. Lo zircone è molto resistente ed è presente nelle rocce eruttive acide. I
granati sono tetraedri neutralizzati da ioni Ca 2+, Mg2+, Fe2+, Al3+, Fe3+, ed è molto
resistente all’alterazione.
I minerali
La scorsa lezione si sono trattati i minerali ed in particolare i nesosilicati di cui fanno parte le
olivine e lo zircone.
Dei tetraedri polimerizzati fanno parte i sorosilicati, che sono costituiti da due tetraedri che che
condvidono un ossigeno, uniti per un vertice da un legame Si-O-SI e i cationi collegano le
diverse unità strutturali , aquesto gruppo appartengno gli epidoti che hanno Ca2+ e Al 3+ in
coordinazione ottaedrica, sono presenti nelle rocce metamorfiche (Gneiss, e Micascisti)
derivano da feldspati e miche
I ciclosilicati sono tetraedri raggruppati a tre , quattro o sei , la tormalina costituita da sei
tetraedri e contiene boro, è presnete nei graniti e nelle rocce metamorfiche, nella frazione
sabbiosa del suolo.
Gli inosilicati hanno una catena singola o doppia tenuti insieme da una coordinazione
ottaedrica o cubica tipica dei pirosseni, tra questi l’angite tipica di gabbri e basalti ( Ca, Mg,
Fe, Al con sostituzione isomorfe ) .la catena doppia tipica degli anfiboliè una catena collegata
da cationi in coordinazione ottaedrica, l’orneblanda corrisponde all’angite più ricca in Ferro e
Magnesio. Diffusa in rocce intrusive e metamorfiche.
I fillosilcati, come dice il termine greco sono costituiti da fogli di tetraedri o ottaedri
sovrapposti , sono minerali con facile sfaldatura, sono costituiti da strati di tetraedri silicio
polverizzati in maglie, la struttura è esagonale e ogni tetraedro ha in comune tre ossigeni e il
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quarto è libero i cationi che neutralizzano le cariche di ossigeno hanno coordinazione sei ( Al
3+ , Mg2+ e Fe 2+ ) occupano il centro di ottaedri X(O,OH) 6 .
Gli ottaedri nella brucite Mg(OH)2 hanno una disposizione esagonale compatta.
Nella gibbsite Al(OH)3 sono presenti solo due ottaedri su tre, questo porta a delle lacune.
La pirofillite è un tipico esempio di fillosilicato con strati sovrapposti di fogli poliedrici tra loro
paralleli, i fogli degi strati esterni rivolgono l’ossigeno libero verso l’interno, questo ossigeno
si lega all’alluminio e appartiene sia
ai tetraedri che agli ottaedri, a questo tipo di minerali appartiene anche la muscovite e la biotite.
A questa categoria appartengono anche le Caoliniti, le smectiti, lr miche e le coloriti e sono
delle famiglie di minerali che comprendono delle sottospecie m,olto ampie.
Da ricordare anche gli allofani, l’imogolite, i carbonatik, fosfati, solfati e solfuri.
I tectosilicati sono i più importanti minerali presenti nelle rocce, quarzo, feldspati, feldspatoidi
e zeoliti .
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La sostanza organica
La sostanza organica rappresenta una frazione variabile del suolo compresa tra il 2 e il 10 % e
possiamo distinguere questa componente in una parte di neuogenesi e una di mutamento.
I processi di mutamento, conservano l’organizzazione cellulare originaria e ha una influenza
sulla struttura e sulla capacità di ritenzione idrica e derivano da un semplice amminutamento.
I prodotti di neogeni hanno perso i caratteri che conducono allamatrice originaria e sono
diventati acidi fulvici o umici, e hanno influenza sulla capacità di scambio cationica, sulla
superfice di adsorbimento.
I costituenti della frazione sono dei residui post mortali di specie vegetali o animali in
decomposizone, e quindi possiamo trovare dele molecole organiche, costituite da elementi
come carbonio, idrogeno, ossigeno, azoto, fosforo e zolfo.
Fatte queste considerazioni, possaimo affermare che negli orizzonti più superficiali la quantità
di sostanza organica sarà nettamente superiore agli orizzonti più profondi, in quanto i depositi
organici arrivano prevalentemente in superficxie e per rimescolamenti possono arrivare anche
agli orizzonti di tipo C.
La percentuale di sostanza organica si calcola, non potendo definarla altrimenti, essendo questa
la quantità percentuale delle molecole sopra citate; tramite la titolazione della percentuale di
carbonio presente e la sua moltiplicazione per un fattore di conversione pari a 1,724, valore
arbitrariamente accuisito come contenuto delle altre componenti
La sostanza organica oltre ad azioni di tipo chimico come quelle sopra citate, presente una
azione di tpo fisico esercitata dai colloidi ovvero dagli acidi umici e fulvici, qunidi hanno una
attività migliorativa sulla struttura e la capacità di scambio cationica.
Le componenti originali della sostanza organica sono: i carboidrati, amminoacidi e proteine,
lipidi, acidi nucleici e lignine.
Questi compositi mutano notevolmente in struttura in prossimità dell’ambiente radicale, dove
possaimo trovare che le variazioni di pH date dall’ estrusione da parte delle radici di acidi
organici, in particolare possiamo notare che le strutture amminoacidiche subiscono delle
variazioni in e in base al pH si ha lo spostamento di uno ione idrogeno dal gruppo carbossilico
al gruppo amminico.
Il rapporto carbonio azoto ha una sua rilevanza, perché sta ad indicare la rapidità di
mineralizzazione della sostanza organica, in un rapporto inferiore alle 10 unità si ha una
mineralizzazione molto rapida mentre su rapporti più alti si ha una mineralizzazione più lenta.
Il calcolo della quantità di sostanza organica si effetua per via chimica tramite la titolazione
successivamente ad estrazione degli acidi umici e fulvici, prima tramite la soluzione di questi
in soda (NaOH) dove gli acidi umici precipitanoe poi nella soluzione rimanente si va a titolare
la presenza degli acidi fulvici.
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L’azoto
L’azoto è l’elemento presente in maggior quantità nei suoli e deriva per la maggior parte dalla
sostanza organica e dai microrganismi , in minima parte dall’atmosfera e dalle piogge (10-30
kg/ha). Nei primi 15 cm dei suoli naturali l’azoto presente va 0,15 % a 0,4 %. La maggiore o
minore presenza di azoto nei suoli dipende da, la coltura sopra insediata, se è un suolo di
prateria si ha un arricchimento di azoto anche negli orizzonti più profondi, e dalle temperature
medie annue in cui per una minore attività dei microrganismi alle alte temperature si ha una
minore fissazione.
Mediamente l’azoto presente in un suolo varia da 600 a 12000 Kg/ha, ma solo l’ un percento
in forma disponibile per le piante, essendo il 99 % in forma organica e la restante parte in
forma ammoniacale o nitrica. I processi mineralizzazione o di immobilizzazione constano
proprio in questo, trasformare l’azoto da organico a minerale o solubilizato e viceversa.
Quindi l’azoto disponibile per le piante risulta essere solo da 60 a 120 Kg/ha dei 600 a 12000
realmente presente.
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Il ciclo dell’azoto
L’azoto può provenire o ritornare nell’atmosfera, se giunge al suolo può arrivare tramite le
piogge acide che contengono in tracce ammoniaca e acido nitrico. Negli strati più alti
dell’atmosfera si hanno delle scariche elettriche che sviluppano delle temperature sufficienti
per le razioni endotermiche, che trasformano l’azoto atmosferico (NO) in azoto nitrico e viene
poi associato ad ammonio.
Nel suolo abbiamo che la scissione idrolitica delle proteine, provenienti da residui vegetali e
animali, causa la liberazione degli amminoacidi. Gli amminoacidi vengono idrolizati in due
modi diversi nei suoli coltivati, 1/5 da formazione di nuove proteine microbiche combinazione,
degradazione di lignine per neoformazione di humus, i rimanenti 4/5 vengono mineralizzati
con produzione di ammoniaca.
L’azoto una volta presente nel suolo può essere adscorbito sulle superfici dei minerali argillosi
o degli scambiatori e li vengono ritenuti per un breve periodo, gli ioni di azoto possono quindi
essere dilavati facilmente ed allontanati dal suolo.
Dunque il destino della sostanza organica può essere delle più svariate: assorbimento diretto
delle piante, oppure dai microrganismi, essere assorbiti dagli scambiatori, passaggio
all’atmosfera fissazione nelle strutture di minerali argillosi, ossidazione ad acido nitrico ad
opera di batteri chemio autotrofi.
I nitrati, altrimenti possono avere: assorbimento diretto da parte delle specie vegetali, può
funzionare come accettore di elettroni, possono avvenire dei processi di denitrificazione fino
alla formazione di N2O.
La fissazione biologica dell’ammonio, alcuni microrganismi (liberi o simbionti) possono
ridurre l’azoto presente nell’atmosfera in azoto ammoniacale e poi anche ad opera delle piante
in amminoacidi.
La rottura del triplo legame tra due molecole di azoto avviene tramite l’enzima nitrogenasi,
costituente delle proteine
La fissazione simbiontica dell’azoto, tica della specie delle leguminose in simbiosi con dei
microrganismi e detti rizobi.
L’azoto può anche funzionare da< accettore di elettroni , in particolare come sopra citato ad
opera degli ioni nitrato
I processi di alterazione
L’alterazione è un insieme dei processi che trasformano le rocce e i minerali in forme più
stabili in equilibrio con le condizioni di umidità e temperatura, attività biotica che interagisce
tra atmosfera e e litosfera.
L’alterazione da origine ad un complesso che deriva da azioni demolitive esercitate a livello
fisico, chimico e chimico - fisico sui minerali e le rocce presenti nel nostro pianeta, prende
origine una particolare formazione detta suolo, caratterizzato da un più basso contenuto
energetico rispetto al materiale di partenza; mescolate fra loro fasi solide diverse e una fase
liquida e una aeriforme.
La disgregazione delle rocce può avvenire per la formazione di tensioni all’interno della roccia
che ne favoriscono la disgregazione che ne aumenta la superficie esposta ad alterazione anche
di tipo chimico
L’amminutamento è maggiore se la roccia si rompe tra discontinuità, di diversi minerali
presenti nella stessa roccia.
Le alterazioni possono essere causate da diversi fattori, come ad esempio l’energia raggiante
solare, che con la sua azione intermittente provoca delle differenze di temperatura che dilatano
e contraggono i minerali e a lungo andare destrutturano il minerale.
L’acqua con l’azione dei ghiacciai provocano il trasporto di materiale litologico da una zona ad
un'altra, tipico è il fondo valle formando delle colline moreniche, l’acqua può causare il
trasporto per ruscellamento oppure la fusione dei ghiacciai.
La cristallizzazione
La cristallizzazione di sali da soluzioni saline sature, che possono riempire le cavità presenti
nelle entità libiche provoca una spinta pressione della massa roccioso.
l'attività del vento si esplica nell'asportazione di materiale roccioso.
lo sviluppo delle piante può contribuire alla disgregazione delle rocce
la decomposizione chimica delle rocce è provocata dalle modificazioni delle caratteristiche
chimiche dell'ambiente
la genesi di minerali argillosi costituiscono un'identificazione delle modificazioni provocate
dalla trasformazione chimica
l’idratazione e disidratazione sono processi che portano all'addizione o alla rimozione di
molecole da un minerale e in definitiva, alla formazione di una nuova entità mineralogica, più
comune è la trasformazione della ferridrite in ematite
Idrolisi risulta il processo di maggiore importanza nella decomposizione delle rocce.
l'acqua in cui sono presenti differenti specie ioniche per idrolisi liberano cationi e si
decompongono in minerali argillosi
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L'alluminio, non molto solubile agli stessi valori di pH, risulta sempre poco solubile e
disponibile per la genesi di fillosilicati e idrossidi, il ferro in forma ossidata entra nella
composizione di costituenri poco solubili conferendo tipica colorazione alle rocce alterate e al
suolo.
Ossidazione
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Le reazioni di ossidazione che decorrono in fase solida, o in soluzione sono d'importanza
notevole nella decomposizione di molti minerali.
La variazione di carica altera, infatti, la neutralità elettrostatica del cristallo, con conseguente
allontanamento di altri cationi dal reticolo cristallino.
Le cavità che si vengono a creare possono portare direttamente alla disgregazione del minerale.
La chelazione è una reazione di equilibrio che consente a leganti polidentati di occupare due o
più posizioni nella sfera di coordinazione di un catione metallico, con formazione di una
struttura ad anello più o meno stabile.
Gli ioni idrogeno che si liberano dalla molecola organica durante la reazione possono
partecipare al meccanismo di idrolisi.
La solubilizzazione porta in soluzione sali solubili, quali cloruro di sodio (NaCl) e gesso
(CaSO4) presenti in molte rocce sedimentarie e depositi evaporitici; è particolare la
solubilizazione del carbonato di calcio conseguente alla diminuzione della pressione parziale
della CO2 al disotto dalla zona esplorata dalle radici è caratterizzata da più intensa attività
biologica; con conseguente formazione di orizzonti profondi ad elevato contenuto di carbonato
di calcio.
I prodotti della decomposizione chimica della struttura reticolare dei diversi minerali presenti
nelle rocce e nel suolo possono essere allontanati dal sistema in mezzo acquoso, come ioni,
complessi ionici particelle colloidali o reagire costituendo innumerevoli costituenti cristallini e
amorfi
Comuni prodotti di reazione sono i minerali argillosi e gli ossidi di alluminio e di ferro.
I meccanismi di neogenesi variano da reazioni di scambio a ionici a condensazione di unità
monomeriche o polimeriche di ferro alluminio e silicio.
La mobilità degli ioni in cui metalli alcalini e alcalino terrosi presenti nei plagioclasi e nei
minerali ferro magnesiaci, entità mineralogiche scarsamente stabili nelle regioni tropicali e
temperate, sono caratterizzati da elevata solubilità di alterazione.
Risulta limitata la rimozione del potassio selettivamente fissata dall'organizzazione strutturale
dei minerali micacei.
Il magnesio liberato dalla decomposizione di minerali primari può restare presente nelle unità
ottaedriche dei minerali argillosi di tipo smectitico.
La mobilità del ferro è definita dalle condizioni di ossido riduzione e dal pH, la forma ossidata
(Fe3+) è poco mobile e non entra nella struttura dei silicati, ma forma ossidi e ossidrossidi di
elevata stabilità.
liberato in forma ridotta (Fe2+) può entrare nella struttura dei fillosilicati può risultare
lisciviabile.
Alla presenza di leganti organici polidentati il ferro viene complessato con formazione di
chelati, i complessi formati da Fe3+ sono più stabili.
L'alluminio pur entrando nella composizione di molte rocco e di molti minerali presenta
caratteri di scarsa mobilità.
Il comportamento dell'alluminio, in sistemi acquosi è fortemente influenzato dalla tendenza a
formare complessi ionici solubili con molti leganti organici quali alcuni idrossiacidi a basso
peso molecolare, presenti nel microambiente esplorato dall'apparato radicale delle piante o
liberati dalla decomposizione della sostanza organica.
La decomposizione dei compositi di silicio è definita dalle proprietà delle forme monomeriche
dell'acido ortosilicico (H4SiO4) per formare acidi polisilicici o silice amorfa.
La solubilità dei composti silicio in acqua risulta funzione della temperatura, la pressione e il
pH della soluzione.
I fenomeni di alterazione
L’elevazione è il fenomeno di elevazione dell’argilla dall’alto verso il basso causato dalla
solubilizzazione di ioni particolarmente solubili come il calcio che fa precipitare tutta la
struttura, illuviazione è il fronte da cui è stato asportato, lisciviazione è tipico dei pendii in cui
si ha il movimento di ioni dall’alto verso il basso, ne è un esempio la carbonatazione.
La lisciviazione è sinonimo di elevazione per solubilizazione, il processo di decarbonatazione
può portare alla completa rimozione del carbonato di calcio, comune nelle regioni umide,
mentre nelle regioni aride si può formare un accumulo che caratterizza i suoli acidi.
La salificazione è provocata dall'incremento della concentrazione dei sali solubili,
generalmente solfati e cloruri tipico delle regioni aride con elevato contenuto in argilla.
L'alcalinizzazione occorre per aumentata presenza di ioni sodio sui siti di scambio dei minerali
argillosi o delle sostanze umiche.
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06-11-01
1-3-80
06-11-01
1-3-81
06-11-01
1-3-82
06-11-01
1-3-83
09-11-01
1-3-90
L'allontanamento per lisciviazione di ioni sodio dal suolo favorisce una dispersione dei
costituenti argillosi.
Lessavate è il trasferimento in sospensione degli orizzonti superficiali di argilla.
Il pedoturbamento costituisce l'insieme dei processi di mescolamento e di omogeneizzazione
che possono verificarsi nel suolo.
Con il termine podsolizazione è definito il processo di trasferimento lungo il profilo, di ferro,
allumino e sostanze organiche; comune nelle regioni a clima freddo.
La laterizazione è definita dall'allontanamento di silice ferro alluminio, per decomposizione
della struttura cristallina.
Littering è l'accumulo sulla superficie di residui vegetali con formazione di vari orizzonti.
Paludizazione è l'accumulo di notevoli quantità di sostanza organica in aree a basso drenaggio.
I fenomeni di imbrunimeto sono dati da un'eccessiva ossidazione di ferro.
La capacità di scambio cationica
La capacità di scambio cationica è la proprietà di un colloide di ritenere sulla sua superficie dei
cationi, essi possono essere sia di natura acida , che di natura basica, tra quelli di natura basica
ricordiamo il Ca, Mg, K, Na. La saturazione basica è una percentuale e come tale va calcolata,
fatto cento la CSC e la somma dei milli equivalenti su cento grammi delle basi di scambio in
rapporto alla capacità di scambio cationico percento.
I minerali a carica variabile
Adsorbimento sulle superfici dei minerali a carica variabile è stato a lungo studiato, il primo
modello studiato è detto del monostrato di Helmoltz in cui si prevede un unico strato di cationi
posti sulla parete dello scambiatore, questo risulta poco realistico.
Il modello di gouy Chapmann prevede un graduale abbassamento della concentrazione
cationica a mano a mano che ci si allontana dalla superficie dello scambiatore.
Il doppio strato di Stern risulta essere una combianzione tra i due modelli , presentando un
monostrato di Helmoltz e uno strato diffuso sovrapposti.
La capacità di scambio cationica 2
Il fattore limtante della CSC è la tortuosità del mezzo, non essendo il sitema suolo un mezzo
fluido e uniforme, ma presentandosi come un substrato poroso, tale fattore va ad agire sul
tempo di reazione. Inoltre la sostanza organica poco umificata risulta avere una bassa capacità
colloidale, su questaumificazione della CSC va ad agire il rapporto C/N che si presenta, se
inferiore alle 10 unità tendente all’ossidazione, se iterno alle 10 favorevole all’umificazione, se
superiore favorevole alla carbonificazione.
Il pH
La stima del pH dovrebbe avvenire sulla soluzione acquosa del suolo, ma data l’impossibiltà
dell’impirgo di questo metodo, si mette in sospensione del suolo con dell’acquae si stima il pH.
Ne consegue che in punti in cui il suolo è prossimo all’ambiente radicale, il pH riesce anche ad
arrivare a una, due unità inferiore al pH del suolo, questo è dato dall’estruzione di acidi
organici da parte delle radici.
La tossicità per la pianta nei suoli acidi, non è data tanto dagli ioni H+ presenti in soluzione,
ma sopprattutto dalla presenza di alluminio altamente tossico per le piante.
Questo anione è presente nell’ambiente acido perché gli ioni H+ lo vanno a sostituire negli
interstizi dei minerali argillosii. Gli ioni Al liberati vanno a complessarsi con sei molecole
d’acqua in una struttura instabile a forma ottaedrica, uno ione U+ va a liberarsi da una delle
molecole d’acqua e a legarsi all’ alluminio.
Le specie più solubili dell’alluminio risultano quindi Al3+ e AlOH2+.
Ammendamentodei suoli acidi
Metodi di ammendamento per i suoli acidi risultano le basi, queste però devono risultare a
basso costo e avere poche controindicazioni, come può essere la soda che è molto efficace, ma
libera ioni sodio dannosi per il suolo.
I suoli di calcio sono i più economici e non sono dannosi .
Tra questi il carbonato di calcio,l’ossido di calcio detto anche calceviva ( maggiore azione
disinfettante ) e la cale idrata o calce spenta a reazione più rapida e più forte.
Il pH 2
La liberazione in soluzionedell’alluminio viene favorita da uno scambio protonico con gli ioni
H+., come già in parte detto nella precedente lezione, il pH viene misurato mettendo in
soluzione 25 ml di acqua 10 g di suolo e si va a misurare con pHometro. Un altro metodo è
quello di aggiungere alla soluzione del KCl, in modo che gli ioni K+ vadano a sostituire gli H+
agli scambiatori. Posso inoltre, mettendo in soluzione della soda, calcolare la quantirà di soda
che impiego per portare il pH ad un valore desiderato, in questo modo si calcola l’acidità
titolabile. Possiamo calcolare il fabbisogno in calce del suolo.
I tipi di ammendamenti che si possono sono, i carbonati, gli ossidi e gli idrossidi, tale quntità
da impiegare è nell’ordine di 16-20 T/ha.
È importante sapere che le calcitazioni non sono definitive, ma anche che le calcitazioni
eccessive possono dare origine a precipitazioni di idrossidi di ferro, rame e zinoco.
7
09-11-01
1-3-91
09-11-01
1-3-92
13-11-01
1-3-100
13-11-01
1-3-101
16-11-01
1-3-110
16-11-01
1-3-140
16-11-01
1-3-141
L’adsorbimento non specifico o di carica variabile
L’adsorbimento di tipo nono specifico o a carica variabile, significa che le superfici degli
scambiatori cambiano la loro carica in base al pH.
Il fosforo
La quantità di questo elemento nel suolo è piuttosto limitata rispetto al fabbisogno reale, questo
perché i composti di fosforo sono poco solubili. Solo i composti solubili sono intercettabili
dalle piante.
Il fosforo può facilmente precipitare e fermarsi sulle particelle di argilla, che funzionano da
veicolante, nel trasporto fluviale causando così il problema di eutrofizazione delle acque.
Il fosforo può essere prente in varie fasi, una solubile (prontamente disponibile per le piante,
correlazione col fosforo Holsen), adsorbita sulle superfici degli scambiatori, e una forma
occlusa all’interno dei minerali argillosi.
In particolare i minerali che contengono il fosforo sulle apatiti.
Per il fosforo si ha l’adsorbimento anionico specifico.
Il fosoforo quando viene assorbito sulle superfici degli scambiatori forma subito delle strutture
mononucleari poi diventano binucleari, fino ad arrivare ad una forma nono più disponibile
detta bidentatta in cui le molecole vengono immobilizzate.
Le qantità di fosforo presenti sono come abbiamo detto per gli altri elementi caronio 1-2 % ,
azoto 10 volte meno del carbonio, il fosforo è quasi come l’azoto, ma solo una parte è
disponibile e si preferisce usare i ppm che sono nell’ordine delle 10 unità. Che sono nell’orfine
di circa 30 Kg/ha di questi si hanno quantità maggiori in superficie, a quantità ancora maggiori
nella roccia madre, mentre le esigenze per le painte sono di 0,2 ppm.
Calcoli sulla concimazione
Trasformaazione delle unità di misura.
Il fosforo 2
Il fosforo ha un range di concentrazioni , agli estre del quale questo elemento può essere
adsorbito o precipitare.
A 310 ppm avviene la precipitazione e non è più recuperabile a 31 ppm viene adsorbito e non è
più prontamente disponibile.
Per l’azoto questo discorso nono vale in quanto l’azoto non può precipitare, ma se presente in
eccessive concentrazioni va ad inquianre la falda freatica.
Rilevazioni con Annibaldi
La gita di venerdì 09/11
Lo scorso venerdì siamo andati a Moncalieri nei pressi di una zona fluviale, dopo aver scavato
un profilo abbiamo subito notato la presenza di parecchi orizzonti,, che individuavano la
presenza di alcuni parent material, ovvero degli strati di suolo cche avevano la stessa origine,
questi orizzonti erano caratterizzati dall’essere mediamente di materiale fine, e grossolano in
modo alternato, provenienti dal trasporto fluviale, che sedimentava in vari momenti dei
materiali di erosione.
È importante suddividere le osservazioni che è necessario compiere quando si va in campo.
Questi sei punti ci aiuteranno a capire i passaggi fondamentali da svolgere.
1 valutazione del colore, suddivisione in profili, colore bruno per la sostanza organica, scuro
per alta quantità di umidità, presenza di minerali chiari presenza di carbonati, se biancastro
gesso, rosso, giallo ossidi di ferro, nero ossidi di manganese. Modalità di illuminazione è
molto importante, perché riesce a cambiare notevolmente i colori .
2 la valutazione della struttura, della presenza di aggregati e della loro dimensione forma.
3 tessitura, distribuzione delle frazioni di argilla, limo , sabbia.
4 attività biologica e la formazione del suolo
5 presenza di carbonati tramite acido cloridrico, produce effervescenza se è un suolo giovane,
essendo il calcio la specie ionica più solubile.
6 studio della granulometria e dello scheletro.
Gli aggregati
Sono presenti delle tavole di confronto degli aggregati in base alle dimensioni e alla forma,
questi possono essere presenti in varie forme, lamellare o poliedrica, questi poi possono avere
anche una stabilità variabile.
Tenedo anche conto che il magnesio e l’argilla fanno da ponte tra cationi carbossilici, mentre il
sodio ha un’alta capacità di idratazione e disperde quindi gli aggregati.
Inolltre il sodio da dei problemi fisiologici alle piante perché causa la permeabilità delle
membrane.
Infatti è proprio per questo motivo che i suoli sodici hanno l’impossibilità di avere una struttura
ben organizzata, e vengono definiti anti.-economici.
Una buona strutture trattine l’acqua, percui è molto importante per un suolo.
Esiste una correlazione tra porosità e aggregati, con porosità di 5-10% è poco denso, 10-15%
poco poroso, 15-20% molto poroso.
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16-11-01
1-3-142
16-11-01
1-3-143
20-11-01
1-3-120
20-11-01
1-3-121
27-11-01
1-3-130
La densità
La densità può essere suddivisa in densità apparente data dal rapporto massa sul volume totale.
La porosità y è il rapporto tra gas e volume totale ed è la differenza tra i volumi vuoti e il
volume totale.
La porosità apparente misurato tramite il coefficiente di porosità è dato dal rapporto tra volume
liquido + volume dei gas e il volume solidi.
Il pE (Red/Ox)
Le reazioni Red/Ox assumono rilevanza quando siamo in preseneza di suoli sommersi. Poiché
si hanno delle reazioni tra accettori di elettroni che in ambienti aeorobici è l’ossigeno e in
ambienti anaerobici sono specie facilmente ossidabili.
Il donatore più importante è lo zucchero che libera CO2 se viene ossidato. Gli accettori di
elettroni sono i nitrati, gli ossidi di manganese, di ferro e solfati.
Il coefficiente pE è la pressione è la pressione elettronica, tanto più è bassa tanto più i valori di
elettroni ossidati è elevato.
Correzione prove di esame
L’esame sarà composto da cinque domande, di cui un’analisi del suolo, un ciclo degli elementi,
fosforo e azoto, una domanda sui suoli anomali, una sulla prima parte (es. definizione di
suolo), e in fine una sulla reazione dei dei duoli (es. CSC)
Analisi di un esame.
Fattori che concorrono la formazione di un suolo, con schema.
È necessario scrivere la funzione di Jenny, con un disegno e qualche riga di commento.
I suoli anomali, l’acidità dei suoli la loro correzione.
Elenco delle reazioni presenti nei suoli acidi, e degli ammendanti.
Le reazioni dei suoli, in questo la caso la CSC.
Definizione e commento su come agisce.
Il ciclo del fosforo, con schema e dati quantitavi, le fasi del fosforo nel suolo, e solo nel suolo,
ponendo al centro il fosforo in soluzione.
L’analisi del suolo.
Si inizia commenando la granulometria, definire la tessitura del suolo, verificare se sono
presenti degli errori, in caso che la somma delle frazioni non dia cento, si procede poi al
commento del pH e classificazione dello stesso , e alla verifica che il pH in KCl sia inferiore al
pH in acqua di una unità. I carbonati attivi rappresentano una frazione dei carbonati totali
quindi è necessario che il carbonato attivo sia inferiore al carbonato totale, è necessario che i
suoli acidi non abbiano carbonati o comunque in basse quantità. La saturazione basica
La somma della saturazione basica è data in percentuale e la sua somma è pari a cento per suoli
neutri o alcalini, se inferiore a cento vuol dire che i siti di scambio sono occcupati da ioni
idrogeno, tipico dei suoli acidi,
I suoli salini o sodici e alcalini
I suoli salini o sodici sono , dei suoli che presentano una elevata quantità di sali, come il sodio,
che vanno ad occupare i siti di scambio. La salinità si misura attraverso la conducibilità
elettrica, tramite le unità di misura mMhos/cm o mSiemens/cm, ESP è Exchangeable sodium
persentage.
I suoli alcalini hanno un pH alto, sono caratterizati da una elevata concentrazione di carbonati,
e derivano da rocce sedimentarie o ignee.
I suoli salini
La maggior parte delle specie vegetali sono sensibili a alle alte concentrazioni di ioni sodio sui
siti di scambio. Fatta eccezione per delle specie che hanno fatto ricorso ad adattamenti
fisiologici. Infatti il problema insorge quando l’elvata concentrazione dei soluti nel suolo rende
più difficile l’estrazione dell’acqua dal suolo.
Si avranno quindi dei problemi per minore disponibilità di ioni calcio e magnesio e potassio sui
siti di scambio, essendo occupati tutti dal sodio.
L’ammendamento avviene per lisciviazione, e allontanamento per dilavamento degli ioni
sodio, tramite dreni sotto superficiali e l’impiego di acque poco saline. Viene definito Leaching
Requirement il fabbisogno in lisciviazione, e quindi la quantità di acqua necessaria ad asportare
una unità di sodio ed è data da una tubo poroso contenete una soluzione satura che che calcola
il rapporto tra l’acqua di irrigazione e suolo saturo.
Si ha quindi che la conducibilità elettrica è inversamente proporzionale alla produzione di
sostanza secca della coltura.
Ma i suoli salini danno anche altri problemi, come la dispersione dei colloidi, poiché vanno a
neutralizzare i siti di scambio. Ne consegue quindi una bassa porosità e la bassa drenabilità.
Nei suoli alcalini si ha la carenza di ferro rame e manganese, perché precipitano.
Gli ammendanti sono dei composti come il gesso che mettono in soluzione gli ioni sodio
presenti tramite l’idrolisi e la formazione di solfato di sodio, anche qua come per gli altri suoli
anomali abbiamo un fabbisogno in gesso che si calcola con una formula e rappresenta la
qunatità di gesso da apportare per fare scendere di una unità il valore dle pH. Per semplificare i
1
30-11-01
1-3-140
04-12-01
1-3-150
calcoli si è facilitato moltiplicando per 3,42 il valore del sodio scambiabile.
Gita
Nella gita a Reano abbiamo notato il suolo formato da una roccia morenica. Dalla formazione
di un orizzonte di tipo B si nota che è un suolo antico e quindi che si è formato dal ritiro dei
ghiacciai, questo orizzonte è molto potente ed è composto da sostanza organica non
decomposta e accumulata.
Normative suolo
Il suolo è un sistema aperto e come tale deve essere visto per lo studio della sua influenza sulla
qualità delle acque. Per questo motivo dove esistono dei pozzi è prevista una zona di rispetto
per la zona di captazione e dove è impedita la coltivazione, questo inquinamento deriva anche
dalle concimazioni e dagli antiparassitari che vengono adsorbiti nel suolo.
Sono presenti delle normative che garantiscono un migliore uso di questi prodotti, le direttive
CEE 157/80 sulla qualità delle acque potabili captate in prossimità dell’area di coltivazione, il
DPR 1915/92 e 236/88, integrano la normativa precedente.
676/91 sulla qualità delle acque potabili, si definisce ll’area di salvaguardia e stabilisce
l’inquinamentoda nitrati. Integrano questa normativa 152/99 e 258/00 e 183/98.
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