15 GEOSFERA E GEOCHIMICA
15.1.
INTRODUZIONE
La geosfera, o Terra solida, è quella parte della Terra sulla quale gli uomini vivono e dalla
quale estraggono i minerali, i combustibili e la maggior parte del loro cibo. Una volta si riteneva
che la geosfera avesse una capacità quasi illimitata nel tamponare le perturbazioni introdotte
dall'uomo; oggi si sa che essa è molto vulnerabile e soggetta a riscaldamento dovuto alle
attività antropiche. Per esempio milioni di tonnellate di materiali, ogni anno, vengono estratti
dalla Terra o vengono alterati durante i processi estrattivi di minerali e carbone. Due fenomeni
atmosferici - aumento di biossido di carbonio e piogge acide (vedi Capitolo 14) - sono i maggiori
responsabili dei cambiamenti nella geosfera. L'aumento di biossido di carbonio nell'atmosfera
può causare un riscaldamento globale ("effetto serra"), che può alterare significativamente la
distribuzione delle piogge e trasformare aree della Terra solitamente produttive in regioni
desertiche. Le piogge acide, la cui caratteristica è quella di avere un basso valore di pH,
provocano drastici cambiamenti nella solubilità e nella velocità di ossido-riduzione dei minerali.
Ogni anno l'erosione, favorita dalla coltivazione intensiva di terreni, porta via grandi quantità
dello strato superficiale del suolo di zone agricole fertili. In alcune aree di paesi industrializzati la
geosfera è stata il luogo di scarico di sostanze chimiche tossiche (vedi nei Capitoli 18-20 la
discussione dei rifiuti pericolosi). Ultimamente, la geosfera deve fare i conti con le numerose
aree adibite a deposito di scorie nucleari, prodotte da più di 400 reattori nucleari attualmente
operanti nel mondo. Si può facilmente comprendere come la preservazione della geosfera,
compatibilmente alle esigenze umane, sia una delle più grandi sfide che la collettività mondiale
deve affrontare.
L'interfaccia tra geosfera e atmosfera alla superficie della Terra riveste una notevole
importanza per l'ambiente. Le attività umane sulla superficie terrestre possono influenzare il
clima più direttamente attraverso il cambiamento dell'albedo. definito come la percentuale di
radiazioni solari incidenti riflessa dalla terra o dalla superficie dell'acqua. Ad esempio, se il sole
irradia 100 unità di energia al minuto al limite superiore dell'atmosfera e la superficie terrestre
riceve 60 unità al minuto, e poi riflette 30 unità verso l'alto, l’albedo è il 50%. Alcuni valori tipici
di albedo per aree differenti sulla superficie terrestre sono: foreste sempreverdi, 7-15%; terreni
arati e asciutti, 10-15%; deserti, 25-35%; neve fresca, 85-90%; asfalto, 8%. In alcune aree
molto sviluppate, il calore emesso da attività antropiche è comparabile a quello solare incidente.
Il rilascio di energia antropogenica sui 60 chilometri quadrati dell'isola di Manhattan è circa 4
volte maggiore dell'energia solare incidente; sui 3500 Km2 di Los Angeles l'emissione di energia
antropogenica è circa il 13% di quella solare.
Una delle più grandi influenze dell'uomo sulla geosfera è la creazione di zone
desertiche, dovuta allo sfruttamento di terre caratterizzate da una scarsa quantità di pioggia.
Questo processo, chiamato desertificazione, si manifesta con la diminuzione della superficie
freatica, l'aumento della salinità della superficie del suolo e dell'acqua, la diminuzione delle
acque di superficie, l'erosione innaturale della superficie terrestre e la scomparsa della
vegetazione originaria. Il problema è grave in alcune parti del mondo, particolarmente nel Sahel
in Africa, dove il Sahara è avanzato sul lato sud ad una velocità molto elevata durante il periodo
1968-1973, contribuendo alla diffusione della fame in Africa durante gli anni '80. Le vaste
superfici aride ad ovest negli U.S.A. stanno subendo, come risultato delle attività umane,
fenomeni di desertificazione accompagnati da gravi siccità. Poiché aumentano le popolazioni
degli Stati dell'Ovest, uno dei principali problemi che gli abitanti devono affrontare è il prevenire
una ulteriore conversione di terra in deserto.
La parte più importante della geosfera per la vita sulla Terra è il suolo. Esso è il mezzo sul
quale crescono le piante e da cui praticamente tutti gli organismi terrestri dipendono per la loro
esistenza. La produttività del suolo è fortemente influenzata dalle condizioni ambientali e
dall'utilizzo dei pesticidi. Proprio per l'importanza del suolo, l'intero Capitolo 16 è dedicato alla
chimica del suo ambiente.
Con l'aumento della popolazione e della industrializzazione, uno dei più importanti
aspetti dell'uso che l'uomo fa della geosfera riguarda la salvaguardia delle sorgenti d'acqua. Le
miniere, l'agricoltura, la chimica, le scorie radioattive, tutto potenzialmente può contaminare
sia l'acqua di superficie, sia le falde sotterranee. Il fango da acque di rifiuto cosparso sul terreno
può inquinare l'acqua, rilasciando nitrati e metalli pesanti. Le discariche interrate possono, nello
stesso modo, essere fonte di contaminazione. I lisciviati scaricati dalle miniere a cielo aperto e
le lagune contenenti liquidi o fanghi pericolosi possono inquinare l'acqua potabile.
D'altra parte, si può notare che molti suoli hanno la capacità di assimilare e neutralizzare
gli inquinanti. Molti fenomeni chimici e biochimici nel suolo riescono a ridurre la natura dannosa
degli inquinanti. Questi fenomeni comprendono processi di ossido-riduzione, idrolisi, reazioni
acido-base, precipitazioni, adsorbimento e degradazione biochimica. Alcuni prodotti
organici pericolosi possono essere degradati nel suolo a prodotti non nocivi ed i metalli
pesanti possono essere adsorbiti da esso. In generale, comunque, dovrebbe essere rivolta
estrema attenzione alla dislocazione di prodotti chimici, fanghi ed altri materiali potenzialmente
pericolosi sul suolo, particolarmente dove esiste la possibilità di contaminare l'acqua.
15.2.
LA NATURA DEI SOLIDI NELLA GEOSFERA
La Terra si divide in strati: il nucleo più interno, solido e ricco di ferro, la parte esterna del
nucleo, fusa, il mantello e la crosta. La chimica dell'ambiente riguarda maggiormente la
litosfera, che comprende la parte più esterna del mantello e la crosta. Quest'ultima è lo strato
superficiale della Terra accessibile all'uomo. Essa è estremamente sottile in confronto al
diametro della terra e va da 5 a 40 Km di spessore.
La maggior parte della crosta terrestre solida è formata da rocce. Le rocce sono
composte da minerali, che sono definiti come solidi inorganici con una determinata struttura
cristallina ed una composizione chimica caratteristica. Una roccia è una massa solida costituita
da un minerale puro o da un aggregato di più minerali.
Struttura e proprietà dei minerali
Ogni minerale è caratterizzato da una particolare combinazione di due proprietà. Queste
proprietà sono: una composizione chimica definita, come espresso dalla formula chimica del
minerale, ed una struttura cristallina specifica. La struttura cristallina di un minerale riguarda il
modo in cui gli atomi sono disposti uno rispetto all'altro. Essa non può essere determinata dalla
forma cristallina visibile del minerale, ma richiede metodi strutturali come la determinazione della
struttura con i raggi X. Minerali differenti possono avere la stessa composizione chimica o la
stessa struttura cristallina, ma non entrambe le caratteristiche identiche.
Le proprietà fisiche dei minerali possono essere usate per la loro classificazione. La
forma cristallina rappresenta la forma esterna caratteristica di un minerale cristallino puro. A
causa della costrizione dello spazio nelle direzioni di crescita dei minerali, la forma di un cristallo
puro spesso non è espressa. Il colore è una caratteristica evidente dei minerali, ma può
variare ampiamente se sono presenti impurezze. La lucentezza indica come appare la
superficie di un minerale sotto la luce e come la riflette. I minerali, in relazione alla loro
lucentezza, possono sembrare metallici, parzialmente metallici (o submetallici), vetrosi, opachi,
terrosi, resinosi o perlacei. Il colore di un minerale polverizzato, che si può osservare quando il
minerale viene strofinato su di un piatto di porcellana opaca, è noto come colore di
sfregamento. La durezza è espressa dalla scala Mohs, in un intervallo che varia da 1 a 10 e
che fa riferimento a 10 minerali dal talco, durezza 1, al diamante, durezza 10. La sfaldatura
denota il modo in cui il minerale si spacca lungo i piani e lungo gli angoli di intersezione di questi
piani. Ad esempio la mica si sfalda e forma fogli sottili. Molti minerali si fratturano
irregolarmente, sebbene alcuni si fratturino lungo superfici lisce e ondulate o lungo le fibre o le
fenditure. Il peso specifico, densità relativa riferita all'acqua, è un'altra importante caratteristica
fisica dei minerali.
Tipi di minerali
Sono conosciuti più di duemila minerali diversi, ma solo circa 25 sono i minerali
formanti le rocce che costituiscono la maggior parte della crosta terrestre. La natura di questi
minerali può essere meglio compresa con la conoscenza della composizione elementare della
crosta. L'ossigeno e il silicio costituiscono, rispettivamente, il 49,5% e il 25,7% della massa
della crosta terrestre, perciò i minerali maggiori sono i silicati come quarzo, SiO2, o ortoclasio,
KAlSi3O8. Gli altri elementi della crosta terrestre, in ordine decrescente di abbondanza, sono:
alluminio (7,4%), ferro (4,7%), calcio (3.6%), sodio (2,8%), potassio (2,6%), magnesio (2,1%)
e altri (1,6%). In Tabella 15.1 sono riportati i tipi di minerali presenti in quantità maggiori nella
crosta terrestre.
Tabella 15.1. Maggiori gruppi di minerali presenti nella crosta terrestre
Gruppo Minerale
Silicati
Ossidi
Carbonati
Solfuri
Solfati
Alogenuri
Elementi nativi
Esempi
Quarzo
Olivina
Fedelspato di potassio
Corindone
Magnetite
Calcite
Dolomite
Pirite
Galena
Gesso
Salgemma
Fluorite
Rame
Zolfo
Formula
SiO2
(Mg,Fe)2SiO4
KAISi3O8
AI2O3
Fe3O4
CaCO3
CaCO3 • MgCO3
FeS2
PbS
CaSO4 - 2H2O
NaCI
CaF2
Cu
S
I minerali secondari sono formati da alterazioni dei minerali genitori. Le argille, minerali
silicati contenenti solitamente alluminio, costituiscono una delle più importanti classi di minerali
secondari. Olivina, augite, orneblenda, feldspato sono tutti minerali che formano argille. Le
argille sono trattate in dettaglio nel Paragrafo 15.4.
Le evaporiti
Le evaporiti sono sali solubili che precipitano da soluzioni in particolari condizioni di aridità,
solitamente come risultato dell'evaporazione dell'acqua marina. L'evaporite più comune è il
salgemma, NaCl. Altri minerali semplici evaporiti sono la silvite (KCl), la tenardite (Na2SO4), e
l'anidrite (CaSO4). Molte evaporiti sono idrati: biscofite (MgCl2·6H2O), gesso (CaSO4·2H2O), kieserite (MgSO4·H2O) e epsomite (sale amaro) (MgSO4·7H2O). Tra le evaporiti sono molto comuni i
sali doppi come carnallite (KMgCl3·6H2O), kainite (KMgClSO4·11/4H2O), arcanite (K3Na(SO4)2),
polialite (K2MgCa2(SO4)4·2H;O) e loeweite (Na12Mg7(SO4)13·15H2O).
La precipitazione di evaporiti da fonti marine e salmastre dipende da una serie di fattori,
principalmente le concentrazioni degli ioni in acqua e i prodotti di solubilità dei sali. La presenza di
uno ione a comune fa diminuire la solubilità: ad esempio CaSO4 precipita più facilmente da
un'acqua salmastra contenente Na2SO4 piuttosto che da una soluzione che non contiene
nessun altro solfato. La presenza di altri sali che non hanno ioni a comune aumenta la solubilità,
in quanto causa la diminuzione dei coefficienti di attività. Variazioni di temperatura comportano
significative variazioni di solubilità.
I depositi di nitrati in regioni calde ed estremamente secche nel nord del Cile sono
chimicamente unici a causa della singolare stabilità dei sali nitrati altamente ossidati. Il sale
principale, che viene estratto per il suo alto contenuto di nitrati utilizzati in esplosivi e fertilizzanti, è
il salnitro del Cile, NaNO3. In questi depositi si trovano anche tracce di CaCrO4 e Ca(ClO4)2
altamente ossidati e in alcune zone si trova sufficiente Ca(IO3)2 da essere utilizzato come fonte
commerciale di iodio.
Sublimati vulcanici
Un gran numero di sostanze minerali sono gassose alla temperatura del magma dei vulcani
e vengono emesse insieme ai gas vulcanici. Queste sostanze condensano vicino alla bocca
delle fumarole vulcaniche e sono chiamate sublimati. Lo zolfo elementare è un comune
sublimato. Alcuni ossidi, in particolare gli ossidi di ferro e silicio, si depositano come sublimati.
Molti altri sono sali di cloruri e solfati. I cationi più comunemente coinvolti sono: cationi
monovalenti (ammonio, sodio, potassio), magnesio, calcio, alluminio e ferro. I sublimati di
fluoruri e cloruri danno origine a HF e HCl, formati da reazioni con acqua ad alta temperatura,
come la seguente:
2H2O + SiF4 ⇒ 4HF + SiO2
(15.2.1)
Rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche
A temperatura elevata, in profondità, al disotto della superficie della Terra, le rocce e il materiale
minerale fondono e formano una sostanza fusa chiamata magma. Raffreddamento e solidificazione
del magma producono le rocce ignee. Le rocce ignee più comuni sono: il granito, il basalto, il
quarzo (SiO2), il pirosseno ((Mg,Fe)SiO3), il feldspato ((Ca,Na,K)AlSi3O8), l'olivina ((Mg,Fe)2SiO4) e
la magnetite (Fe3O4). Le rocce ignee si formano in condizioni anidre, chimicamente riducenti, ad
alta temperatura ed alta pressione, ma una volta esposte all'aria trovano condizioni ossidanti,
umidità, bassa temperatura e bassa pressione. Poiché alcune condizioni sono diverse dalle
condizioni in cui si sono formate, quando le rocce ignee vengono in superficie non si trovano in
equilibrio chimico con l'ambiente circostante. Come risultato alcune rocce si sgretolano
attraverso un processo chiamato "weathering", alterazione superficiale da agenti
atmosferici. Tale processo è lento perché le rocce ignee sono spesso dure, non porose e poco
reattive. L'erosione del vento, dell'acqua o del ghiaccio porta via dalle rocce il materiale alterato,
depositandolo come sedimento o suolo. Un processo chiamato litificazione rappresenta la
conversione dei sedimenti in rocce sedimentarie. Contrariamente alle rocce ignee che li
hanno generati, i sedimenti e le rocce sedimentarie sono porosi, teneri e chimicamente reattivi.
Il riscaldamento e l'aumento di pressione trasformano le rocce sedimentarie in rocce
metamorfiche.
Rocce sedimentarie possono essere le rocce detritiche costituite da particelle solide erose
da rocce ignee a causa dell'alterazione superficiale dovuta a fattori climatici; il quarzo tollera
meglio gli agenti atmosferici erosivi e rimane chimicamente intatto anche quando viene
allontanato dalla sua locazione originale. Un secondo tipo di rocce sedimentarie è
rappresentato dalle rocce sedimentarie chimiche, formate da precipitazioni o coagulazioni di
soluti o da sostanze colloidali prodotte nel processo di alterazione dovuto ad agenti climatici. Le
rocce sedimentarie organiche contengono residui di piante e resti di animali. I minerali
carbonati di calcio e magnesio - calcare o dolomite -sono particolarmente abbondanti nelle
rocce sedimentarie. Esempi importanti di rocce sedimentarie sono:
Arenaria prodotta da particelle, di dimensioni della sabbia, provenienti da minerali come il
quarzo
Conglomerati costituiti da particelle relativamente grandi di dimensione variabile
Argillite formata da particelle molto piccole di limo o argilla
Calcare, CaCO3, prodotto dalla precipitazione chimica o biochimica del carbonato di
calcio:
Ca 2+ + CO 32- ⇒ CaCO3(s)
Ca2++ 2HCO3 + hv (fotosintesi delle alghe) ⇒ {CH2O} (biomassa) +CaCO3(s) + O2(g)
• Selce formata da microcristalli di SiO2
// ciclo delle rocce
Gli interscambi e le conversioni tra le rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche,
come i processi che le coinvolgono, sono descritti dal ciclo delle rocce. Ciascuno dei
tre tipi di roccia può essere trasformato negli altri due tipi. Nel ciclo delle rocce una roccia
di un tipo può essere trasformata anche in una differente dello stesso genere. Il tutto è
illustrato in Figura 15.1.
Stadi di alterazione superficiale dovuta ad agenti atmosferici
L'alterazione superficiale dovuta ad agenti atmosferici può essere di primo grado, di grado
intermedio e di grado avanzato.3 Il livello di alterazione superficiale di un minerale dipende dal
tempo, dalle condizioni chimiche, inclusa l'esposizione all'aria, al biossido di carbonio e
all'acqua e dalle condizioni fisiche, come la temperatura e la presenza di umidità nell'aria.
Minerali reattivi e solubili, come carbonati, gesso, olivina, feldspato e sostanze ricche di
ferro(II) possono sopportare solo l'alterazione superficiale di primo grado. Questo grado è
caratterizzato da condizioni secche, bassa lisciviazione, assenza di materiale organico,
ambiente riducente ed esposizione limitata nel tempo. Quarzo, vermiculite, e montmorillonite
possono sopportare il grado intermedio di alterazione superficiale caratterizzato dalla ritenzione
di silice, sodio, potassio, magnesio, calcio e ferro(II) non presente sotto forma di ossidi di
ferro(II). Queste sostanze sono rimosse con l'alterazione superficiale di grado avanzato,
caratterizzata da alta lisciviazione in acqua dolce, basso valore di pH, condizioni ossidanti
(ferro(II) ⇒ ferro(III)), presenza di polimeri di idrossido di alluminio e dispersione di silice.
15.3. I SEDIMENTI
Vaste aree di suolo, come pure sedimenti di laghi e corsi d'acqua, sono formate da rocce
sedimentarie. Le proprietà di queste masse di materiali dipendono fortemente dalla loro origine
e dal loro trasporto. L'acqua è il principale veicolo di trasporto dei sedimenti, sebbene anche il
vento abbia un ruolo significativo. Centinaia di milioni di tonnellate di sedimenti vengono
trasportati ogni anno dai maggiori fiumi.
Lo scorrimento dell'acqua nei fiumi causa lo sgretolamento degli argini ed il trasporto, a
grandi distanze, di materiali sedimentari. Questi nei corsi d'acqua possono essere trasportati
dalla corrente nelle seguenti forme:
• Carico disciolto, proveniente da minerali che possono formare sedimenti
• Carico sospeso, proveniente da minerali sedimentari solidi trasportati in sospensione
• Carico di letto, trascinato sul fondo del canale fluviale
II trasporto di carbonato di calcio come bicarbonato solubile è un chiaro esempio di carico
disciolto. L'acqua con un alto contenuto di biossido di carbonio disciolto (solitamente presente
come prodotto di azioni batteriche) in contatto con formazioni di carbonato di calcio contiene ioni
Ca2+ e HCO3-. Acqua fluente, contenente calcio come durezza temporanea, può diventare più
basica attraverso cessione di CO2 all'atmosfera, consumo di CO2 per crescita di alghe, o
contatto con sostanze basiche disciolte, portando alla deposizione di CaCO3 insolubile:
Ca2+ + 2HCO3− ⇒ CaCO3(s) + CO2(g) + H2O
(15.3.1)
La maggior parte dei corsi d'acqua che contengono carico disciolto hanno origine sotterranea,
dove vengono disciolti minerali dai vari strati di roccia attraverso i quali essi scorrono.
La maggior parte dei sedimenti viene trasportata nei fiumi come carico sospeso; evidente è
l'osservazione di limo nei fiumi che scorrono in aree agricole, o di rocce finemente suddivise nei
corsi d'acqua alpini alimentati dalla fusione dei ghiacciai. In condizioni normali limo finemente
suddiviso, argilla o sabbia costituiscono la maggior parte del carico sospeso, sebbene particelle
più grandi siano presenti nei corsi d'acqua più vorticosi. La diminuzione o l'aumento del
materiale sedimentario in sospensione nei corsi d'acqua dipende dalla velocità dell'acqua e
dalla velocità di sedimentazione delle particelle.
Il carico di letto viene mosso lungo il fondo del fiume per azione dell'acqua che spinge le
particelle. Le particelle trasportate come carico di letto non si muovono continuamente e
l'azione di sgretolamento provocata dalle particelle è un fattore importante nell'erosione nei
corsi d'acqua.
In genere, circa i 2/3 dei sedimenti trasportati da un corso d'acqua sono in sospensione,
circa 1 /4 in soluzione e la restante frazione, relativamente piccola, come carico di letto. La
capacità di un corso d'acqua di trasportare i sedimenti aumenta sia con la portata (massa per
unità di tempo) che con la velocità dell'acqua. Entrambe sono più alte in condizioni di piena,
perciò le piene sono particolarmente importanti nel trasporto dei sedimenti.
I corsi d'acqua rimuovono materiali sedimentari mediante erosione, trasportano i materiali
con la corrente e li rilasciano in forma solida durante la deposizione. Depositi di sedimenti
portati dai corsi d'acqua sono chiamati depositi alluvionali. Non appena alcune condizioni,
come l'abbassamento della velocità del corso d'acqua, iniziano a favorire la deposizione, le
particelle più grandi e più facilmente sedimentabili vengono rilasciate prima. Ciò porta alla
selezione, cosicché particelle di tipo e dimensione simile si trovano insieme nei depositi
alluvionali. Molti sedimenti si trovano in pianure alluvionate, dove i corsi d'acqua straripano
superando i loro argini.
15.4.
LE ARGILLE
In mineralogia le argille sono molto comuni ed importanti; in generale (vedi Paragrafo 15.5
e Capitolo 16), oltre ad essere tra i principali componenti inorganici di molti suoli, esse sono
importanti per la ritenzione di acqua e per lo scambio di cationi nutrienti per le piante. Tutte le
argille contengono silicati e la maggior parte contiene anche alluminio e acqua. Fisicamente, le
argille sono formate da granuli molto fini che hanno una struttura laminare. Per gli scopi della
nostra trattazione, l'argilla viene definita come un gruppo di minerali secondari microcristallini,
costituiti da silicati di alluminio idrati che hanno strutture lamellari. I minerali argillosi si
distinguono dagli altri per la formula chimica generale, per la struttura e per le proprietà
chimiche e fisiche. I tre maggiori gruppi di minerali argillosi sono i seguenti:
• Montmorillonite, Al2(OH)2Si4O10
• Illite, K0-2Al4(Si8-6Al0-2)O20 (OH)4
• Caolinite, Al2Si2O5(OH)4
Molte argille contengono una grande quantità di sodio, potassio, magnesio, calcio e ferro,
come pure tracce di altri metalli; esse legano cationi come Ca2+, Mg2+, K+, Na+ e NH+,
impedendone la solubilizzazione in acqua, cosicché siano disponibili nel suolo come nutrienti
delle piante. Dal momento che molte argille sono completamente in sospensione in acqua come
particelle colloidali, esse possono essere legate dal suolo o trasportate negli strati più bassi del
suolo.
Olivina, augite, orneblenda e feldspati sono tutti minerali da cui hanno origine le argille. Un
esempio è la formazione di caolinite (Al2Si2O5(OH)4) dalla roccia feldspato di potassio (KAlSi3O8).
2KAlSi3O8(s) + 2H+ + 9 H2O ⇒ Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ (aq) + 4H4SiO4 (aq) (15.4.1)
Le strutture laminari delle argille consistono in strati di ossido di silicio alternati a strati di
ossido di alluminio. Gli strati di ossido di silicio hanno struttura tetraedrica, nella quale ogni
atomo di silicio è circondato da quattro atomi di ossigeno. In ogni tetraedro tre dei quattro atomi
di ossigeno sono condivisi con altri atomi di silicio appartenenti ad altri tetraedri. Questo strato è
chiamato piano tetraedrico. L'ossido di alluminio è contenuto in un piano ettaedrico, così
chiamato perché ogni atomo di alluminio è circondato da sei atomi di ossigeno in una
configurazione ettaedrica. In questa struttura alcuni degli atomi di ossigeno sono condivisi con
gli atomi di alluminio e gli altri con il piano tetraedrico.
Strutturalmente, le argille possono essere classificate sia come argille a due strati
(Fig.15.2), in cui gli atomi di ossigeno sono condivisi tra un piano tetraedrico e un piano
ettaedrico adiacente, sia come argille a tre strati, in cui un piano ettaedrico condivide gli atomi
di ossigeno con un piano tetraedrico da entrambi i lati. Queste strutture laminari composte sia
da due che da tre piani sono chiamate strati unità. Uno strato unità di un'argilla a due strati ha
solitamente uno spessore di circa 0,7 nm, mentre quello di un'argilla a tre strati è superiore a
0,9 nm. In Figura 15.2 è rappresentata la struttura della caolinite, un'argilla a due strati. Alcune
argille, in particolare la montmorillonite, possono assorbire grandi quantità di acqua tra gli strati
unitari; questo processo è accompagnato da un rigonfiamento dell'argilla.
Come descritto nel Paragrafo 5.4, i minerali delle argille possono avere una carica negativa
dovuta a sostituzione ionica, in cui gli ioni Si(IV) e Al(III) sono sostituiti dagli ioni metallici di
dimensione simile ma con carica minore. La carica negativa risultante viene compensata
tramite associazione di cationi sulle superfici degli strati d'argilla. Poiché non necessitano di
idonei siti specifici nel reticolo cristallino dell'argilla, questi cationi possono essere ioni
relativamente grandi, come K+, Na+, o NH+. Essi sono detti cationi scambiabili in quanto
possono essere scambiati con altri cationi presenti in acqua. L'ammontare dei cationi
scambiabili, espresso in milliequivalenti (millimoli di cationi monovalenti) per 100 g di argilla
secca, è chiamato capacità di scambio cationico, CEC, dell'argilla ed è una caratteristica
molto importante dei colloidi e dei sedimenti che hanno capacità di scambio cationico.
15.5.
IL SUOLO
Per quanto riguarda la chimica dell’ambiente e la vita sulla terra, la parte più importante della
crosta terrestre è il suolo. La natura del suolo viene trattata brevemente in questo Paragrafo
mentre la sua chimica sarà trattata nel Capitolo 16. Il suolo è un miscuglio variabile di minerali,
materiale organico e acqua che consente la vita delle piante sulla superficie terrestre. Esso è il
prodotto finale dell’azione erosiva di processi fisici, chimici e biologici sulle rocce, che produce
molti minerali argillosi. La parte organica del suolo è formata dalla biomassa di piante in vari
stadi di degradazione. Nel suolo si possono trovare grandi popolazioni di batteri, funghi ed
animali, come i vermi. Il suolo contiene aria negli interstizi tra le sue particelle e solitamente ha
una struttura porosa (Figura 15.3).
Figura 15.3. Struttura fine del suolo; mostra le fasi solido, acqua, aria.
La frazione solida di un tipico suolo produttivo è approssimativamente costituita dal 5% di
materiale organico e dal 95% di materiale inorganico. Alcuni suoli, come la torba, possono
contenere fino al 95% di materiale organico. Altri suoli ne contengono quantità molto piccole,
dell'ordine del 1%.
In genere il suolo all'aumentare della profondità mostra strati distinti chiamati orizzonti (Figura
15.4). Gli orizzonti si formano in seguito a complesse interazioni tra i processi che avvengono
durante l'alterazione superficiale dovuta ad agenti atmosferici. L'acqua piovana, filtrando
attraverso il suolo, trasporta soluti e solidi colloidali verso gli orizzonti più profondi dove li
deposita. Processi biologici, come la degradazione batterica di biomassa da residui di piante,
producono CO2, specie leggermente acida, acidi organici e agenti complessanti, che vengono
trasportati dall'acqua piovana verso gli orizzonti più profondi, ove interagiscono con argille ed
altri minerali alterandone le proprietà. Il primo strato in superficie del suolo, il cui spessore tipico
è di alcuni pollici, è conosciuto come orizzonte A o topsoil. Questo è lo strato di massima
attività biologica, che contiene la maggior parte del materiale organico del suolo. Gli ioni metallici
e le particelle di argilla presenti nell'orizzonte A sono soggetti ad una consistente lisciviazione.
Lo strato successivo è l'orizzonte B o subsoil. Questo riceve materiali come sostanza organica,
sali e particelle di argilla rilasciati dal topsoil. L'orizzonte C è composto da rocce madri erose
da agenti atmosferici da cui il suolo ha avuto origine.
I suoli possono essere classificati in base a molte caratteristiche a seconda dello scopo di
utilizzo, compresa la produzione di colture, la costruzione di strade e lo smaltimento di rifiuti. Le
rocce madri dalle quali si formano i suoli giocano ovviamente un ruolo importante nel
determinare la loro composizione. Altre caratteristiche del suolo comprendono la densità, la
lavorabilità, la dimensione delle particelle, la permeabilità e il grado di maturità. Una delle più
importanti classi di suoli produttivi è il podzol che si forma in condizioni di piovosità
relativamente elevata nelle zone temperate della Terra. Questi suoli generalmente ricchi
tendono ad essere acidi (pH 3,5-4,5) cosicché i metalli alcalini ed alcalino terrosi, e in misura
minore ferro e alluminio, vengono persi per lisciviazione dall'orizzonte A, lasciando la caolinite
come argilla predominante. Nell'orizzonte B, ad un pH leggermente più elevato, gli ossidi di
ferro idrati e le argille si ridepositano.
Da un punto di vista ingegneristico, vengono evidenziate in particolare le proprietà
meccaniche del suolo. Queste proprietà, che possono avere importanti implicazioni
ambientali, come ad esempio nello smaltimento di rifiuti, sono determinate soprattutto
dalle dimensioni delle particelle. In accordo con il "United Classification System" (UCS), il
suolo viene classificato in quattro categorie in base alle dimensioni delle sue particelle
ghiaia (2-60 mm) > sabbia (0,06-2 mm) > limo (0,006-0,06 mm) > argilla (meno di
0,002 mm).
Nello schema di classificazione UCS, le argille rappresentano una frazione
caratterizzata da particolari dimensioni piuttosto che una specifica classe di minerali.
Acqua e aria nel suolo
La produzione della maggior parte del materiale che costituisce una pianta richiede una
grande quantità di acqua. Ad esempio occorrono diverse centinaia di chili di acqua per produrre
un chilo di fieno. L'acqua fa parte del sistema trifasico solido-liquido-gassoso che costituisce il
suolo. Essa è il mezzo di trasporto basilare per i nutrienti fondamentali delle piante, dalle particelle
solide del suolo alle radici e fino alle foglie delle piante (Figura 15.5). Dalle foglie l'acqua entra
nell'atmosfera mediante un processo chiamato traspirazione.
Normalmente, a causa delle piccole dimensioni delle particelle del suolo e della presenza
in esso di piccoli capillari e pori, la fase acquosa non è completamente indipendente dal
materiale solido del suolo. La disponibilità di acqua per le piante è governata da gradienti che si
originano da forze capillari e gravitazionali. La disponibilità dei soluti nutrienti presenti in acqua
dipende dai gradienti di concentrazione e di potenziale elettrico. L'acqua presente in grandi
spazi del suolo è relativamente più disponibile e prontamente assorbita dalle piante. L'acqua
trattenuta in piccoli pori, o tra due strati vicini di particelle argillose, è trattenuta più
strettamente. Suoli con alto contenuto di materiale organico possono trattenere più acqua
rispetto agli altri suoli, ma essa è relativamente meno disponibile per le piante a causa
dell'adsorbimento fisico e chimico da parte del materiale organico.
Figura 15.5. Attraverso la traspirazione le piante trasportano l'acqua dal suolo
all'atmosfera. Anche i nutrienti vengono trasportati dal suolo alle estremità della pianta
attraverso questo processo. Attraverso la fotosintesi, le piante rimuovono CO2
dall'atmosfera e rilasciano O2. Durante la respirazione della pianta avviene l'inverso.
Nel suolo vi è un'interazione molto forte tra le argille e l'acqua; l'acqua infatti è assorbita
sulla superficie delle particelle di argilla, ed a causa dell'elevato rapporto superficie/volume delle
particelle colloidali di argilla, una grande quantità d'acqua può essere legata in questo modo.
L'acqua viene anche trattenuta tra due strati vicini di argille espanse, come nella
montmorillonite. Quando il suolo è saturo d'acqua, avvengono drastici cambiamenti nelle sue
proprietà fisiche, chimiche e biologiche. L'ossigeno in queste condizioni viene rapidamente
utilizzato per la respirazione di microrganismi che degradano il materiale organico del suolo. In
tali suoli, i legami che tengono insieme le particelle colloidali vengono spezzati, causando la
rottura della struttura del suolo. Spesso, quindi, un eccesso di acqua è dannoso per la crescita
delle piante, poiché il suolo non contiene l'aria richiesta dalle radici delle piante. Molti cereali
comuni, con l'eccezione del riso, non possono crescere in suoli saturi d'acqua.
Uno degli effetti chimici più evidenti nel suolo saturo d'acqua è la riduzione del pE,
dovuta all'azione di agenti organici riducenti catalizzata da microrganismi; di conseguenza le
condizioni redox del suolo diventano molto più riducenti e il pE del suolo può passare dal
valore dell'acqua in equilibrio con l'aria (+13,6 a pH 7) a 1 o meno. Uno dei risultati più
significativi di questo cambiamento è il rendere mobili ferro e manganese, come ferro(II) e
manganese(II), attraverso la riduzione dei loro ossidi insolubili con numero di ossidazione più
alto:
MnO2+4H++2e ⇒Mn2++2H2O
(15.5.1)
Fe2O3 + 6H++2e ⇒2Fe2++3H2O
(15.5.2)
Sebbene generalmente il manganese solubile si trovi nel suolo come Mn2+, il ferro(ll) si
trova frequentemente come ferro organico nei chelati carichi negativamente. La forte azione
chelante dovuta agli acidi fulvici del suolo (Capitolo 3) rende ovviamente possibile la riduzione
degli ossidi di ferro(III) a valori di pE più positivi di quanto non sarebbe altrimenti possibile.
Questo causa uno shift verso l'alto del confine Fe(II)-Fe(OH)3 mostrato in Figura 4.4.
Alcuni ioni metallici solubili, come il Fe2+ e il Mn2+, ad alti livelli di concentrazione sono
tossici per le piante. La loro ossidazione a ossidi insolubili può causare la formazione di depositi
di Fe2O3 e MnO2, che ostruiscono i canali di drenaggio nei campi. Approssimativamente il 35% in
volume di un tipico suolo è costituito di pori pieni d'aria. La normale atmosfera secca al livello del
mare contiene il 21% di O2 e lo 0,03% di CO2 in volume, mentre queste percentuali possono
essere alquanto differenti nell'aria del suolo a causa della degradazione del materiale organico,
un processo che consuma ossigeno e produce CO2.
{CH2O}+O2 ⇒CO2+H2O
(15.5.3)
Pertanto il contenuto di ossigeno dell'aria nel suolo può raggiungere un valore minimo del
15% e il contenuto di biossido di carbonio può raggiungere un'alta percentuale. L'ossidazione
del materiale organico nel suolo fa aumentare il livello di CO2 disciolta nelle acque sotterranee;
ciò causa una riduzione nel pH che contribuisce all'erosione dei minerali carbonati, in
particolare del carbonato di calcio (vedi Reazione 3.3.4). Come discusso nel Paragrafo 16.2, la
CO2 sposta l'equilibrio del processo attraverso il quale le radici assorbono ioni metallici dal
suolo.
I componenti inorganici del suolo
L'erosione delle rocce madri e dei minerali, che genera i componenti inorganici del suolo,
porta, infine, alla formazione di colloidi inorganici carichi di acqua e nutrienti che le piante
possono utilizzare in ogni momento. I colloidi inorganici del suolo spesso assorbono sostanze
tossiche e rivestono perciò un ruolo importante nella depurazione di sostanze che altrimenti
sarebbero dannose per le piante. L'abbondanza e la natura del materiale inorganico colloidale
del suolo sono ovviamente fattori importanti che ne determinano la produttività.
L'assorbimento dei nutrienti attraverso le radici delle piante coinvolge spesso
complesse interazioni con l'acqua e la fase inorganica. Ad esempio, un nutriente preso dal
materiale inorganico colloidale deve attraversare l'interfaccia minerale/acqua e poi l'interfaccia
acqua/radice. Questo processo spesso è fortemente influenzato dalla struttura ionica del
materiale inorganico del suolo.
Come è stato visto nel Paragrafo 15.2, gli elementi più comuni nella crosta terrestre sono
ossigeno, silicio, alluminio, ferro, calcio, sodio, potassio e magnesio. Perciò i minerali formati da
questi elementi - in particolare silicio e ossigeno - costituiscono la maggior parte della frazione
minerale del suolo. I comuni costituenti minerali del suolo sono distintamente suddivisi in
quarzo (SiO2), ortoclasio (KAlSi3O8), epidoto (4CaO•3(AlFe)2O3 •6SiO2 •H2O), albite (NaAlSi3O8),
geotite (FeO(OH)), magnetite (Fe3O4), carbonati di calcio e magnesio (CaCO3,.CaCO3 • MgCO3)
ed ossidi di manganese e titanio.
Il materiale organico nel suolo
Sebbene costituisca meno del 5% di un suolo produttivo, il materiale organico ha una grande
influenza sulla sua produttività; è una fonte di cibo per i microrganismi, dà luogo a reazioni
chimiche come lo scambio ionico e influenza le proprietà fisiche del suolo. Alcuni composti
organici spesso contribuiscono all'erosione del materiale minerale, processo attraverso il quale
si forma il suolo. Ad esempio C2O42-, ione ossalato, prodotto come metabolita di un fungo del
suolo, è presente come sali di calcio "whewellite" e "weddellite". L'ossalato nelle acque del
suolo discioglie i minerali, accelerando in questo modo il processo di erosione e aumentando
la disponibilità delle specie ioni-che nutrienti. Questi processi di erosione includono la
complessazione, da parte dell'ossalato, del ferro o dell'alluminio presenti nei minerali,
rappresentata dalla seguente reazione:
3H+ + M(OH)3(s) + 2CaC2O4 (s)⇒ M(C2O4)2(aq) + 2Ca2+(aq) + 3H2O
(15 54)
nella quale M può essere Fe o Al. Alcuni funghi del suolo producono acido citrico e altri acidi
organici chelanti, che reagiscono con i minerali silicei rilasciando potassio e altri ioni metallici
nutrienti presi da questi minerali.
L'acido 2-chetogluconico, agente fortemente chelante prodotto da alcuni batteri del suolo,
può contribuire all'erosione dei minerali attraverso la solubilizzazione degli ioni metallici. Può
anche essere coinvolto nel rilascio di fosfati da composti di fosfati insolubili.
I componenti biologicamente attivi della frazione organica del suolo comprendono polisaccaridi,
amminozuccheri, nucleotidi, zolfo organico e composti del fosforo. L'humus, un materiale
insolubile in acqua che si biodegrada molto lentamente, costituisce la maggior parte del
materiale organico del suolo. I composti organici nel suolo sono schematizzati in tabella 15.2.
Tabella 15.2. Principali classi di composti organici nel suolo
Tipo di composto
Humus
Composizione
Importanza
Residuo
resistente
alla
degradazione
derivante
dalla
decomposizione
delle
piante:
contiene essenzialmente C, H e O
Componenti organici molto abbondanti;
migliora le proprietà fisiche del suolo;
scambia nutrienti; riserva di N fissato
Grassi, resine e cere
Lipidi estraibili con solventi organici
Saccaridi
Cellulosa,
emicellulosa
Sostanze
organiche
contenenti N
Composti
fosforo
contenenti
gomme,
amidi,
Azoto
legato
ad
humus,
amminoacidi, amminozuccheri, altri
composti
Esteri fosfati, fosfolipidi fosfato di
inositolo (acido fitico)
Generalmente solo una piccola percentuale
di materiale organico, probabilmente
fitotossico, può influire in maniera negativa
sulle proprietà fisiche del suolo in quanto
idrorepellente
La fonte maggiore di cibo per i
microrganismi del suolo, aiuta a stabilizzare
gli aggregati del suolo
Fornisce azoto per la fertilità del suolo
Fonti di fosfati per le piante
L’accumulo di materiale organico nel suolo è fortemente influenzato dalla temperatura e dalla
disponibilità di ossigeno. Poiché la velocità di biodegradazione diminuisce al diminuire della
temperatura, il materiale organico non si degrada rapidamente nelle zone climatiche più fredde
e tende ad accumularsi nel suolo. In acqua e in suoli ricchi d'acqua, la vegetazione in
decomposizione non ha un facile accesso all'ossigeno e il materiale organico si accumula. Il
contenuto organico può arrivare al 90% in zone dove le piante crescono e si decompongono
in suoli saturi d'acqua.
La presenza di idrocarburi policiclici aromatici (PAH) è un'interessante caratteristica del
materiale organico del suolo. Questi composti, alcuni dei quali sono cancerogeni, sono stati
trattati nei Paragrafi 10.8 e 12.4 come inquinanti dell'aria. I PAH trovati nel suolo, come
fluorantene, pirene e crisene, derivano sia dalla combustione di matrici naturali che da altre
fonti inquinanti. Anche i terpeni sono presenti nel materiale organico del suolo. Tramite
estrazione del suolo con etere ed alcool si ottengono i pigmenti -carotene, clorofilla e
xantofilla.
Humus del suolo
Tra i componenti organici riportati in Tabella 15.2, l'humus del suolo è di gran lunga il più
importante. L'humus, costituito da una frazione solubile chiamata acidi umici e fulvici (trattati
nel Paragrafo 3.13) e una frazione insolubile chiamata umina, è il residuo lasciato dai batteri e
dai funghi dopo la biodegradazione del materiale vegetale. La biomassa delle piante consiste
di cellulosa relativamente degradabile e lignina resistente alla degradazione; quest'ultima è
una sostanza polimerica con un contenuto di carbonio superiore rispetto alla cellulosa. Tra i
componenti chimici principali della lignina vi sono composti con anelli aromatici legati a catene
alchiliche, gruppi metossilici e gruppi ossidrile. Il processo attraverso il quale si forma l'humus si
chiama umificazione. L'humus del suolo è simile al suo precursore lignina, ma ha un numero
maggiore di gruppi acidi carbossilici. Ogni molecola di sostanza umica ha una parte apolare
idrofoba ed una parte polare idrofila, cosicché le molecole sono chiamate "anfifile" e formano
micelle (vedi Paragrafo 5.4 e Figura 5.4), in cui la parte apolare costituisce il nucleo di piccole
particelle colloidali di cui i gruppi funzionali polari sono la parte più esterna. Le sostanze umiche
probabilmente formano anche il rivestimento superficiale a doppio strato dei granelli di minerali
nel suolo.
Un aumento del rapporto azoto/carbonio è una caratteristica significativa della
trasformazione della biomassa delle piante in humus attraverso il processo di umificazione.
Questo rapporto inizialmente, nella biomassa delle piante fresche, è approssimativamente
1/100. Durante l'umificazione i microrganismi convertono il carbonio organico in CO2 per
ottenere energia. Contemporaneamente l'azione batterica incorpora l'azoto legato ai composti
prodotti dai processi di decomposizione. Il risultato è un rapporto azoto/carbonio circa 1/10
dopo la completa umificazione. Perciò, di solito, l'humus è relativamente ricco di azoto organico
(legato).
Le sostanze umiche influenzano le suolo ricco di sostanze umiche. Le sostanze
proprietà
del
suolo
in
maniera umiche del suolo hanno anche una grande
sproporzionata
rispetto
la
piccola affinità per i composti organici con bassa
percentuale con cui sono presenti. A causa
solubilità in acqua come DDT o Atrazina, un
delle loro caratteristiche acido base, le erbicida
ampiamente
utilizzato
per
sostanze umiche agiscono da tamponi del distruggere le erbe infestanti nei campi di
suolo. Questi materiali stabilizzano anche gli cereali.
aggregati di particelle del suolo e fanno
aumentare l'adsorbimento di composti
organici. I materiali umici adsorbono
fortemente molti soluti presenti nell'acqua
del suolo ed hanno una particolare affinità
per i cationi polivalenti pesanti. Le sostanze
umiche possono contenere quantità di
uranio maggiori di 104 volte rispetto all'acqua
con la quale sono in equilibrio. In questo
modo l'acqua viene privata dei suoi cationi
(o purificata) quando passa attraverso il
In alcuni casi vi è una forte interazione tra la parte organica e la parte inorganica del suolo.
Questo è soprattutto vero nel caso dei complessi molto stabili formati tra le argille e i composti
degli acidi umici (o fulvici). In molti terreni il 50-100% del carbonio del suolo è complessato
con l'argilla. Questi complessi giocano un ruolo importante per quanto riguarda le proprietà
fisiche, la fertilità e la stabilità del materiale organico del suolo. Uno dei meccanismi
attraverso il quale si forma il legame chimico tra le particelle colloidali delle argille e le
particelle umiche è probabilmente la flocculazione (vedi Capitolo 5), in cui le molecole
organiche anioniche, insieme ai gruppi funzionali carbossilici acidi, fanno da ponte tra i
cationi, per legare insieme le particelle colloidali di argilla e formare un fiocco. Un supporto
a questa ipotesi è dato dalla nota capacità dei cationi NH4+, Al3+, Ca2+ e Fe3+ di favorire la
formazione di complessi tra argille e sostanze organiche. Sintesi, reazioni chimiche e
biodegradazione del materiale umico sono influenzate dalle interazioni con le argille. Gli
acidi fulvici con basso peso molecolare possono essere legati all'argilla, occupando gli
spazi tra i piani della sua struttura.
15.6. GEOCHIMICA
La geochimica si occupa delle specie chimiche, delle reazioni e dei processi nella litosfera e
delle loro interazioni con l'atmosfera e l'idrosfera. La branca della chimica che studia le
complesse interazioni tra le rocce, l'acqua, l'aria e i sistemi viventi che determinano le
caratteristiche chimiche dell'ambiente superficiale è la geochimica dell'ambiente.
Ovviamente, la geochimica e la sua subdisciplina ambientale sono molto importanti nella
chimica dell'ambiente.
Aspetti fisici dell'alterazione superficiale da agenti atmosferici
L'alterazione superficiale da agenti atmosferici, definita nel Paragrafo 15.2, viene qui
trattata come un fenomeno geochimico. Le rocce tendono ad alterarsi più rapidamente quando
vi sono sostanziali differenze nelle condizioni fisiche: l'alternarsi di congelamento e disgelo, di
periodi di umidità e periodi di grande siccità. Altri aspetti meccanici sono la dilatazione e la
contrazione dei minerali con l'idratazione e la disidratazione, come pure la crescita delle radici
attraverso le fessure della roccia. La temperatura è un altro fattore influente, poiché la velocità
dell'erosione chimica aumenta all'aumentare della temperatura.
Alterazione superficiale chimica
Come fenomeno chimico, l'alterazione superficiale chimica può essere vista come il risultato
della tendenza del sistema roccia/acqua/minerali a porsi in equilibrio. Ciò avviene attraverso i
soliti meccanismi chimici: dissoluzione/ precipitazione, reazioni acido-base, complessazioni,
idrolisi e ossido-riduzioni.
In aria secca l'alterazione superficiale avviene molto lentamente, l'acqua invece ne
aumenta la velocità di molti ordini di grandezza, per vari motivi: è una sostanza chimicamente
attiva nei processi di alterazione, contiene agenti erosivi in soluzione, che trasportati verso i siti
attivi dei minerali delle rocce entrano in contatto con le superfici dei minerali a livello molecolare
e ionico. Alcuni tra i più importanti agenti erosivi sono CO2 , O2 , acidi organici (tra cui gli acidi umici
e fulvici, vedi Paragrafo 3.13), acidi dello zolfo (SO2(aq), H2SO4) e acidi dell'azoto (HNO3,
HNO2). L'acqua fornisce ioni H+ che servono ai gas per formare gli acidi corrispondenti, come
mostrato di seguito:
CO2 +H2O ⇒ H+ + HC03─
(15.6.1)
SO2 +H2O ⇒ H+ +HSO3─
(15.6.2)
L'acqua piovana è praticamente priva di minerali in soluzione. Essa di solito è solo
leggermente acida, a causa della presenza di biossido di carbonio in soluzione, o più acida a
causa dei costituenti che danno origine alle piogge acide. Quale risultato della leggera acidità e
della mancanza di alcalinità e di sali di calcio in soluzione, l'acqua piovana è chimicamente
aggressiva (vedi Paragrafo 8.7) verso alcuni tipi di minerali che vengono frantumati con un
processo chiamato alterazione superficiale chimica. A causa di questo processo l'acqua dei
fiumi ha una più alta concentrazione di solidi inorganici disciolti rispetto all'acqua piovana.
I processi coinvolti nell'alterazione superficiale possono essere suddivisi nelle seguenti
principali categorie:
•
Idratazione/disidratazione, per esempio:
CaSO4(s) + 2H2O ⇒ CaSO4 .2H2O(s)
•
2Fe(OH)3 • xH2O(s) ⇒ Fe2O3 (s) + (3 + 2x)H2O
Dissoluzione, per esempio:
•
CaSO 4 •2H 2O(s)(acqua) ⇒ Ca 2+(aq) + SO 42-(aq) + 2H2O
Ossidazione, come avviene nella dissoluzione della pirite:
4FeS2(s)+15O2(g)+(8+2x)H2O ⇒ 2Fe2O3 + x H2O + 8 SO 42-(aq) + 16H+ (aq)
o nell'esempio in cui la dissoluzione di minerali di ferro(II) è seguita dall'ossidazione di
ferro(II) a ferro(III):
Fe2SiO4(s) + 4CO2(aq) + 4H2O ⇒ 2Fe2+ + 4HCO3– + H4SiO4
4Fe2+ + 8HCO3– + O2 (g) ⇒ 2Fe2O3 (s) + 8 CO2 + 4H2O
La seconda di queste due reazioni può avvenire in un sito alquanto distante rispetto alla
prima, con il risultato di avere un netto trasporto di ferro dalla sua posizione originale. Gli
elementi che maggiormente subiscono l'ossidazione come parte di un processo di
alterazione superficiale sono ferro, manganese e zolfo.
Dissoluzione con idrolisi, come avviene per l'idrolisi dello ione carbonato quando si
solubilizzano i minerali carbonati:
CaCO3(s) + H2O ⇒ Ca2+ (aq) + 2 HCO3– (aq) + OH – (aq)
L'idrolisi è il meccanismo principale attraverso il quale i silicati subiscono alterazione
superficiale, come mostra la seguente reazione della forsterite:
Mg2SiO4(s) + 4CO2 + 4H2O ⇒ 2Mg2+ +4HCO3– + H4SiO4
L'alterazione superficiale dei silicati porta a forme di silice solubile come specie quali H4SiO4
e minerali residui contenenti silice (minerali delle argille).
Idrolisi acida, responsabile della dissoluzione di quantità significative di CaCO3 e
CaCO3•MgCO3 in presenza di acqua ricca di CO2:
CaCO3(s) + H2O + CO2 (aq) ⇒ Ca2+ (aq) + 2 HCO3– (aq)
Complessazione, come mostrato dalla reazione dello ione ossalato, C2O42–, con la muscovite,
K2(Si6Al2)Al4O20(OH)4:
K2(Si6Al2)Al4O20(OH)4 (s)+ 6C2O42– (aq) + 20H+ ⇒ 6AlC2O4+ (aq) + 6Si(OH)4 + 2K+
Reazioni come queste determinano ampiamente il tipo e la concentrazione dei soluti nelle
acque di falda e di superficie. L'idrolisi acida è il processo principale che rilascia elementi come
Na+, K+ e Ca2+ dai minerali silicati.
15.7. ACQUA DI FALDA NELLA GEOSFERA
L'acqua di falda (Figura 15.6) è di per sé una risorsa estremamente importante che gioca un
ruolo cruciale nei processi geochimici, come la formazione dei minerali secondari. La natura, la
qualità e la mobilità dell'acqua di falda sono tutte fortemente dipendenti dalle formazioni
rocciose dalle quali l'acqua è trattenuta. Dal punto di vista fisico, una caratteristica importante
di tali formazioni è la loro porosità, che determina la percentuale del volume della roccia in
grado di contenere acqua. Una seconda caratteristica fisica è la permeabilità, che descrive
la facilità del flusso dell'acqua ad attraversare la roccia. Alta permeabilità è normalmente
associata ad alta porosità. Tuttavia le argille tendono ad avere bassa permeabilità perfino
quando una larga percentuale del loro volume è riempito d'acqua.
La maggior parte dell'acqua di falda ha origine dall'acqua meteorica delle precipitazioni, in
forma di pioggia o neve. Se l'acqua di questa origine non si perde per evaporazione,
traspirazione o per scorrimento, può permeare nel terreno. Iniziali quantità di acqua di
precipitazione sul terreno asciutto vengono trattenute molto strettamente sotto forma di film
sulla superficie o nei micropori delle particelle del suolo, in una zona di suolo umido. A livelli
intermedi le particelle del suolo sono ricoperte da un film di acqua, ma l'aria è ancora
presente nei fori più grandi. La zona in cui viene trattenuta tale acqua viene chiamata zona
non satura o zona di aerazione e l'acqua in essa presente viene chiamata acqua vadosa. A
maggiori profondità, in presenza di adeguate quantità di acqua, tutti gli spazi vuoti sono riempiti
formando una zona di saturazione, il cui livello più alto è la superficie freatica. L'acqua
presente in una zona di saturazione viene chiamata acqua di falda. A causa della sua tensione
superficiale, l'acqua viene trascinata al di sopra della superficie freatica per azione capillare in
una regione chiamata frangia capillare.
La superfìcie freatica è importante per spiegare e predire la portata dei pozzi e delle sorgenti
ed i livelli dei corsi d'acqua e dei laghi; essa è anche un fattore importante nel determinare il
grado in cui sostanze chimiche inquinanti e pericolose è probabile siano trasportate sotto terra
dall'acqua. La massa della superficie freatica può essere ottenuta osservando il livello di
equilibrio dell'acqua nei pozzi, che coincide con la parte superiore della zona di saturazione. La
superficie freatica non è piana ma tende a seguire i contorni della superficie topografica, e si
diversifica a seconda della permeabilità del suolo e della infiltrazione dell'acqua; essa si trova
ad un livello superficiale in vicinanza di acquitrini e frequentemente sulla superficie dove laghi
e corsi d'acqua si incontrano. Il livello in tali corpi d'acqua può essere mantenuto dalla
superficie freatica. Gli immissari o i bacini si trovano al di sopra della superficie freatica; essi
perdono l'acqua verso l'acquifero sottostante e causano un temporaneo innalzamento della
superficie freatica.
Il flusso dell'acqua di falda è un fattore importante sia nel determinare l'accessibilità
dell'acqua al fine del suo utilizzo, sia per il possibile trasporto degli inquinanti dai siti di scarico
sotterranei. Varie parti del corpo idrico della falda sono comunicanti, cosicché una variazione
della pressione in un punto tenderà a influenzare la pressione ed il livello in un altro punto. Ad
esempio, l'infiltrazione di una pioggia abbondante e localizzata può influenzare la superficie
freatica in un punto lontano dalla infiltrazione stessa. Il flusso dell'acqua di falda è il risultato
della tendenza naturale della superficie freatica a raggiungere livelli uniformi per azione della
gravità.
Il flusso dell'acqua di falda è fortemente influenzato dalla permeabilità della roccia. Una
roccia porosa o molto fratturata è piuttosto permeabile; ciò significa che l'acqua può migrare
attraverso cavità, fessure e pori di tali rocce. Poiché l'acqua può essere estratta da una tale
formazione, essa viene chiamata un acquifero. Invece una roccia porosa che trattiene
l'acqua (aquiclude) è una formazione di roccia troppo impermeabile o non fratturata per
produrre acqua di falda. Una roccia impermeabile nella zona non satura può trattenere l'acqua
che permea dalla superficie producendo una superficie piezometrica di falda sospesa che è
al di sopra della superficie freatica principale e da cui l'acqua può essere estratta. Comunque
la quantità di acqua che può essere estratta da una tale formazione è limitata e l'acqua è
soggetta a contaminazione.
I pozzi d'acqua
La maggior parte dell'acqua di falda è utilizzata come acqua di pozzi ottenuti perforando la
zona di saturazione. L'uso ed il cattivo impiego dell'acqua derivante da questa sorgente hanno
diverse implicazioni ambientali. Negli Stati Uniti circa i due terzi dell'acqua di falda estratta
vengono consumati per l'irrigazione; minori quantità sono utilizzate per applicazioni industriali e
comunali.
Quando l'acqua viene estratta la superficie freatica nelle vicinanze del pozzo si abbassa e
questo abbassamento piezometrico crea una zona di depressione. In casi estremi l'acqua
di falda viene esaurita ed il livello superficiale della regione può perfino abbassarsi (questa è
una ragione per la quale Venezia e l'Italia sono ora molto vulnerabili alle inondazioni). Un
grosso abbassamento piezometrico può portare ad infiltrazione di inquinanti da sorgenti quali
pozzi neri, discariche municipali e scarichi pericolosi. Quando ferro(II) solubile o
manganese(II) sono presenti nell'acqua di falda, l'esposizione all'aria della parete del pozzo
può portare alla formazione di depositi di ossidi insolubili di ferro(III) e di ossidi di
manganese(IV), prodotti da processi catalizzati dai batteri:
4Fe2+ (aq) + O2(aq) + 10H 2 O ⇒ 4Fe(OH) 3 (s) + 8H +
2Mn2+
(aq) + O2(aq) + (2x +2)H2O ⇒ 2MnO2 • xH2O(s) +
4H+
(15.7.1)
(15.7.2)
I depositi di ferro(III) e di manganese(IV) che derivano dai processi sopra riportati coprono
le superfìci da cui l'acqua fluisce all'interno del pozzo, formando uno strato relativamente
impermeabile all'acqua. I depositi riempiono gli spazi che l'acqua deve attraversare per
entrare nel pozzo e possono seriamente impedire il flusso dell'acqua dall'acquifero
all'interno del pozzo. Ciò crea i principali problemi alla sorgente di acqua per i comuni che
utilizzano l'acqua di falda per l'approvvigionamento idrico. Per risolvere questo problema,
possono essere necessari la pulizia chimica e meccanica, la trivellazione di nuovi pozzi o
perfino l'acquisizione di nuove sorgenti d'acqua.
FIGURE
Il ciclo delle rocce
Argilla a due strati: struttura
Struttura del suolo
Profilo del suolo
Trasporto attraverso le piante
L’acqua nel sottosuolo
