Riassunto di chimica del suolo PDF

1 solum è la parte di suolo che è soggetta ai processi pedogenetici 2 pedon è il più piccolo volume di suolo che mi permette di studiare il suolo che sto analizzando, cioè mi permette di studiare gli orizzonti dello stesso 3 polipedon è l’insieme di singoli pedon che possiedo...

1 solum è la parte di suolo che è soggetta ai processi pedogenetici 2 pedon è il più piccolo volume di suolo che mi permette di studiare il suolo che sto analizzando, cioè mi permette di studiare gli orizzonti dello stesso 3 polipedon è l’insieme di singoli pedon che possiedono delle caratteristiche simili presenti in una certa area. Ogni polipedon è delimitato in una certa aerea quando ci sono pedon vicini che possiedono caratteristiche molto diverse. 4 definizione di chimica del suolo è una materia che studia la composizione, le proprietà chimiche e fisiche dei minerali, le reazioni che avvengono al suo interno dovuti a fattori di tipo naturale o antropico (es. inquinamento), la biologia presente di tipo vegetale e animale. 5 pedologia studia i processi di formazione del suolo (cioè la pedogenesi) e le classifica in vari suoli fornendo una distribuzione cartografica del territorio. Come si sono creati e come sono distribuiti. 6 profilo è una sezione verticale del suolo che mi permette di analizzare gli orizzonti presenti in un suolo che si sono venuti a creare in seguito ai processi pedogenetici. Mi permette di studiare sia gli strati di solum che quelli di sottosuolo (subsoil). 7 orizzonte è una porzione di suolo in cui troviamo determinate componenti caratteristiche di un processo di pedogenesi. Sono strati omogenei di suolo paralleli alla superficie in cui sono evidenziati i processi di pedogenesi. 8 roccia madre è il substrato che ha generato il suolo. 9 substrato pedogenetico è il substrato che geologico che ha originato il suolo in seguito a processi pedogenetici. Corrisponde alla roccia madre che ha dato origine al suolo e può coincidere con la roccia di fondo o con un substrato di origine esogena. 10 la concentrazione % di CO2 nell'aria tellurica nell’atmosfera la concentrazione di anidride carbonica è del 0,03%, nel suolo è del 0,1-5% 11 ped aggregato strutturale di origine naturale 12 clod aggregato strutturale di origine antropica 13 fase solida 1 è il 50% del suolo ed è composta principalmente da componente inorganica 45% e da componente organica 5%, il restante 50% è la fase liquida e gassosa. È composta dallo scheletro e dalla terra fine (sabbia, limo e argilla). Lo scheletro ha particelle con diametro maggiore di 2mm, la terra fine come diametro delle particelle inferiore a 2mm. La sabbia ha diametro 2-0,02 mm, il limo da 0,02-0,002 mm, l’argilla inferiore di 0,002mm. 14 costituenti fase solida costituenti organici, quali la sostanza umica e non, residui vegetali e animali e biomassa. costituenti inorganici minerali amorfi e cristallini, silicati e non, classificati in basi alle dimensioni in sabbia, limo e argilla. 15 vani vuoti costituiscono il 50% del suolo e si dividono in 25% di fase liquida e 25% della fase aeriforme. 16 orizzonte A è l’orizzonte organo-minerale, è l’orizzonte più vicino alla superficie ed è composto da un mix di sostanza organica e minerali. 17 orizzonte B orizzonte di illuviazione nel quali avvengono i depositi di sostanze dagli strati più superficiali mediante percolazione verso gli strati più profondi. Ho un accumulo di ferro, argilla o carbonato di calcio. 18 orizzonte E orizzonte di eluviazione, non sempre presente, nel quale avviene un’asportazione massiccia del materiale che si deposita nell’orizzonte successivo. Ho una perdita di argilla, ferro e carbonato di calcio. Tipico degli spodosuoli o podzol. 19 orizzonte C orizzonte sotto superficiale di minerali che hanno subito una minima alterazione da parte dei processi pedogenetici. 20 orizzonte O orizzonte superficiale organico che si forma in condizioni ben areate e con saturazione di acqua nel suolo inferiore di 30 giorni all’anno. Ho una prevalenza di sostanza organica. 21 orizzonte H orizzonte superficiale organico che si forma in condizioni mal drenate o sature di acqua in modo prolungato in cui ho una saturazione di acqua nel suolo maggiore di 30 giorni all’anno. Ho una prevalenza di sostanza organica. 22 orizzonte R orizzonte sotto superficiale minerale in cui non sono avvenuti alterazioni di pedogenesi, orizzonte duro. 23 suffisso a Ha: ho la sostanza organica presente che è stata decomposta perfettamente, ha portato alla formazione del “burro nero”. 24 suffisso b 2 Ab: orizzonte sepolto, in seguito alla copertura del suolo da materiale organico. Altera i processi pedogenetici 25 suffisso e He: la sostanza organica presente non è del tutto decomposta, si riconoscono ancora delle particelle e fibre al suo interno. 26 suffisso i Hi: la sostanza organica si sta decomponendo, si riconoscono perfettamente i materiali. 27 suffisso p Ap: orizzonte arato, in cui avvengono le lavorazioni in campo agrario con rimescolamento della sostanza organica superficiale e minerali. 28 suffisso f OF: il materiale sulla superficie in seguito all’impacchettamento sta cominciando ad essere ridotto ma si riconosce ancora ad occhio nudo le componenti. 29 suffisso g Bg: gley. tipico di suoli ricchi acqua, quindi poveri di ossigeno. Di conseguenza siamo in condizioni riducenti in cui altri elementi diventeranno accettori di elettroni: il ferro da forma ferrica Fe 2+ diventa forma ferrosa Fe3+ quindi una forma solubile che percola nel terreno dagli strati superficiali a quelli più profondi. Tipico dei suoli ricchi di acqua e poveri di ossigeno in cui l’accettore di elettroni di elettroni diventa il ferro con conseguente traslocazione dagli strati più superficiali a quelli più profondi. 30 suffisso n Bn: suoli che presentano una elevata percentuale di sodio che portano alla formazione di “colonne” nel sottosuolo. Il pH è di 9-10 circa. 31 suffisso k Bk: accumulo in seguito all’asportazione dagli strati più superficiali di carbonati, ad esempio dovuta alla presenza di piogge acide o acqua con grande quantità di anidride carbonica. 32 suffisso m Bkm o Bsm: formazione di caranto a causa di un eccessivo accumulo di carbonati o sesquiossidi nello strato sotto superficiale. 33 suffisso s Bs: accumulo di sesquiossidi di Ferro o Alluminio negli strati più profondi in seguito a processi di dilavamento dovuta all’acidità del suolo. La presenza di ioni H + che hanno azione disperdente e scalzano gli ioni dai siti di scambio cationico. Presente nei podzol o spodosuoli. 34 suffisso ss Bss: è un orizzonte che presenta una gran quantità di argilla (montmorillonite), che ha una gran capacità di scivolamento dovuta alla percentuale di umidità presente nel suolo. Tipico dei vertisuoli, continuo rimescolamento in cui trovo la sostanza organica intatta negli strati più profondi. 35 suffisso t 3 Bt: ho il trasporto di argilla negli strati più profondi dovuta alla scarsa presenza di calcio (ione flocculante). Tipico dei luvisoli o alfisuoli. 36 suffisso w Bw: formazione dell’orizzonte di illuviazione in formazione in cui non ho ancora la formazione completa di quell’orizzonte perché molto giovane. Tipico degli inceptisuoli o cambisuoli. 37 suffisso n 38 i fattori pedogenetici i fattori pedogenetici sono quegli elementi che nell’insieme comportano all’alterazione e pedogenesi del suolo. Sono il clima, la roccia (matrice litologica), il rilievo o posizione, la componente biotica, la componente antropica e il tempo. 39 l'equazione di jenny S=f(cl, r, p, o, t, u) 40 il numero di coordinazione mi indica la quantità di anioni che riescono a circondare un determinato catione, che dipende dal raggio dei cationi considerati in modo direttamente proporzionale: più è grande il raggio ionico del catione, maggiore sarà il numero di anioni che lo circondano e viceversa. 41 i silicati sono minerali costituiti prevalentemente da silicio e ossigeno 42 i non silicati sono minerali costituiti da carbonato, ossidi e idrossi di Fe e non solo, fosfato, solfato e solfuri, alogenuri. 43 le sostituzioni isomorfe sono delle sostituzioni di cationi che compongono la struttura cristallina del minerale in modo reciproco, si verificano solo se: i cationi coinvolti hanno un raggio ionico simile, la carica di valenza può differire al massimo di un’unità di valenza e che la morfologia del minerale rimanga invariata. 44 olivina nenosilicato (meno stabile): un’unità di tetradi 45 zircone nenosilicato (più stabile): tetradi indipendenti 46 gehlenite sorosilicato: coppie di tetradi legate a coppie di tetradi 47 berillo ciclosilicato 48 tormalina ciclosiliato 49 augite inosilicato pirossene 4  50 iperstene inosilicato pirossene 51 orneblenda inosilicato anfiboli 52 gibbsite è una struttura che possiede una struttura diottaedrica che presenta al suo interno atomi di Alluminio. È un idrossido di alluminio 53 brucite è una struttura che possiede una struttura triottaedrica che presenta al suo interno atomi di Magnesio. È un idrossido di magnesio 54 i fillosilicati diottaedrici usano due cationi per gestire 6 ossigeni. Sono tetradi che legate tra loro tramite vertici in catene circolari che sovrapposti tra di loro formano dei foglietti. Struttura simile alla gibbsite, cioè dagli idrossidi di alluminio 55 i fillosilicati triottaedrici usano 3 cationi per gestire 6 ossigeni. È una struttura composta da tetradi legate tra loro mediante i vertici che formano una struttura circolare che sovrapposte tra di loro creano un foglietto. Struttura simile alla brucite, struttura contenente idrossido di magnesio. 56 muscovite fillosilicato diottaedrico (mica bianca) 57 biotite fillosilicato triottaedrico (mica nera) 58 pirofillite fillosilicato diottaedrico 59 talco fillosilicato triottaedrico 60 quarzo tectosilicato 61 feldspato potassico tectosilicato 62 plagioclasio tectosilicato 63 albite tectosilicato 64 anortite tectosilicato 5  65 dolomia carbonato 66 pirite solfuro (non legati ad ossigeno) 67 apatiti fosfato 68 anidrite solfato (gesso disidratato) (legato ad ossigeno) 69 anidride non esiste 70 gesso solfato (legato ad ossigeno) 71 salgemma alogenuro stabilità dovuta a: -maggiore sono gli Atomi di O2 condivisi tra i tetradi , più e 72 i minerali più stabili all'alterazione stabile -ioni non struttuali diminuiscono la stabilità quarzo e muscovite -maggiore è il numero di atomi di Si e 02 tra di loro interconnessi maggiore è l’energia necessaria per rompere questi legami 73 i minerali meno stabili all'alterazione olivina e anortite 74 deflazione fenomeno di asportazione di materiale minerale già alterato dovuta dall’azione del vento 75 corrasione fenomeno di asportazione di materiale dovuto alla abrasione mediante componenti minerali, come la sabbia, tramite l’azione del vento 76 solubilizzazione alterazione chimica in cui le componenti dei minerali entrano all’interno della soluzione circolante in seguito alla solubilizzazione dei sali solubili. Questo effetto viene favorito a pH acidi e sfavorita a pH alcalini. Es. il carbonato di calcio che ha pH acidi è solubile e a pH basici è insolubile. 77 Idrolisi Alterazione chimica in cui ho un innalzamento del pH dovuto alla scissione delle molecole di acqua. Questo causa vari scenari, come la solubilizzazione del silicio, la immobilizzazione dell’alluminio e il ferro. 78 idratazione alterazione chimica del minerale in cui ho una aggiunta di acqua senza che vari il pH, porta ad un semplice aumento del volume 79 scambio ionico 6 alterazione chimica in cui ho uno scambio di ioni tra il minerale e la soluzione circolante, ad esempio del potassio presente nelle strutture dei minerali che da una grande stabilità viene asportato e ne consegue ad una alterazione del minerale stesso. Se si allontana il potassio dal minerale primario, questo si idrata e diventa un minerale argilloso 80 chelazione alterazione del minerale da parte di agenti organici che hanno la capacità di strappare elementi strutturali rendendoli più mobili e traslocabili in modo da essere disponibili per gli organismi presenti nel sistema suolo (piante e microbi). 81 i processi di decomposizione delle rocce in seguito all’alterazione mediata da processi chimici quali la idratazione e disidratazione, l’ossidazione, lo scambio ionico, la idrolisi, la chelazione e la solubilizzazione 82 i processi di disgregazione delle rocce alterazione dovuta ad una alterazione fisica dei minerali a causa dell’irraggiamento solare (termoclastica), l’azione dell’acqua (erosiva e crioclastica), del vento (deflazione e corrasione), della cristalizzazione, dell’azione biotica, a causa di scariche elettriche (vetrificazione o disgregazione materiali). 83 weathering sono l’insieme dei processi che causano l’alterazione del suolo e dei minerali che ne fanno parto parte. Li trasformano minerali più stabili in equilibrio con le condizioni presenti nell’atmosfera. 84 il granito alterato il granito è formato da diversi minerali silicati come fillo- e tectosilicati che subiscono un’alterazione di idrolisi che porta alla formazione di argille come il caloino, ossidi di ferro mentre il quarzo e la muscovite rimangono inalterate. 85 formazione del caranto (Bkm) avviene in presenza di un suolo acido in cui sono presenti frequenti piogge in cui è disciolta un’alta concentrazione di anidride carbonica. Questo causa la percolazione nel suolo di carbonato di calcio negli strati più profondi fino a quando non trovo condizioni alcaline che fanno tornare il carbonato di calcio solido e non più disciolto. La creazione di caranto si forma in seguito all’innalzamento del pH, alla poca concentrazione di CO 2 negli strati profondi dovuta alla poca disponibilità di ricambi d’aria, all’innalzamento delle temperature che causano una evaporazione di acqua e riduce la solubilità dell’anidride carbonica nell’acqua. 86 solubilizzazione del carbonato di calcio il carbonato di calcio si solubilizza in condizioni di pH acido dovuta alla presenza di anidride carbonica disciolta nell’acqua piovana. La temperatura bassa favorisce la solubilizzazione di CO 2 nell’acqua, la presenza abbondante di acqua favorisce la solubilizzazione del carbonato 87 potenziale ionico è un rapporto dato dalla carica dello ione (Z) diviso il suo raggio (R). Corrisponde infatti alla densità di carica che possiede uno ione lungo tutta la sua superficie. PI=Z/R. Lì posso dividere in 3 gruppi in base al valore del PI: inferiore a 3 ho cationi solubili (si fanno cirondare da molecole di acqua); da 3 a 9,5 ho una deprotonazione dell’acqua e la formazione di idrossidi insolubili; superiore a 9,5 ho una totale deprotonazione dell’acqua che forma gli ossianioni solubili. 7  88 caolinite ha una struttura dimorfica, ha bassa CSC di 5-10 cmol/kg, spaziatura basale di 0,710nm e una superficie specifica di 10-30 m2/g. presenta un pattern TO, avvengono pochissime sostituzioni isomorfe solo nei gruppi OH di spigolo e i fogli sono tenuti assieme da fortissimi legami a ponte idrogeno. Ha un comportamento anfotero; infatti, a pH acidi avviene una protonazione a livello degli ossidrili dove c’è alluminio e a pH alcalini avviene una deprotonazione degli ossidrili dove c’è il silicio. L’alluminio è in grado di stabilizzare meglio l’aggiunta di un protone perché è esavalente mentre il silicio è tetravalente. 89 illite ha una struttura trimorfica, ha una CSC di 30-40 cmol/kg, uno spazio basale di 1,000 nm e una superficie specifica non identificata siccome è soggetto a molte alterazioni. Il pattern è TOT e sono molto instabili siccome nello spazio interstrato non è presente il potassio che conferisce stabilità alla struttura. 90 montmorillonite ha una struttura trimorfica TOT con CSC di 80-120 cmol/kg, spaziatura basale variabile da 0,900 a 1,700 nm e una superficie specifica di 600-800 m2/g. è un minerale argilloso che presenta numerose sostituzioni isomorfe nel foglietto ottaedrico che porta alla rimozione del potassio che ne consegue ad una maggior flessibilità della struttura; infatti, è un minerale molto dinamico con grande capacità di espansione (lo trovo in suoli con orizzonti Bt, vertisuoli). 91 vermiculite ha una struttura trimorfica TOT con elevata CSC 120-150 cmol/kg, una spaziatura basale variabile da 1,000 a 1,500 nm e con superficie specifica di 600-800 m2/g. il magnesio tende a depositarsi nello spazio interstrato. 92 clorite ha una struttura tetramorfica composta da un pattern TOT-O-TOT quindi l’inserimento di un ulteriore foglietto ottaedrico di magnesio tra due pattern dovuta alla sostituzione del potassio con il magnesio che azzera completamente le cariche presente sulle superfici facendo precipitare la CSC a 15-30 cmol/kg, una spaziatura basale di 1,400 nm e una superficie di specifica di 70-125 m2/g. 93 sepiolite sono minerali argillosi a nastro in grado di assorbire molti elementi e sostanze grazie alle grandi lacune presenti al loro interno. 94 Imogolite Minerali argillosi che sono simili alla caolinite ma presentano una struttura sfereoidale irregolare da ambienti vulcanici con CSC da di 100 cmol/kg e basso rapporto silicio e alluminio. 95 allofane minerale amorfo caratterizzato da un basso rapporto di silicio e alluminio e una CSC di 100cmol/kg. Possiedono una proprietà tixotropiche, cioè sono in grado di assorbire acqua e nel caso farla fuoriuscire in seguito a elevate pressioni 96 i minerali argillosi delle diverse regioni climatiche elevate temperature e poca precipitazione: di montmorrilonite principalmente, illite e caolinite. basse temperature e tanta precipitazione: vermiculite. 8 alte temperature e alta precipitazione: soprattutto caolinite con basse percentuali di idrossidi e frammenti di quarzo. 97 contenuto medio di sostanza organica del suolo agrario in percentuale è il 2-2,5% in termini di peso, in termini di volume il 10-15%. Analogamente ai colloidi possiede una elevata superficie specifica di 600-800 m2/g e una carica negativa permanente dovuta alla presenza del gruppo carbossilico. 98 umina la parte insolubile della sostanza organica 99 acido fulvico parte solubile della sostanza organica che rimane sempre solubile anche a pH al di sotto di 2 100 acido umico parte solubile della sostanza organica che diventa insolubile a pH inferiori di 2 101 sostanza non umica è composta dalle unità di base che costituiscono i carboidrati, proteine e lipidi; infatti, sono le singole unità monomeriche come amminoacidi, zuccheri ecc. che vengono prontamente impiegate dagli organismi del suolo. 102 i decompositori zimogeni possiedono una elevata kmax e µmax: necessitano di una elevata concentrazione di substrato e sono molto veloci nel degradare la sostanza presente. Sono organismi opportunisti spesso trasportati dalle correnti aeree che non vivono in quel determinato ambiente. 103 i decompositori autoctoni organismi che possiedono una bassa kmax e µmax: per metabolizzare il substrato non hanno bisogno di una concentrazione elevata di questo e lo degradano più lentamente siccome è la loro unica fonte di sostentamento. sono sempre presenti seppur in concentrazione minore rispetto ai zimogeni. Loro sono in grado di degradare la sostanza organica presente e quello che gli zimogeni non riescono a degradare. Portano alla formazione di ceneri che causa un aumento del pH del suolo. 104 decomposizione del glucosio è veloce, 3-10 giorni 105 decomposizione della cellulosa abbastanza veloce da 10 giorni a poco meno di un mese. 106 decomposizione della lignina si stratta di un residuo organico persistente nel suolo che necessita di 1 o quasi 2 anni per essere degradato 107 decomposizione della sostanza organica legata alle argille la argilla rende molto difficile il deterioramento della sostanza organica, ci vogliono 71 anni per il turn-over. Si stratta di una sostanza organica che viene stabilizzata fisicamente. 108 humus è una sostanza organica che viene stabilizzata chimicamente ed è persistente nel suolo in cui si ha un turn- over dopo 2900 anni. 9  109 azione di innesto l’azione di innesto può aumentare la velocità di degradazione della sostanza organica considerata dovuta all’aggiunta di una quantità consistente di sostanza organica che stimola i batteri zimogeni a consumare la nuova sostanza organica e la sostanza organica già preesistente. Mi da una spinta nella mineralizzazione. 110 il ciclo del carbonio CO2 – fotosintesi – apporto di sostanza organica – decomposizione – umificazione – mineralizzazione – CO2 111 degradazione è la prima rielaborazione della sostanza organica apportata al terreno da sostanza organica complessa a unità monomeriche. In questa fase si attivano per primi i decompositori zimogeni e poi gli organismi autoctoni che hanno lo scopo di degradare e sminuzzare la sostanza organica. Le sostanze recalcitranti, come la lignina, richiedono la presenza di microbi altamente specifici per degradare quel tipo di substrato. 112 mineralizzazione è l’ultima fase che avviene e comporta alla produzione nell’ambiente di cenere, acqua e CO 2 a partire dai rimasugli di sostanza organica provenienti dalle fasi precedenti, avviene ad opera di microrganismi. Avviene tipicamente in ambienti caldo-umidi (tropicali) 113 umificazione i microrganismi eseguono un processo ossidativo in cui ho sia una fase degradativa che di sintesi (quindi anabolica e catabolica) in cui ho una degradazione della sostanza organica con il verificarsi di polimerizzazioni. Avviene in ambienti con temperature medio-basse e alta piovosità (quindi umide) 114 fermentazione la degradazione della sostanza organica avviene in condizioni riduttive, al contrario della umificazione, degradazione e mineralizzazione che avvengono in condizioni ossidative. Ho la produzione finale di metano e altri elementi ridotti (quali i solfuri). Avviene in ambiente paludoso in cui ho una saturazione di acqua nel terreno e ambiente anaerobico. Ambienti in cui si osserva il processo di gleyficazione (riduzione del Fe da 2+ a 3+). 115 determinazione del carbonio organico Per determinare la quantità di C-organico posso impiegare due metodi: - metodo Walkely-Black: impiego il bicromato di potassio (quantità nota) che agisce per contatto sulla sostanza organica strappando gli elettroni presenti sugli atomi di carbonio. Dopo 30 min la soluzione viene trattata con sale di Mohr (ferro solfato) in modo che reagisca con la parte di bicromato di potassio che non ha reagito rimasta in soluzione (uso indicatore per osservare il viraggio). La soluzione deve passare dal blu al verde e in base alla quantità di sale di Mohr so quanto C- organico in seguito a questo calcolo: 𝑇 𝑃𝐸 𝐶. 𝑂. (%) = [10 ⋅ (1 − ) ⋅ 𝑐𝑎𝑟𝑏𝑜𝑛𝑖𝑜 ] ⋅ 100. T: ml di sale di Mohr usati per la titolazione del campione; B: ml 𝐵 𝑃 di sale di Mohr usati per la titolazione in bianco; PE carbonio: peso equivalente del carbonio; P: peso del campione. Se moltiplico il C.O.(%) per 1,74 mi ricavo la S.O.(%). - Impiego dell’analizzatore elementare: mi determina in maniera corretta la quantità di TOC (carbonio organico totale), TIC (carbonio inorganico totale) e ROC (carbonio elementare). - Impiego dello Skalar (come l’analizzatore elementare). 10  116 determinazione della tessitura per determinare la tessitura del suolo uso prima un setaccio con diverse maglie per suddividere lo scheletro dalla terra fine. Dopo di che per determinare la terra fine impiego 3 diversi metodi: - metodo appiani: dopo 9 minuti e 36 secondi valuto la sabbia che si è depositata, dopo 16 ore valuto il limo che si è depositato e calcolo la quantità di argilla per differenza. - metodo a pipetta: dopo 9 minuti e 36 secondi valuto quanto limo+argilla sono rimaste in soluzione, dopo 16 ore valuto quanta argilla è rimasta in soluzione e calcolo la sabbia per differenza. - metodo densimetrico (più veloce ma meno accurato): registra la densità delle sospensioni del suolo mediante l’idrometro di Bouyoucos, valuta dopo 4 minuti la densità della soluzione limo+argilla e dopo due ore solo la densità dell’argilla in soluzione. In base ai valori riscontrati sono in grado di determinare la tessitura del terreno in base alla posizione nel diagramma tessiturale. 117 determinazione della CSC ci sono due metodi per determinare la CSC di un suolo: - metodo analitico: uso 1-2 grammi di suolo e tratto con il cloruro di bario per raggiungere il pH di 8,1 per massimizzare la capacità di scambio (lo centrifugo per massimizzare l’effetto) e poi sciacquo per togliere gli eccessi di bario che non si sono legati al colloide. Uso il magnesio solfato per far sì che il magnesio si leghi al colloide e il solfato si leghi al bario che precipita. Impiegando l’EDTA analizzo la parte in soluzione colloide+magnesio in modo da determinare quanto magnesio è rimasto in soluzione. La differenza di magnesio solfato introdotto nel sistema e il magnesio presente alla fine mi dice quanto magnesio si è legato ai siti di scambio dei colloidi. In questo modo ottengo quanti siti di scambio sono presenti nel colloide stesso. - Stima della 𝐶𝑆𝐶 = 0,60 ⋅ 𝑎𝑟𝑔𝑖𝑙𝑙𝑎% + 3,00 ⋅ 𝑆𝑜𝑠𝑡𝑎𝑛𝑧𝑎 𝑂𝑟𝑔𝑎𝑛𝑖𝑐𝑎 % Il primo metodo è adatto a tutti i tipi di suolo 118 pH potenziale La concentrazione di ioni H+ presenti nella soluzione circolante del suolo 119 pH attuale la concentrazione di ioni H+ presenti sia nella soluzione circolante che quelli che vengono assorbiti nel complesso di scambio del suolo. 120 azoto kjeldhal è un metodo che mi permette di determinare quanto azoto è presente nel suolo: trasformo l’azoto organico nella forma ammoniacale con l’impiego di acido solforico. Determinare la quantità di azoto presente in un terreno mi serve per eseguire in modo corretto la concimazione. Posso impiegare l’analizzatore elementare CSN per ricavare la quantità di azoto presente nel suolo in maniera precisa. 121 la densità apparente e come si misura è il rapporto tra la massa del suolo e il volume dell’intero suolo (insieme dei volumi della fase solida, liquida e gassosa). Per calcolarlo bisogna ovviamente togliere l’acqua presenti nei capillari o pori. Si misura 11 mediante il metodo del campione indisturbato o a cono di sabbia. Il valori di densità oscillano da 1000-1700 kg/m3. 122 la densita’ reale e come si misura è il rapporto tra la massa del suolo e il volume della sola fase solida. Per calcolarlo uso il picnometro. Il valore medio nel suolo è di 2650kg/m3. 123 pH del suolo è molto acido se nel suolo sono presenti molti ioni di Al3+ e H+. 124 pH del suolo è molto alcalino se nel suolo sono presenti molti ioni di potassio, sodio, calcio e magnesio 125 metodo Appiani è un metodo che valuta la tessitura di un suolo osservando la quantità di materiale che si deposita dopo 9 minuti e 36 secondi e 16 ore. Prima si deposita la sabbia e poi limo, per differenza trovo la quantità di argilla. Usando il triangolo tessiturale riesco a identificare il suolo che sto analizzando in base alla quantità del tipo di terra fine presente nel suolo. 126 metodo della pipetta è un metodo che valuta la tessitura del suolo osservando quanto materiale rimane sospeso dopo 9 minuti e 36 secondi e 16 ore. Prima valuto la quantità di limo e argilla che rimane in sospensione e poi valuto quanto argilla rimane sospesa, in modo da trovare per differenza la quantità di sabbia che è andata a depositarsi. Mediante il triangolo tessiturale riesco a identificare il suolo che sto analizzando in base alla quantità del tipo di terra fine presente nel suolo 127 metodo densimetrico è un metodo che mi permette di analizzare la tessitura di un suolo in base alla percentuale di componenti di terra fine sono presenti in quel suolo e impiegando il triangolo tessiturale per identificare il tipo di suolo analizzato. Impiego l’idrometro di Beaucous per valutare la densità della soluzione del suolo preso in analisi: dopo 4 minuti valuto la soluzione di argilla e limo e dopo 2 ore la soluzione di sola argilla. La tessitura viene determinata in base alla variazione nel tempo della massa volumica di sospensione del suolo. 128 la struttura è la modalità con cui le varie componenti del suolo formano gli aggregati strutturali, quali PEDS o CLODS a seconda se sono di origine naturale o antropica. Può essere favorita dalla presenza di ioni flocculanti, dalla sostanza organica che crea delle briglie e dalla presenza di complessi argillo-umici. È sfavorita dalla presenza di ioni disperdenti (come potassio e sodio), eccessiva presenza di acqua, la repulsione elettrostatiche delle particelle aventi lo stesso segno. 129 la tessitura analizza da che cosa è composto il suolo, la quantità di scheletro o di terra fine e valuto la quantità di terra fine per capire la quantità di sabbia, limo e argilla presenti. In base ai valori che ottengo uso il triangolo tessiturale per capire che tipo di suolo sto analizzando. 130 la consistenza è il grado di coesione all’interno delle associazioni strutturali. Dipende dalle forze di attrazioni presenti tra le costituenti granulometriche più piccole (cioè le argille) che condiziona la lavorabilità del terreno, la 12 germinazione dei semi e lo sviluppo dell’apparato radicale. In base alla quantità di acqua presente lo divido in: secco, umido e bagnato. secco=durezza umido=friabile 131 la porosità adesività e plasticità= bagnato è il rapporto tra gli spazi vuoti e il volume totale. Possono costituire i macro- o micropori a seconda se hanno diametro maggiore o minore di 8 µm. 132 la temperatura del suolo è importante perché determina o meno la possibile germinazione della vegetazione e l’evoluzione pedogenetica del suolo stesso, influenzando i processi chimico fisici che avvengono al suo interno. La variazione di temperatura è maggiore negli strati più superficiali rispetto agli strati profondi. 133 i colori del suolo per valutarlo impiego la Munseil Soil Color Chart per poter identificare in modo oggettivo i colori del suolo analizzato. Valuto la tinta (la lunghezza d’onda), il valore (saturazione con bianco o nero) e il croma (l’intensità del colore). 134 i meccanismi di ritenzione i meccanismi di ritenzione del suolo sono dati dalla capacità di adsorbimento da parte dei colloidi, cioè sono in grado di trattenere in maniera temporanea e reversibile i cationi. I meccanismi di ritenzione sono 4: - interazione ionica: il colloide negativo attrae un ione positivo; - interazione di coordinazione: il colloide lega un anione mediante l’impiego di un catione accettore che si mette nel mezzo in modo da fare da ponte; - interazione dipolo-dipolo; - interazione a ponte idrogeno. Se si lega in modo permanente lo ione al colloide è assorbimento. 135 PZC Il punto di carica zero mi dice a che pH i colloidi possiedono cariche positive e negative che si bilanciano. Se il pH del colloide è minore del PZC allora il colloide si carica positivamente protonandosi. Se il pH del colloide è maggiore del PZC, il colloide si carica negativamente deprotonandosi. Gli ossidi di Fe e Al hanno alti valori di PZC mentre la sostanza organica e il quarzo li hanno bassi. 136 carica permanente nei colloidi inorganici la carica permanente non dipende dal pH. I minerali argillosi dimorfici e gli ossidi non hanno una carica permanente mentre i minerali argillosi tri- e tetramorfici hanno una carica permanente che derivano dalla presenza di sostituzioni isomorfe. 137 carica permanente nei colloidi organici la carica permanente non dipende dal pH. Hanno una carica permanente negativa dovuta dalla presenza del gruppo carbossilico che si deprotona a pH maggiori di 2,5 (il pH del suolo normalmente è maggiore di 3). 138 cariva variabile nei colloidi inorganici è la carica che dipende dal pH del suolo. Tutti i minerali argillosi (di-, tri- e tetramorfici) e gli ossidi di ferro e alluminio hanno una carica variabile che dipende dagli gruppi OH- di spigolo. 139 cariva variabile nei colloidi organici è la carica pH dipendente, è data dalla presenza dei gruppi OH- dei fenoli. 13  140 le funzioni delle sostanze umiche le sostanze umiche hanno molteplici funzioni, quali: la capacità di rendere più stabile un suolo, facilitano il riscaldamento del terreno (sono di colore scuro), possiedono sostanze nutritive necessarie per la crescita delle piante, servono per far avvenire i processi pedogenetici del suolo, hanno un effetto tampone nel suolo, sono determinanti nella CSC del terreno, al loro interno sono presenti sostanze ormonali o agenti chelanti, consentono gli scambi gassosi e aumentano la permeabilità del suolo, evitano il verificarsi del crepacciamento e che il suolo si disidrati. 141 definizione di colloidi del suolo i colloidi sono delle piccolissime particelle di grandezza inferiore di 2 µm, con una elevata superficie di scambio dotata di cariche elettriche (tipicamente negative). Possono essere colloidi organici e inorganici. I colloidi sono ricchi di siti di scambio di carica negativa e sono in grado di trattenere specie chimiche di carica positiva. I siti di scambio sono sempre occupati da basi scambiabili o cationi acidi. 142 La teoria di Helmoltz Il colloide, avente carica negativa, attira a sé ioni positivi che porta alla formazione di un monostrato in grado di neutralizzare la carica dello scambiatore. Questa teoria però non tiene conto della presenza di acqua (è in grado di ridurre la forza elettrostatica dello scambiatore-catione) e non tiene conto delle forze di diffusione che sono in grado di portare i cationi scambiabili fuori dalla superficie dello scambiatore. 143 la teoria di Gouy e Chapman Il colloide, avente carica negativa, portano alla formazione dello strato diffuso: all’interno di questo strato diffuso abbiamo la presenza di cationi e anioni che insieme. Più siamo vicini allo scambiatore e maggiore sarà la concentrazione di cationi, viceversa più siamo lontani dallo scambiatore e maggiore sarà la concentrazione di anioni. Arriveremo ad una certa distanza dallo scambiatore in cui i cationi e anioni scambiabili avranno la medesima concentrazione. Questa teoria è valida a concentrazioni comprese tra 10-1 alla e 10-4 e cationi monovalenti. Questa teoria non è adatta siccome non ritiene che la possibilità che diversi cationi aventi la stessa carica possano avere diversa densità di carica; si ipotizzano concentrazioni sulla superficie siccome considero gli ioni come cariche puntiformi. 144 la teoria di Stern Questa teoria comprende la presenza di un monostrato a livello dello scambiatore e la presenza di uno strato diffuso al di fuori di esso. Infatti, è una teoria che tiene conto solo dei raggi ionici e dalla presenza o meno di acqua. 145 l’area superficiale della sabbia e della vermiculite La vermiculite ha area superficiale di 600-800 m2/g e la sabbia grossa di 0,01 m2/g mentre la sabbia fine 0,1 m2/g. 146 Le caratteristiche della reazione di scambio Le reazioni di scambio avvengono sulle superfici di scambio degli scambiatori: sono veloci; sono stechiometriche (compensare le cariche in entrata e uscita); sono reversibili; sono selettive (diverse affinità di assorbimento in base al raggio ionico e la carica elettrica). 147 la carica permanente dei colloidi non dipende dal pH 148 la carica variabile dei colloidi 14 dipende dal pH 149 la selettività dipende dalla affinità dei cationi scambiabili che hanno con lo scambiatore. Dipende dal: - raggio ionico: a parità di carica il raggio ionico idratato più piccolo aumenta l’affinità di adsorbimento; - la carica elettrica: più la carica elettrica è grande minore sarà la sua affinità di adsorbimento (ha più molecole di acqua che lo circondano); - il quoziente di selettività che è in funzion al raggio ionico e la carica dello ione considerato; - la concentrazione maggiore di un catione rispetto ad un altro catione presente in concentrazione inferiore. Al crescere delle diluizioni e per valore costante del rapporto di ioni, c’è un adsorbimento preferenziale degli ioni POLIvalenti rispetto ai MONOvalenti. Anche la presenza di cationi complementari. 150 la dispersione e la flocculazione in base alla valenza, le basi scambiabili possono avere diverse interazioni con le superfici di scambio dei colloidi, e possono avvenire due fenomeni: - la flocculazione: è un fenomeno in cui le basi scambiabili azzerano completamente le cariche attorno ai colloidi, in questo modo da permettere il loro avvicinamento per formare degli aggregati che daranno struttura al terreno. Tipicamente gli ioni coinvolti sono quelli polivalenti, in particolare il calcio e il magnesio. - La dispersione: è un fenomeno che si verifica quando le basi scambiabili presenti non riescono a ridurre la carica presente sulla superficie dello scambiatore; quindi, ho lo strato diffuso che è molto più elevato e ciò non mi permette l’aggregazione dei colloidi dovuta alla presenza di forze repulsive. Gli ioni che causano la “dispersione” sono monovalenti, in particolare il sodio e potassio.. 151 i cationi flocculanti sono i cationi polivalenti come magnesio e calcio. Sono in grado di neutralizzare completamente le cariche dei colloidi in modo da permettere all’addensamento dello strato diffuso. 152 i cationi disperdenti sono i cationi monovalenti come potassio e sodio. Non sono in grado di neutralizzare la carica sulla superficie del colloide completamente e necessitano di uno strato diffuso più ampio, di conseguenza le cariche elettrostatiche danno unna forza repulsiva tra i colloidi, rendendo il suolo considerato meno aggregato quindi meno strutturato. 153 il TSB il tasso o grado di saturazione di basi è il rapporto tra le basi scambiabili e la capacità di scambio cationico: 𝐵𝑆 𝑇𝑆𝐵 (%) = 𝐶𝑆𝐶 × 100. Il suo valore mi indica la percentuale del complesso di scambio che è satura dai cationi (BS). Più il valore della TSB è alto, più ci troviamo in un suolo con pH alcalino e viceversa più la TSB cala, più ci troviamo in un suolo acido. Si è osservato che a pH basici prevalgono le basi scambiabili (K +, Na+, Mg2+, Ca2+) mentre a pH acidi prevalgono i cationi acidi (H+ e Al3+) anche se rimane una certa quantità di basi scambiabili. 154 l'adsorbimento anionico non specifico 15 è un adsorbimento temporaneo dell’anione con il colloide, solo per breve tempo. Solitamente interessano le molecole organiche debolmente acide, tra cui cloruri e nitrati. 155 l'assorbimento anionico specifico è l’assorbimento permanente degli anioni sui colloidi che comporta ad uno scambio stabile siccome viene inglobata nella struttura dello stesso. Accade spesso con i fosfati che possono ritenuti (ancora biodisponibili) o fissati (non sono più biodisponibili). 156 la retrogradazione dei fosfati dopo che i fosfati vengono fissati con una conformazione ad anello, l’unico modo per rendere quel fosforo disponibile è mediante la retrogradazione che si verifica in suoli che presentano una elevata quantità di carbonato di calcio che vengono lentamente solubilizzati da fosfato monocalcico a fosfato tricalcico 157 quali condizioni determinano la massima efficienza del sistema tampone del suolo? Il potere tamponante di un suolo è tanto elevato quando è maggiore la CSC e il suolo valore varia in base alla TSB. La massima efficienza del sistema tampone di un suolo è quando il pH del suolo è uguale al pK 158 perché i suoli acidi inibiscono la crescita delle piante? L’alluminio è presente nei suoli acidi e causa due principali problemi: impedisce uptake di nutrienti creando una sottospecie di barriera e impedisce la divisione cellulare siccome fissa il DNA. Oltre al fatto che l’alluminio riduce la disponibilità di fosfato siccome crea delle strutture cristalline con esso che lo rendono indisponibile 159 la correzione dei suoli acidi la correzione dei suoli acidi avviene per aggiunta di calce sul suolo in modo da innalzare il pH. La calce è un composto basico fatto con un mix di calcio e magnesio. La calce è molto più efficace più questa presenta un valore di mesh elevato in modo da avere una correzione più veloce. 160 perché i suoli sodici inibiscono la crescita delle piante? Inibiscono l’uptake di nutrienti, il suolo impedisce la crescita e germinazione delle radici perché troppo compatto e non è presente la struttura del suolo. In questo ambiente abbiamo un pH troppo elevato che impedisce lo svolgersi delle normali reazioni chimiche nelle piante. 161 la correzione dei suoli sodici per correggere questi suoli devo: - irrigare con costanza e con quantità abbondanti il suolo considerato in modo da non far avvenire il fenomeno di risalita capillare dell’acqua; - irrigare con acqua che sia povera di Sali; - aggiungere il gesso che contiene una grande quantità di calcio al suo interno in modo da ripristinare la struttura del terreno mediante la sostituzione di basi scambiabili sulla superficie di scambio dei colloidi. In questo modo cerco di dilavare il sodio presente e devo impedire il fenomeno di risalita capillare dalle falde sotto superficiali. 162 i suoli alcalini per costituzione sono suoli che presentano nella matrice litologica la presenza di carbonati di calcio. Sono suoli con un pH intorno a 7,5-8 e molto fertili. Solitamente per correggerli impieghiamo lo zolfo elementare che rende il calcio solubile. 16  163 i suoli alcalini per adsorbimento dovuta a diversi fattori, come una falda non troppo profonda, la vicinanza con il mare, la risalita dell’acqua capillare, la disidratazione del suolo e allontanamento dell’acqua mediante evapotraspirazione. I tipi di suoli sono: salini (0,1-0,2%), sodici e salino sodici. Il suolo con il pH più alto è il sodico (8,5-10). 164 definizione di sistema tampone è un sistema in grado di far mantenere il pH quando ci sono aggiunte di acidi o basi forti (ovviamente non in dosi eccessive). I sistemi a tampone sono formati da una base debole con il suo sale oppure un acido debole e il suo sale. Hanno lo scopo di far rimanere imperturbato il pH: il suolo è un grande sistema tampone. 165 agenti ossidanti nel suolo l’agente ossidante principale è l’ossigeno, ma in condizioni di anaerobiosi altri elementi quali il ferro e manganese fungono da accettori di elettroni. Anche l’azoto e lo zolfo possono ridursi ma portano alla creazione di sostanze tossiche 166 agenti riducenti nel suolo gli agenti riducenti del suolo sono in genere la sostanza organica che è donatrice di elettroni quando viene mineralizzata. 167 perché abbiamo un range ristretto di potenziali redox nel suolo è dovuto dalla presenza dell’acqua, infatti questa sostanza è in grado di ossidarsi o ridursi in presenza di sostanze che possiedono alti o bassi potenziali redox. 168 perché i metalli alcalini e alcalino-terrosi sono presenti in forma ossidata nel suolo perché cedono molto facilmente elettroni. Infatti per stabilizzarsi cedono uno o due elettroni, non li troviamo mai sotto forma di ioni metallici nel terreno siccome sono molto instabili, hanno bassissimi potenziali redox 169 determinazione del calcare totale (carbonati totali) serve per interpretare correttamente il pH di un suolo, ci sono vari metodi per determinarlo: - empirica: prendo il campione suolo e aggiungo delle gocce di acido cloridrico, in base alla effervescenza prodotta mi dice se è presente o meno. - Calcimetro volumetrico: a temperature e pressioni note, osservo quanta CO2 si produce in seguito all’aggiunta di acido cloridrico (in eccesso) nel suolo. - Il metodo ufficiale: simile al calcimetro volumetrico ma dai risultati che ottengo li inserisco all’interno di una formula per determinare il contenuto di calcare espresso su g/kg di suolo. - Con l’analisi CNS: determina il TIC presente nel suolo e successivamente lo divido per un fattore 0,12 per determinare quanto calcare è presente nel campione Sono tutti metodi che mi valutano la presenza di carbonato, utile per capire i fabbisogni idrici di un suolo. 170 determinazione del calcare attivo mi serve per capire effettivamente la percentuale di carbonati che sono reattivi e partecipi nel suolo nelle reazioni. Il procedimento è il seguente: nel campione aggiungo l’ossalato ammonico che porterà alla produzione di ossalato di calcio che precipita. Aspetto 2 ore e titolo il campione con il permanganato di potassio finchè non diventa viola: dalla quantità di permanganato impiegato mi ricavo la quantità di calcare attivo. 17