Appunti di chimica del suolo

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 Õ  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.

L’adsorbimento

Gli ioni essenziali sono le forme delle molecole più leggere presenti nella parte alta della tavola periodica.
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 mm 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.

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.
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 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 .

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.

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.

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
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

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.
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.

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.