Definizione di suolo: Chimico è sistema eterogeneo nel quale coesistono fasi solide diverse, una fase liquida ed una fase aeriforme Geologo è formazione naturale di superficie derivata dalla disgregazione fisica, dalla decomposizione chimica e biologica della roccia madre e dai residui animali e vegetali che formano la lettiera Agronomo è substrato naturale sul quale compiono il loro ciclo quasi tutte le piante superiori Fisiologo vegetale è fonte primaria dalla quale la pianta assume la maggior parte degli elementi nutritivi Microbiologo è sede naturale nella quale si completano cicli fondamentali come quelli dell'N, C e P Utilizzazioni del suolo: Campo naturalistico: Per ricostruire l'evoluzione del paesaggio; Ricerca archeologica; Serbatoio genetico Campo applicativo economico ingegneristico: Utilizzazione agraria e forestale; Programmazione territoriale; Sistema depurante; Cave; Ingegneria naturalistica; Zonazione viticola Carta europea dei suoli (1972): Permette la vita dei vegetali, animali e dell'uomo sulla superfice terrestre; È risorsa limitata che si distrugge facilmente; Le politiche di pianificazione del territorio devono essere concepite in funzione delle proprietà del suolo e dei bisogni della società odierna e di domani Applicare metodi che preservino le qualità del suolo; Devono essere protetti dall'erosione; Devono essere protetti dall'inquinamento; Ogni impianto urbano deve esercitare il minimo di ripercussioni dannose sulle zone circostanti; Si devono valutare le ripercussioni sulle terre circostanti e prevedere soluzioni adeguate; Indispensabile compilare un inventario delle risorse del suolo Aumento degli sforzi di ricerca scentifica e un'adeguata collaborazione interdisciplinare Protezione dei suoli deve essere di pubblico dominio Governi e autorità amministrative devono pianificare e gestire razionalmente le risorse del suolo I componenti del suolo Il processo attraverso cui le rocce e i residui vegetali vengono gradualmente trasformati in terreno è detto processo pedogenetico. Il terreno è composto da: 45% sostanze minerali (fase solida); 5% sostanze organiche (fase solida); 50% volumi vuoti (fase liquida e gassosa) Fase solida è tessitura = frazioni minerali che sono costituite da particelle aventi diametro diverso (aspetto fisico-meccanico): Scheletro (diametro > 2mm); Terra fine (diametro < 2mm): Sabbia grossa (2-0.2mm) Sabbia fine (0.2-0.02mm) Limo (0.02-0.002mm) Argilla (< 0.002mm) Fase gassosa è abbiamo: Processi di diffusione = ogni molecola effettua dei movimenti casuali che conducono ad una situazione di equilibrio in funzione della pressione. I potenziali della componente gassosa sono in funzione dello spazio effettivo dei pori e della loro tortuosità Processo di flusso di massa = azione intermittente in funzione della pressione atmosferica, del gradiente di temperatura, dei cambiamenti di umidità e dell'azione del vento di superficie Pedosfera è si forma solo dove è pèresente una interazione dinamica fra atmosfera, biosfera, litosfera e idrosfera. Il suolo è la base della vita negli ecosistemi terrestri e ha effetti diretti sul bilancio energetico, lo scambio di acqua, il ciclo dei nutrienti e la produttività dell'ecosistema. Caratteri morfologici del suolo PED = unità elementare (+ ped = suolo); PEDON = volume più piccolo della pedosfera (area minima per descrizione e campionatura); POLIPEDON = gruppo di pedon contigui e simili limitati da non suolo o da pedon con caratteristiche diverse PROFILO = sezione verticale del suolo ORIZZONTE = strato del profilo parallelo alla superficie in cui si evidenziano i processi pedogenetici: Orizzonte O: molta sostanza organica (lettiera o torba più o meno compatta) e poca frazione minerale; si può trovare al di sopra di un suolo minerale oppure può essere sepolto Orizzonte A: accumulo di sostanza organica umificata e intimamente unita alla frazione minerale; orizzonti minerali formatesi in superficie o al di sotto o.O Orizzonte E: più chiaro e grossolano di o.B. (sottostante) e più povero in humus rispetto o.A. e o.O sovrastanti Orizzonte B: si trovano sotto o. O, A, E; presentano obliterazione della struttura della roccia madre originaria e hanno caratteristiche quali evidenze di rimozione di vcarbonati, concetrazione sesquiossidi, fragilità... Orizzonti C: poco influenzati dei processi pedogenetici ma non sono costituiti da roccia dura Equazione di Jenny S = f(cl,r,t,o,u,p) dove: cl = clima/ambiente r = rilievo t = tempo o = entità biotiche u = uomo p = matrice litologica Clima: Deserto polare e tundra (inceptisuoli) = umidità e i valori di temperatura diminuiscono procedendo verso nord; i processi di alterazione delle roccie e di decomposizione della sostanza organica sono rallentati; la scarsa piovosità (deserto polare) o la formazione di strati ghiacciati (permafrost) inibiscono la lisciviazione dei costituenti mobili. Taiga e steppa (spodosuoli - alfiosuoli - mollisuoli) = l'umidità elevata favorisce una intensa lisciviazione; i valori della temperatura relativamente bassi fanno diminuire la velocità dei processi di decomposizione della s.o. Semideserto, deserto e savana (aridosuoli) = i valori elevati di temperatura favoriscono l'alterazione delle roccie, ma la scarsa umidità inibisce lo sviluppo della vegetazione, l'accumulo della s.o. e la lisciviazione dei costituenti mobili Foresta tropicale (ultisuoli - oxisuoli) = l'umidità e i valori della temperatura elevati inducono una rapida alterazione della roccia e un'intensa lisciviazione dei costituenti mobili Rilievo: Tempo: Sequenza pedogenetica evolutiva di materiali limosi alcalini e di sabbie acide, sotto l'influenza di differetni fattori ambientali e stazionali è regosol: Stazioni asciutte e sopraelevate Podzol è formazione placic podzol Cambisol è lisciviazione ed acidificazione è luvisol Depressioni umide Podzoluvisol è idrolisi e gieyzzazione è pianosol Gleysol è si copre orizzonte histico Entità biotiche: Uomo: Matrice litologica Azioni favorevoli Somministrazione di concimi minerali Accumulo conchiglie e ossa Accumulo localizzato di ceneri con gli incendi e di foreste e praterie Rimozione di quantità eccessive di sale Azioni dannose Rimozione con il raccolto di quantità di elementi nutritivi superiori a quelle reintegrate Somministrazione di materiali in quantità tossica per le piante e animali Alterazione dei costituenti del suolo con conseguente diminuzione della produttività Clima Azioni favorevoli Irrigazione Liberazione di anidride carbonica per attività industriali con incremento della temperatura atmosferica Riscaldamento dell'aria in prossimità del suolo Riscaldamento della superficie del suolo Rimozione dell'acqua i eccesso con drenaggio Deviazione del vento Azioni dannose Rimozione della copertura vegetale Esposizione del suolo a maggiore insolazione e pericolo dell'azione del gelo, del vento, della compattazione Formazione dello smog Entità biotiche Azioni favorevoli Introduzione e controllo di speci vegetali ed animali Somministrazione al terreno di s.o. direttamente o indirettamente a mezzo di entità biotiche Aratura con conseguente soffici e aereazione del suolo Pratica del maggese Rimozioni di organismi patogeni Controllo degli incendi Azioni dannose Rimozione di piante e animali Riduzione del contenuto della s.o. con incendi, aratura, pascolo, raccolto, incremento dei fenomeni ox,lisciviazione Aggiunta o mancato controllo di organismi patogeni Aggiunta di sostanze radioattive Rilievo Azioni favorevoli Controllo dei fenomeni erosivi a mezzo di opere ingegneristiche Innalzamento del livello terreno con accumulo di materiali Livellamento delle superfici Azioni dannose Accelerazione dei fenomeni erosivi Opere di drenaggio e attività minerarie con sprofondamenti conseguenti Opere di scavo Tempo Azioni favorevoli Ringiovanimento del suolo con aggiunta di materiale roccioso o con esposizione localizzata della matrice litologica in conseguenza di fenomeni erosivi Bonifica di territori sommersi Azioni dannose Accelerazione della rimozione di elementi nutritivi e degradazione del suolo Seppellimento del suolo sotto copertura solida o acqua Matrice litologica: Dalle roccie (situazione ad alta entalpia) è irragiamento solare; ghiacciai; acqua; vento; entità biotiche è suolo (situazione a bassa entalpia). Il suolo si divide in: Fase liquida; Fase aereiforme; Fase solida: Costituenti organici: Composti non umici Carboidrati; AA e proteine; Lipidi; Acidi nucleici; Lignine; Cere, resine,... Composti umici: Colloidi amorfi; Polidispersi; Composizione chimica non definita; Colore scuro; Dimensioni molecolari rilevanti Costituenti inorganici è abbiamo particelle con diverse dimensioni, suddivisi in sabbia, limo e argilla; queste 3 frazioni costituiscono i minerali che possono essere suddivisi in amorfi o cristallini; altra suddivisione è in Non silicati (carbonati, fosfati, solfati, solfuri, alogenuri); Silicati (nesosilicati, sorosilicati, ciclosilicati, inesplicati, tectosilicati e filosilicati); tra i filosilicati troviamo caoliniti, pirofillite (talco), montmorillonite (smectite), vermiculiti, miche (illiti), cloriti, argille del suolo Minerali: i processi di formazione del suolo sono reazioni di trasfromazione dei materiali litici (minerali e rocce) esposti all'azione di agenti atmosferici e bilogici. È quindi importante conoscere la composizione della litosfera Minerali = sostanze inorganiche presenti nella litosfera, caratterizzate da: Composizione chimica costante o variabile entro limiti ristretti; Proprietà fisiche specifiche; Struttura cristallina peculiare con disposizione ordinata, trimensionale di atomi, ioni o molecole In base all'epoca di formazione troviamo: Minerali primari è si formano durante la solidificazione delle masse magmatiche fuse; Minerali secondai è originatesi per cristallizzazione successiva a processi di alterazione Da punto di vista chimico si possono suddividere in: Silicati è silicio e ossigeno prevalenti Non silicati è ossidi, carbonati, fosfati, solfati, solfuri La struttura cristallina dei minerali è i minerali sono organizzati in strutture ioniche: ciascun catione è circondato e legato da ioni di carica opposta (anioni); il numero di anioni che può circondare e legare un dato catione è definito numero di coordinazione e dipende dal rapporto dei raggi ionici considerati. Il semplice modello ionico deve essere considerato solo approssimativo; gli atomi presenti nelle entità cristalline sono infatti solo in parte ionizzati ed alcuni elettroni sono condivisi per formare legami parzialmente covalenti. Sostituzione isomorfa = cationi possono sostituirsi reciprocamente nella struttura delle entità crostalline se: hanno un raggio ionico simile La carica ionica differisce al massimo per una unità di valenza Resta inalterata la morfologia della struttura Silicati: presentano un impacchettametno compatto esagonale; gli spazi triangolari individuabili tra le sfere possono essere di tipo A (punta verso il basso; tetraerdici) o B (punta verso l'alto; ottaedrici) perché anioni che li definiscono vengono a trovarsi ai vertici di un tetraedro o di un ottaedro. La sistemazione nello spazio di 4 o 6 unità sferiche do O o OH (di raggio uguale) renderebbe possibile per il tetraedro, l'inserimento di una sfera di raggio 0.225R e per l'ottaedro di una sfera di raggio pari a 0.414. In generale il catione Si presenta una coordinazione tetraedrica (4 O) mentre gli ioni Fe e Mg hanno coordinazione ottaedrica. Lo ione Al è di solito in coordinazione ottaedrica con 6 O ma può essere in coordinazione tetraedrica (il catione può essumere ambe due le coordinazioni a seconda delle condizioni di cristallizzazione). Risultano più stabili le organizzazioni strutturali in cui gli ioni si trovano fra loro alla minima distanza possibile, raggiungendo i valori più bassi di energia potenziale. Per il principio di valenza elettrostatica di Pauling, nelle strutture cristalline la carica del catione compensa parzialmente la carica degli anioni coordinati. Classificazione: Nesosilicati è olivine (i meno stabili) e zircone (i più stabili) Sorosilicati è ghelenite Ciclosilicati è berilio e tormalina Inesplicati è pirosseni (augite, iperstene) e anfiboli (orneblenda) Filosilicati: Pirofillite e muscovite (mica diottaedrica) è filosilicati diottaedrici perché i cationi trivalenti occupano i 2/3 delle psizioni ottaedriche disponibili; struttura tipica gibsite Al2(OH)6 Talco e biotite (miche triottaedriche) è filosilicati triottaedrici perché i cationi bivalenti occupano tutti i centri ottaedri; struttura tipica della brucite Mg3(OH)6 Tectosilicati è quarzo, feldspati, zeoliti,... Non silicati: si dividono in: Carbonati è CaCO3 cristallizza come calcite (r.i. <> Ca); i cationi con r.i. inferiore a quello del calcio danno luogo a carbonati con struttura tipo calcite, mentre quelli con r.i. superiore formano carbonati con struttura tipo aragonite Fosfati; Solfati; Solfuri; Alogenuri; Ossidi Le rocce: Presenza di minerali dello stesso tipo o di tipo diverso e si formano in differenti ambienti geologici. Troviamo: Roccie ignee o magmatiche Intrusive derivate dal consolidamento di una massa silicica fusa (magma) in condizioni profonde, caratterizzate da una struttura granulare olocristallina Effusive derivate dal consolidamento della lava (magma in superficie)in condizione di pressione bassa con degasazione e raffreddamento rapido caratterizzate da una massa di fondo cristallina o vetrosa Roccie sedimentarie Clastiche = alterazione meccanica delle rocce preesistenti Residuali = alterazione chimica delle rocce presenti Chimiche = precipitazione di sali da soluzioni sovrasature Organiche = accumul di apparati scheletrii minralizzati di organismi animali e vegetali Piroclastiche = accumulo prodotti piroclastici, eruttati durante manifestazioni vulcaniche esplosive Roccie metamorfiche, derivate da roccie sedimentarie e magmatiche soggette a condizioni di presisone e temperatura tali per cui le originarie fasi mineralogiche non più in equilibrio vengono trasformate in nuove fasi. Elevata pressione agisce nel metamorfismo regionale producendo strutture scistose; elevata temperatura agisce sul metamorfismo di contatto provocando ricreistallizzazione con aumento della taglia dei cristalli e comparsa di nuove fasi mineralogiche tipiche Stabilità dei minerali: Stabilità crescente è ferromagnsiaci è olivina - iperstene - augite - orneblenda - biotite - muscovite - quarzo è non ferromagnetici è anorite - albite - ortoclasio - muscovite - quarzo I prodotti finali dell'alterazione sono rappresentati dai composti che presentano la massima stabilità alle condizioni esistenti in superficie. L'ordine di decomposizione riflette la differenza tra condizioni esistenti nella zona di alterazione e quelle che caratterizzano la separazione iniziale dei minerali in senso alla massa magmatica. Quanto è maggiore la differenza fra le condizioni fisico-chimiche alle quale i cristalli si sono formati e quelle che si instaurano nella zona di alterazione superficiale, tanto minore sarà la loro stabilità. Un progressivo aumento di atomi di ossigeno condivisi fra i tetraedri di silicio adiacenti porta alla formazione di minerali sempre più resistenti all'alterazione. La maggior parte dei legami sono di tipo ionico. Nei silicati le unità tetraedriche (possono avere gradi diversi di sostituzione isomorfa) risultano legate assieme da condivisione di atomo di ossigeno e da cationi diversi; tali cationi vengono considerati unità non strutturali e costituiscono i punti di maggiore debolezza nel cristallo. Risultano più resistenti all'alterazione i legami formati con maggiore dispendio energetico (i legami Si-O sono pi solidi dei legami Al-O). la stabilità di ogni materiale all'alterazione risulta, in definitiva, funzione della specifica composizione, della struttura e dell'energia totale di tutti i legami presenti. Altri fattori che influenzano la stabilità dei silicati sono: Cationi a basso potenziale ionico che tendono ad essere portati in soluzione; Presenza di Fe II che si ossida a 3+ e favorisce l'abbandono di qualche catione per ristabilire la neutralità elettrica I processi di alterazione delle rocce: La disgregazione fisica produce frammenti di dimensioni molto varie che possono essere aggregati cristallini, singoli cristalli o loro parti. L'alterazione o decomposizione chimica porta alla formazione di prodotti che hanno composizione chimica e mineralogica almeno in parte diversa da quella della roccia madre. Disgregazione fisica ed alterazione chimica (wethering) agiscono insime. Disgregazione delle rocce (processi fisici): Azione dell'energia raggiante solare (azione termoclastica) Azione dell'acqua (ghiacciai, azione di trasporto,..) La cristallizzazione (di sali da soluzioni saline sature) L'azione del vento (deflazione, corrosione) Le attività biotiche (pressioni esercitate dalle radici di piante arboree, sviluppo licheni e muschi su superficie rocce) L'azione delle scariche elettriche (vetrificazioni superficiali o frantumazioni per riscaldamento) Decomposizione delle rocce (processi chimici) Idratazione e disidratazione (addizione o rimozione di molecole di acqua da un minerale) Idrolisi (in soluzione acquose di elettroliti, reazioni di anioni o cationi con l'acqua che producono basi o acidi deboli) Ossidazioni Chelazione (consente a legami pulimentati di occupare due o più posizioni nella sfera di coordinazione di un catione metallico con formazione di strutture ad anello più o meno stabile) Scambio ionico (scambio di ioni fra metalli e soluzioni acquose circolanti) Solubilizzazione (porta in soluzione sali solubili presenti in rocce sedimentarie e in depositi evaporitici)ù Disgregazione fisica delle rocce: Azione termoclastica è oscillazioni rapide e cicliche di temperatura in seguito all'alternarsi dell'insolazione diurna e del raffreddamento notturno: variazione di volume della massa rocciosa; nel terreno la temperatura rimane costante da un minimo di pochi metri ad un massimo di 30m Fase disgregazione più comune (in rocce a composizione omogenea) = blocchi o scaglie Altra forma è quella granulare che si produce in rocce a struttura granulare Azione piroclastica è agisce in superficie e per spessori 10-50 cm (eccetto permafrost che può essere gelato per decine di metri). Sono sensibili tutte le rocce permeabili; argille, marne,....possono assumere acqua nel reticolo cristallino Alterazione chimica delle rocce: Idratazione e disidratazione Anidrite (CaSO4) + acqua è CaSO4H2O (gesso) è aumento di volume (+30%) e costituisce causa di disgregazione fisica Ematite (Fe2O3) + acqua è 2FeOOH (goetite) è gli ossidi di ferro in condizioni anidre sono rossastri per la presenza di ematite, mentre in condizioni idrate sono gialli per la presenza digoethite e limonite Idrolisi = processo di maggiore rilevanza nella decomposizione delle rocce Ossidazione = reazione esotermica che si produce spontaneamente al di sopra della zona di saturazione idrica permanete, mentre al di sotto prevalgono reazioni riducenti; l'ossidazione del ferro è il principale processo di alterazione di quelle entità mineralogiche in cui il ferro ferroso è parte integrante dell'organizzazione strutturale Chelazione = reazione di equilibrio che consente a leganti pulimentati di occupare due o più posizioni della sfera di coordinazione di un catione metallico con formazione di una struttura ad anello più o meno stabile; agenti organici chelanti vengono secreti dalle radici metabolicamente attive Scambio ionico = alterazione provocata da scambio di ioni fra minerali e soluzioni acquose; porta in soluzione sali solubili (NaCl, CaCO3,...)presenti in molte rocce sedimentarie e in depositi evaporitici (come nella carbonatazione = l'acido carbonico che si forma dalla carbonatazione in senso stretto accresce il potere solvente nei confronti della silice che si fissa a pH acidi) I prodotti dell'alterazione: La mobilità degli ioni è metalli alcalini e alcalino-terrosi hanno elevata solubilità e sono allontanati per primi dall'ambiente di alterazione. La solubilità degli ioni viene influenzata dal pH della soluzione stessa: Comportamento anfotero dell'Al che non è solubile negli intervalli di pH più comuni nel suolo Si aumenta solubilità a pH basici Comportamento Fe e Mn è diverso a seconda dello stato di ossidazione del catione; a pH acido si trovano in forma bivalente solubile, stabile anche se le condizioni divengono ossidanti. Il potenziale redox del Mn è più alto e quindi resta in soluzione più a lungo del Fe Potenziale ionico è P.I. = Z/R è dove Z = crica ione positivo; R = raggio ionico P.I. < 3.0 = ioni capaci di circondarsi di molecole di acqua non distorte, risultano solubili e facilmente lisciviabili, formano sali solubili con anioni in soluzione; P.I. 3.0 - 9.5 = ioni che attragano talmente l'atomo di O di ciascuna molecola di acqua da indebolire il legame covalente O:H e provocare depronotazione; precipitano come idrossidi insolubili e restano nell'ambiente P.I. > 9.5 = inducono depronotazione completa della molecola di acqua; formano con l'ossigeno ossanioni solubili La composizione chimica delle acque superficiali Il potenziale ionico descrive bene la mobilità degli ioni nel processo globale di alterazione delle rocce con formazione di sedimenti, ma è inadeguato a chiarire il comportamento dei costituenti ionici del suolo. Ordine di mobilità degli ioni è Ca > Na > Mg > K > Si > Fe > Al Poiché: Diversa velocità di alterazione dei minerali Immobilizzazione di alcuni ioni (K e Mg) nella struttura cristallina dei minerali argillosi Scambio ionico Assorbimento selettivo operato dalle piante I minerali argillosi: Struttura analoga ai filosilicati; classificati in: Struttura dimorfica 1:1 (caolinite) Struttura trimorfica 2:1 (illite; smectite; montmorilloite; vermiculite) Struttura tetramorfica 2:1:1 (cloriti) Gruppo dei minerali argillosi a nastro (sepiolite) Allofani e monolite Si differenziano dai filosilicati per n° e ordine di successione dei fogli tetraedrici e ottaedrici Tipo legame fra strati e specie di cationi presenti negli spazi Valore della spaziatura basale Carica di strato determinata dalle sostituzioni isomorfe elettrovalenti Morfologia Genesi dei minerali argillosi: Molti sono i fattori, ma il più importante è il clima: Zone a clima temperato è minerali dell'argilla si formano per demolizione parziale dei minerali silicati; Zone a clima tropicale è minerali primari vengono demoliti profondamente e la sintesi ex novo dei minerali argillosi avviene per nucleazione. La genesi delle argille può attuarsi attraverso: Parziale trasformazione costituenti roccia madre (climi temperati) per Alterazione delle miche = asportazione K dal reticolo cristallino; muscovite e biotite (miche; filosilicati primari) per demolizione originano illite e vermiculite. La trasformazione avviene per lisciviazione del K. La vermiculite in presenza idrati Fe, Al e Mg va in contro a cloritizzazione (vermiculite cloritizzata). Si ha debole desilicizzazione e formazione di isole brucitiche tra pacchetti strutturali dovuti alla polimerizzazione delle molecole e degli idrossidi. Se strato brucitico è continuo la cloritizzazione è completa e si forma la clorite. Alterazione feldspati = loro demolizione necessita di tempi lunghi, forte idrolisi e intensa lisciviazione (zone tropicali). L'H sostituisce i metalli alcalini e alcalino-terrosi, le basi vengono lisciviate, desilicizzazione intermedia; i prodotti dell'alterazione si arricchiscono in Al (da coordinazione 4 a 6) Totale trasformazione costituenti roccia madre Nucleazione = disposizione ordinata molecole di gibsite (come basi)sulle superfici laminari, cariche negative, di alcuni minerali presenti (nuclei) con formazione di una lamina gibsitica Silicizzazione = la lamina gibsitica neutralizza la carica superficiale elettronegativa del nucleo e richiama a se idrossido di Si che forma una lamina tetraedrica continua Miticizzazione secondaria = l'aggiunta della lamina tetraedrica e sostituzioni isomorfe attenuano o annullano la carica elettropositiva dei nuovi alluminosilicati con incuneazione di altro idrossido di silicio e formazione di uno strato tetraedrico secondario che completa la fomrazione del minerale argilloso In condizioni di elevata piovosità si verifica la disgregazione totale dei minerali primari con liberazione ossido di Si, Al e Fe e cationi in diversi stati di idratazione. Il processo dipende anche dalla temperatura, dal pH e dalla roccia madre. Idrolisi neutra (desilicizzazione intensa) è avviene nei climi tropicali caldi umidi (temperature elevate e forte piovosità); idrolisi è rapida, lisciviazione è forte, il pH neutro. Idrolisi acida è in climi freddi e umidi con piovosità intensa e concentrazione in due periodi dell'anno. L'idrolisi è forte ma lenta e la lisciviazione delle basi è continua (acidificazione del profilo) Idrolisi basica è in climi temperati caratterizzati dall'alternanza stagioni secche e umide. L'idrolisi non è spinta e la silice e gli ossidi idrati di Fa e Al restano in loco e formano complessi colloidali, disperdendosi nel periodo piovoso e disidratandosi in quello secco Ossidi ed idrossidi: Durante il processo di alterazione chimica, gli elementi presenti nei minerali primari sono liberati in fomra solubile o in presenza di composti organici, come complessi. Diversamente da Ca, Mg, K e Na (allontanati dall'ambient edi pedogenesi in soluzione), il Fe, Al, Mn e Si evolvono verso forme insolubili, amorfe o cristalline, che ne limitano le perdite per lisciviazione. Fe è precipitazione può avvenire o per aumento di pi o per forte ossigenazione del mezzo; processi ciclici di essiccazione e inumidimento sono sufficenti a provocare la precipitazione del Fe e successiva evoluzione verso le forme cristalline. Gli idrossidi amorfi che precipitano tendono a perdere acqua e trasformarsi in geothite Mn è forma bivalente è stabile fino a pH 7.5-8 mentre a pH > si formano idrossidi contenenti il Mn agli stati di ox 2 e 4. Ox e idrox di Mn si presentano nel suolo sotto forma di patine (laccature) e di noduli o concrezioni nero bluastro Al(OH)3 è precipita sotto forma di gel colloidale e si polimerizza rapidamente. La forma cristallina (ambiente caldo-umido) prende il nome di gibbsite; è molto stabile nell'intervallo di pH che normalmente si osserva nel suolo Ox e idrox sono costituenti del suolo presenti in forme cristalline diverse, come particelle discrete o fissate sulle superfici di altre entità mineralogiche I processi pedogenetici Elevazione è movimento di materiali fuori da una parte del profilo Illuminazione è movimento di materiali entro una parte del profilo Lisciviazione è dilavamento di materiali solubili dal sistema suolo Arricchimento è arrivo di materiali al sistema suolo Erosione è rimozione di materiali dalla superficie suolo Accumulo è aggiunta di materiali sulla superficie del suolo per azione dell'acqua, d'aria o dell'uomo Decalcificazione è rimozione dei carbonati da uno o più orizzonti di suolo Calcificazione è accumulo carbonato di calcio in livelli o in moduli alla base del profilo o in altri orizzonti di suolo Salinizzazione è accumulo sali solubili (solfati e cloruri di Ca, Mg, Na e K) in orizzonti del suolo Desalinizzazione è rimozione di sali solubili dagli orizzonti del suolo Alcalizzazione è accumulo di Na Delcalizzazione è lisciviazione ioni Na da un orizzonte illuviale con Na di scambio Lisciviazione dell'argilla è migrazione meccanica di piccole particelle di suolo dagli orizzonti superficiali a quelli più profondi con relativo arricchimento di argilla Perturbazione è mescolamento per azione biologica e fisica di materiali di suolo con vari gradi di omogeneizzazione Podzolizzazione è migrazione chimica di Al e Fe con o senza materia organica con il risultato di una concentrazione di Si nello strato illuviato; avviene in zone montane con alta piovosità annua e una temperatura media di 4-5°C. la roccia madre per idrolisi forma idrossido di Si e idrossido di Fa e Al; l'idrossido di Si si concentra come ossido di Si (o quarzo), mentre l'idrossido di Fe e Al a pH acido si trasformano in fulvati o proliferati di Fa e Al. Questi possono derivare anche da una trasformazione chimica degli acidi fulvici o polifenolici derivanti a loro volta dall'umificazione dei residui vegetali. Passando da pH acido a pH subentro i polifulvati o proliferati di Fe e Al possono ritornare a ossido o idrossido di Fe e Al (ematite e gibbsite) oppure trasformasi in acidi fulvici (fulvati insolubili) Desilicizazione è migrazione della Si fuori dal suolo con concentrazione di sesquiossidi con o senza formazione di croste di Fe e concrezioni; avviene in zone tropicali (alta piovosità e temperatura elevata). Nell'orizzonte a pH subentro abbiamo l'idrolisi della roccia madre con formazione di idrossido di Fe e Al e idrossido di Si. L'idrossido di Fe e Al forma ematite e gibsite, mentre l'idrossido di si forma dei silicati solubili, che derivano anche dalle ceneri derivanti a loro volta dalla mineralizzazione dei residui vegetali. Questi silicati solubili reagiscono con l'ossido di Si e trasformarsi in basi che vengono assorbite dalle radici delle piante. Decomposizione è rottura di materiali organici e minerali Sintesi è formazione di nuove particelle minerali Melanizzazione è inscurimento di minerali chiari per aggiunta di materia organica Decolorazione è schiarimento degli orizzonti per scomparsa della materia organica o per trasformazione in composti più chiari o per rimozione Latterimento è accumulo sulla superficie del suolo di lettiera e sostanze umiche associate per almeno 30cm Umificazione è trasformazione di materia organica grezza in humus Impaludamento è processi geogenetici o pedogenetici che provocano deposizione e l'accumulo di materia organica Maturazione è cambiamenti chimici, biologici e fisici dei suoli organici per penetrazione di aria in ambiente asfittico Mineralizzazione è liberazione di solidi ossidati per decomposizione di materia organica Brunificazione è liberazione di Fe dai minerali primari e dispersione di ossidi di Fe in quantità crescenti, loro progressiva ossidazione o idratazione che danno alla massa del suolo un colore bruno-rossastro; caratteristico di climi con elevate temperature e bassa piovosità in estate intervallate con inverni miti ma molto piovosi (italia meridionale). Nell'orizzonte a dalla roccia madre per idrolisi si formano idrossido di Fe e di Si che fomano dei complessi Fe-Si durante il periodo invernale piovoso; nel periodo estivo secco questi complessi si trasformano in ematite. Gleizzazione è riduzione del Fe in condizioni di riduzioni e intasamento idrico del suolo con fomrazione di colori grigiastri e bluastri della matrice; si manifesta in presenza di elevata quantità di acqua nel suolo (idromorfia = suoli gley). L'acqua induce il cambiamento delle condizioni del suolo da ossidativa a riduttiva. Modifica la microflora così la s.o. non viene ne mineralizzata ne umificata ma accumulata (origina le torbe) Allentamento èincremento in volume dei vuoti per azione delle piante, degli animali e dell'uomo o per congelamento e scioglimento o per altri processi fisici e per lisciviazione Indurimento è diminuzione in volume dei vuoti per collasso e compattazione e per riempimento dei vuoti con terra fine, carbonati, silice e altri materiali Terre nere è formazione mollisuoli. Ciclo del carbonio: I costituenti della s.o. Residui organici è tessuti animali e vegetali non decomposti e loro prodotti di parziale decomposizione Determinazione CSC è si tratta il suolo con una soluzione di cloruro di bario tamponata a pH 8,1 che consente di determinare con la stessa estrazione anche l'acidità di scambio. Successivamente il Ba-suolo viene trattato con una soluzione di solfato di Mg e nella soluzione si determina il Mg residuo e per differenza si ottiene il Mg che ha spostato il Ba e che eguaglia la CSC. La CSC è una proprietà del suolo che dipende dalla fisionomia chimica del suolo e dalle complesse interazioni che si stabiliscono tra i reagenti utilizzati per l'estrazione e i costituenti del suolo Determinazione delle basi di scambio è si opera sulla soluzione ottenuta durante la determinazione CSC; Ca e Mg si dosano per spettrofotometria; Na e K per spettrofotometrie ad emissione. NB = suoli conteneti sali solubili > 2meq/100g deve essere effetuata una correzione in quanto i sali solubili sono presenti nella soluzione assieme alle basi di scambio Determinazione dell'acidità è dipende dal complesso di scambio di ioni H e Al; dosata spostando gli ioni per trattamento con soluzione salina e titolando l'acidità passata in soluzione: se usiamo un sale idrolizzabile il passaggio in soluzione di ioni H è max (perché formano molecole dissociate con l'anione del sale) è acidità complessiva, di norma superiore all'acidità di scambio (si ottiene con soluzioni neutre non tamponate; passaggio in soluziuone ioni H bloccato da ioni H che permangono dissociati in soluzioine). Ac. Complessiva = suoli insaturi che mostrano un pH in KCl < 6,5 è 10 mL precendente soluzione si versano in beuta da 250 mL + 50mL acqua + alcune goccie indicatore è si titola con Hcl 0,005N (colorazione rosa); seconda titolazione su 10mL di cloruro di bario a pH 8,1 Ac. Scambio = se si vuole determinare anche l'Al si esegue l'estrazione con un sale neutro non tamponato è 5g campione + 20mL Kcl 1N + agitare 4' + centrifugazione e si raccoglie liquido in beuta 250mL è si ripete l'operazione per 2 volte. Titolazione ac. Scambio = liquido + 2 goccie fenolftaleina è titolati con NaOH 0,05N Titolazione Al = liquido precedente titolazione + 10mL fluoruro sodico 1N è titola con Hcl 0,5N Selettività reazioni di scambio CS è ioni metallici che occupano le posizioni di scambio dei colloidi e che costituiscono la soluzione micellare; può essere: Assoluta = dipende da CSC del suolo e dal grado di lisciviazione Relativa = dipende dalla valenza e dal raggio ionico idrato Quoziente di selettività è capacità relativa di uno ione di sottrarsi ad un altro ione: Qa/b = 1 quando colloide non mostra alcuna particolare preferenza fra i due ioni Qa/b > 1 quando A viene adsorbito più di B Qa/b < 1 quando B è più adsorbito di A Tasso di saturazione basica (TSB) è la quantità percentuale di cationi scambiabili presenti nel terreno riferiti alla cpacità di scambio totale esprime il TSB Significato delle equazioni di scambio: L'accertamento delle modificazioni della distribuzione ionica nella fase liquida e sulla superficie degli scambiatori del suolo, causata dalla somministrazione dei fertilizzanti e dalla pratica irrigua La valutazione della disponibilità di nutrienti Monitoraggio dei fenomeni di inquinamento da metalli pesanti Controllo della stabilità della struttura Assorbimento e scambio di anioni I siti di scambio sono pH-dipendenti è pH-bassi adsorbono anioni in modo non specifico e vengono scambiati con altri presenti nella fase liquida. Il trattenimento degli anioni può essere: Non specifico è tutti gli anioni; alcune molecole organiche debolmente acide; Cl e NO3 è quando si legano debolmente alla superficie colloidale tanto da poter essere sostituiti da altri ioni negativi presenti o aggiunti alla soluzione Specifico è fosfato; solfato; silicato è sostituiscono i gruippi OH degli idrossidi fi Fe e Al, oppure quelli di vertice e spigolo dei minerali argillosi e, coordinandosi con altri componenti della molecola, entrano a far parte integrante delle strutture cristalline (non sono facilmente sostituibili con altri ioni e risultano non assimilabili). Assorbimento fosfati è legami tanto forti da essere resi insolubili e difficilmente disponibili per le piante; possiamo avere: Fosforo ritenuto è quella frazione che può essere estratta con acidi diluiti e che risulta facilmente disponibile per le colture Fosforo fissato è frazione non estraibile con acidi diluiti e non prontamente disponibile per le piante; ha luogo per adsorbimento specifico sulla superficie di filosilicati e idrossidi di ferro, alluminio e manganese Retrogradazione dei fosfati è in presenza di carbonato di calcio, gli ioni fosfato vengono progressivamente insolubilizzati da fosfato monoCa a fosfato triCa Potere tampone è pi = pi + log [A]/[HA] è l'attitudine del suolo ad opporsi alle variazioni di pi è dovuta principalmente ai costituenti colloidali organici ed inorganici ed alla presenza in fase liquida di ioni e di molecole: le frazioni colloidali del suolo possono essere considerate degli acidi polifunzionali deboli parzialmente salificati. grazie a tutti coloro che hanno collaborato.