Chimica e biochimica agraria

Tipi di silicati

Fillosilicati

I fillosilicati sono costituiti da fogli; in questo tipo di silicati, il silicio ha 3 ossigeni in comune con gli atomi di silicio adiacenti, quindi la struttura dei fillosilicati è lineare. L'ossigeno che non è legato a due atomi di silicio (cioè quello che è legato solo con un atomo di ossigeno) ha una carica negativa. I diversi fogli di fillosilicati sono tenuti insieme dalle forze di Van der Waals. I fillosilicati sono dei silicati di tipo 2:1 e quindi sono costituiti da tre strati: due strati hanno come unità fondamentale un tetraedro (strati esterni) mentre lo strato interno è costituito da più ottaedri (questi fascetti sono legati insieme da dei legami chimici). Gli strati ottaedrici si legano preferibilmente con alluminio, ferro e magnesio perché la lunghezza dei vari legami ionici si avvicinano a 0,414 (0,414 rappresenta la lunghezza ideale dei legami ionici).

La gibbsite è un cristallo di alluminio di forma tetraedrica (ai vertici del tetraedro ci sono le ossidrili). La forma delle unità formanti la gibbsite è diottaedrica perché le ossidrili (-OH) sono ai vertici dei due ottaedri (i gruppi -OH sono dei ponti per i due ottaedri). Ogni atomo di alluminio ha carica +3 ma ogni legame ha carica +0,33 perché questo composto ha forma di ottaedrica. Per formare la struttura dei fillosilicati, la gibbsite deve espellere due ossidrili dallo strato superiore e due ossidrili dallo strato inferiore e quindi si forma una carica negativa superiore e una carica negativa inferiore.

La pirofyllite è il primo fillosilicato di interesse pedogenetico ed ha la formula base Si₄O₁₀Al₂(OH)₂. Un altro fillosilicato che ha come foglio intermedio è la brucite il cui foglio intermedio è composto da idrossido di magnesio cristallino. La brucite ha forma triottaedrica perché ogni -OH è vertice di tre ottaedri contigui (ogni legame formato dal magnesio ha carica +0,25). Il motivo fondamentale del foglio intermedio della brucite è Mg₃(OH)₆ da qui la formula triottaedrica (bisogna prendere 3 atomi di magnesio). Il talco è l'altro fillosilicato composto da due strati triottaedrici di silicio e uno strato interno ottaedrico composto da idrossido di magnesio cristallino. La formula di base del talco è Si₄O₁₀Mg₃(OH)₂.

Tectosilicati

I tectosilicati sono dei silicati in cui tutti gli atomi di ossigeno sono in comune con gli altri tetraedri. In questo caso si ha una struttura tridimensionale ma non disordinata. L'unità di base dei tectosilicati è SiO₂, cioè quella della silice. I tectosilicati, dal punto di vista agrario, sono costituiti da 4 monomeri (4 atomi di silicio) ma uno dei 4 atomi di silicio viene sostituito da un atomo di alluminio (l'alluminio cristallizza preferibilmente come ottaedro ma, in condizioni particolari, cristallizza come tetraedro e quindi si ha una sostituzione isomorfa del silicio). Ogni 4 atomi di silicio si ha la sostituzione con un atomo di alluminio. In questo caso insorge una carica negativa perché il silicio ha carica +4 mentre l'alluminio ha carica +3.

La formula di base dei tectosilicati è Si₃AlO₈ (in questo caso si ha la sostituzione del tipo 1:4) ma si può avere anche una sostituzione del tipo 2:4 (cioè si ha la sostituzione di due atomi di silicio con altrettanti atomi di alluminio), in questo caso la formula di base è Si₂Al₂O₈. Il tectosilicato di maggiore interesse pedogenetico è l'ortoclasio in cui la carica negativa viene neutralizzata con il potassio (KSi₃AlO₈), l'albite viene ottenuta grazie alla neutralizzazione della carica negativa con il sodio (NaSi₃AlO₈). Nell'anortite si ha la neutralizzazione delle due cariche negative con lo ione calcio (CaAl₂Si₂O₈).

Pedogenesi

La fase solida del terreno è costituita da una componente inorganica e da una componente organica (la componente inorganica è quella frazione in misura maggiore rispetto a quella organica). La componente inorganica si forma a partire dalle rocce e dai minerali primari e su di essi si susseguono due processi pedogenetici, il primo di tipo fisico (disgregazione) e il secondo di tipo chimico (trasformazione). Si ha prima la disgregazione dei minerali e delle rocce per aumentare la loro superficie di attacco da parte delle reazioni chimiche. I processi di disgregazione dei minerali primari sono di tipo endocinetico e di tipo esocinetico.

I processi endocinetici sono dei fenomeni di disgregazione a causa delle proprietà fisiche della roccia (questi processi partono dall'interno della roccia). I processi esocinetici sono quei fenomeni causati dall'esterno del minerale, questi processi si dividono in processi di erosione e processi di frantumazione (i processi di frantumazione sono più accentuati nei minerali composti da più elementi chimici perché queste sostanze hanno dei coefficienti di dilatazione differenti). Alla base della decomposizione chimica dei minerali c'è la solubilizzazione (la solubilizzazione è la rottura dei legami chimici soluto-soluto seguita dall'instaurarsi di interazioni soluto-solvente). L'idratazione si ha quando le molecole di acqua circondano le molecole del soluto. A seguito di questi processi c'è l'idrolisi cioè la rottura delle sostanze ad opera dell'acqua che si comporta da acido o da base a seconda dei casi.

Idrolisi dei silicati

I silicati, quando sono sminuzzati, subiscono l'idrolisi che può essere totale (l'idrolisi totale si ha quando il silicato di partenza viene totalmente dissolto dall'acqua cioè viene trasformato in tutti composti solubili e quindi vengono lisciviati insieme all'acqua) o parziale (l'idrolisi parziale si ha quando i silicati vengono trasformati in parte in componenti solubili ed in parte in componenti insolubili di neoformazione che andranno a formare la parte inorganica del terreno). L'idrolisi totale dei silicati non ha importanza dal punto di vista pedogenetico. I silicati rappresentano il 92% dei componenti della superficie terrestre.

La forsterite è un nesosilicato (la forsterite è una Mg-olivina). Le reazioni dell'idrolisi della forsterite sono le seguenti:

• Mg₂SiO₄  2 Mg²⁺ + SiO₄^4- (in acqua dopo la solubilizzazione). Questa reazione è di dissociazione elettrolitica in acqua;
• SiO₄^4- + 4 H₂O  H₄SiO₄ (acido ortosilicico) + 4 OH^-. Questa reazione è di idrolisi ed in questa fase l'ambiente si basicizza quindi si tratta di una reazione di idrolisi basica;
• 4 OH^- + 4 H₂CO₃  4 H₂O + 4 HCO₃^-. La presenza di acido carbonico spinge la reazione di idrolisi dei silicati perché allontana gli ioni OH^- (si ha il consumo di ioni OH^- e quindi si ha la spinta dell'equilibrio verso destra).

Questa reazione è un'idrolisi totale e quindi non è interessante al fine della pedogenesi. La reazione completa è:

Mg₂SiO₄ + 4 H₂CO₃  2 Mg²⁺ + H₄SiO₄ + 4 HCO₃^-

Questa reazione è di idrolisi completa perché tutti i componenti presenti a destra della reazione sono solubili in acqua.

Un esempio di idrolisi parziale è a carico dell'ortoclasio (l'ortoclasio è un K-feldspato).

• KAlSi₃O₈  K⁺ + AlSi₃O₈^3- (solubilizzazione del sale in acqua);
• AlSi₃O₈^3- + H₂CO₃  AlSi₃O₈H + HCO₃^-. Dopo di questa reazione, AlSi₃O₈H può reagire con l'acqua con vari rapporti stechiometrici.

Nell'ultimo caso, la reazione globale è:

KAlSi₃O₈ + H₂CO₃ + 4,5 H₂O  K⁺ + 0,25 Si₄O₁₀Al₄(OH)₈ + HCO₃^- + 2 H₄SiO₄

Questa reazione rappresenta un'idrolisi parziale perché, a fianco di sostanze solubili in acqua, si forma un composto di neoformazione (chiamata caolinite) non solubile in acqua.

Se nella reazione sono presenti 7 molecole di acqua (invece di 4,5 molecole di acqua), si ha:

AlSi₃O₈H + 7 H₂O  0,5 Al₂(OH)₆ + 3 H₄SiO₄.

Al₂(OH)₆ rappresenta la gibbsite: in questo caso essa non è un composto dei fillosilicati ma è isolata ed è un idrossido cristallino non solubile in acqua. In questo caso la reazione globale della reazione è:

KAlSi₃O₈ + 7 H₂O + H₂CO₃  K⁺ + 0,5 Al₂(OH)₆ + 3 H₄SiO₄ + 4 HCO₃^-

L'idrolisi parziale parte dai silicati e si formano dei colloidi. Le considerazioni generali sull'idrolisi parziale sono:

• Il materiale di arrivo è più povero di silicio perché una parte di esso viene perso come acido ortosilicico;
• L'alluminio si allontana e quindi la sua percentuale aumenta;
• Gli ioni metallici vengono allontanati e lisciviati totalmente.

Tra i fattori di pedogenesi, l'acqua occupa un ruolo importante ma anche la componente gassosa ha un ruolo importante nella genesi del terreno: l'anidride carbonica è importante perché forma acido carbonico che accelera il processo di idrolisi parziale dei silicati, oltre all'anidride carbonica, anche l'ossigeno ha un compito importante nella pedogenesi (l'ossigeno agisce sulle sostanze ridotte come il ferro ferroso).

Un esempio dell'azione dell'ossigeno sulla pedogenesi è il seguente (azione dell'ossigeno sulla fayalite che è una Fe-olivina):

• 2 Fe²⁺ + 0,5 O₂  2 Fe³⁺ + O^2- (ossidazione del ferro ferroso);
• O^2- + H₂O  2 OH^-;
• 2 Fe³⁺ + 12 H₂O  2 Fe(OH)₃ + 6 H₃O⁺ (idrolisi del ferro ferrico);
• 2 OH^- + 2 H₃O⁺  4 H₂O;
• 2 Fe(OH)₃  Fe₂O₃ + 3H₂O.

Reazione complessiva: 2 Fe²⁺ + 0,5 O₂ + 6 H₂O  Fe₂O₃ + 4 H₃O⁺

In questa reazione:

• Si ha la creazione di acidificazione che aiuta l'idrolisi basica dei silicati perché gli ioni H₃O⁺ consumano gli ioni OH^- e quindi sposta l'equilibrio della reazione a destra;
• Si formano dei composti di neoformazione che possono cristallizzare; l'alluminio si allontana e quindi la sua percentuale aumenta. Se si considera l'idrossido ferrico, esso è meno solubile dell'idrossido ferroso e quindi Fe(OH)₃ rimane sulla superficie del terreno.

Genesi della frazione organica del suolo

La frazione organica è meno presente nel terreno sia in termini di volume che di peso. La frazione organica parte dall'arrivo delle sostanze organiche, sia animali che vegetali, sul terreno. Il primo processo che subisce la sostanza organica è la disidratazione, poi essa subisce dei processi di ossidazione (l'ossigeno è l'elemento necessario per la vita dei microrganismi, questi ultimi sono ponderalmente più presenti rispetto a quelli anaerobi). Le sostanze organiche che vengono più attaccate sono i glucidi e le proteine, mentre la molecola che si degrada più lentamente è la cellulosa.

La frazione del carbonio più importante è quella non attaccabile dai microrganismi, la sostanza organica viene degradata secondo un processo biofisico: nella prima fase si ha la degradazione delle sostanze organiche più semplici (zuccheri, lipidi, proteine, etc.) e nella seconda fase si ha la degradazione del carbonio difficilmente attaccabile dai microrganismo (tannini, pectine, composti di neoformazione, etc.). L'humus è resistente all'attività microbica ma non è inamovibile (l'humus contiene un pool di sostanze nutritive che vengono rilasciate molto lentamente).

La curva di scomparsa del carbonio è uguale per tutti i climi, ma quello che cambia è il fattore tempo. Il processo di umificazione è lento nei climi temperati ma si ha una produzione molto più di humus.

Tessitura del suolo

La tessitura è un parametro fisico che influenza i parametri chimici del terreno. La tessitura è composizione percentuale delle varie componenti della terra fine. La terra fine è quella porzione del suolo essiccata all'aria e stacciata a 2 millimetri. La terra fine è composta da tre componenti: sabbia, limo e argilla. La tessitura è la percentuale di sabbia, limo e argilla presenti nella terra fine.

Classificazione ISSS della terra fine

Per vedere quanta sabbia grossa c'è nella terra fine si passa quest'ultima in uno staccio con maglie di dimensioni pari a 0,2 millimetri.

Classificazione USDA della terra fine

Questa classificazione non ci interessa tranne che per il fatto che il limite inferiore della sabbia è inferiore dalla classificazione ISSS.

Scheletro

Lo scheletro è un materiale inerte perché è composto da minerali e da sassi e quindi assomiglia molto alla roccia madre (l'unica differenza è che lo scheletro ha subìto dei processi di disgregazione). In Italia, lo scheletro è composto principalmente da carbonato di calcio ma sono presenti anche altri minerali (silicati, fosfati, solfati, solfuri). La quantità di scheletro viene espressa in ‰ e non in %.

Frazione sabbiosa

La sabbia è uno scheletro raffinato (la sabbia ha la dimensione delle particelle inferiori allo scheletro ma è composta dagli stessi minerali dello scheletro). I terreni sabbiosi vengono anche chiamati terreni sabbiosi perché hanno una scarsa resistenza alle lavorazione ma la sabbia è un materiale inerte cioè non partecipa alle reazioni di trattenuta degli elementi nutritivi e non aiuta a trattenere l'acqua.

Frazione limosa

Il limo ha delle caratteristiche negative perché non è un colloide e quindi assomiglia molto alla sabbia. Il limo si insinua tra i macropori e quindi toglie spazio all'aria.

Frazione argillosa

L'argilla ha tutte le proprietà chimiche e chimico-fisiche dei colloidi. Nella classificazione ISSS, nella frazione argillosa, vengono inclusi tutti quegli elementi che possono essere o meno dei colloidi. I terreni argillosi possono avere delle tessiture finissime e dal punti di vista fisico sono negativi se l'argilla è presente in elevate quantità.

Analisi del terreno

Prelevamento del campione di terreno

In questa fase si deve guardare la giacitura, il microclima e il colore del terreno (questi tre caratteri sono i principali). Per gli appezzamenti si deve prendere un campione che deriva dall'unione di 5 sub-campioni (questo dato è valido per gli appezzamenti di estensione fino a 2 ettari). Se l'appezzamento è più esteso, si devono prendere 9 sub-campioni. Si deve prendere tutta la parte superficiale del terreno (se si deve coltivare una coltura erbacea basta prendere un badile, per le colture arboree si devono prelevare almeno 60 centimetri di terreno).

Essiccazione

Successivamente si porta il terreno in laboratorio e si fa essiccare il terreno all'aria (e non in stufa perché perde tutta l'umidità). Lo sgretolamento dei grumi strutturali deve essere "gentile". Tutte le analisi del terreno vanno fatte sulla terra fine stacciata a 0,5 millimetri (in questo modo si riduce la variabilità tra i vari campioni).

Determinazione della tessitura del terreno (analisi fisico-meccanica o analisi granulometrica)

Per preparare il campione si deve realizzare la dispersione dei singoli componenti dissolvendo i leganti organici e inorganici trattando la terra fine con l'acqua ossigenata.

Reazione: (organico) + 2 H₂O₂  CO₂ + 2 H₂O

Si smette a fare questa operazione quando l'effervescenza è terminata (questa operazione deve essere fatta quando si è sicuri che ci siano i leganti organici, cioè è presente almeno l'1% di sostanza organica). I leganti inorganici vengono eliminati con l'esametafosfato di sodio [(NaPO₃)₆]: il sodio contenuto nel sale scalza il calcio contenuto nel complesso di scambio e quindi i colloidi vengono dispersi nella sospensione (in altre parole, permette alle particelle colloidali di disperdersi nella sospensione).

A questo punto si può passare direttamente all'analisi fisico-meccanica attraverso un principio molto semplice: i componenti in sospensione precipitano in tempi diversi perché hanno dei tempi diversi di sedimentazione. Si prendono 10 grammi di terra fine essiccata in un becker da 250 millilitri e si aggiungono 50 millilitri di acqua distillata. Poi si travasa il tutto una bottiglia della stessa capienza del becker e la si scuote per 2 ore. Successivamente si versa il tutto nel levigatore di Andreasen attraverso uno staccio da 0,2 millimetri in modo tale da raccogliere tutta la sabbia grossa. Quest'ultima viene trasferita in un pesafiltro tarato, essiccata in stufa a 105°C ed infine viene calcolata la sua percentuale sulla terra fine:

Formula: P = (peso del filtro + sabbia grossa) - peso del pesafiltro

SG(%) : 100 = P : 10

SG(%) = P · 10

Il levigatore di Andreasen consta in un cilindro di vetro a cui è stata applicata una pipetta da 10 millilitri munita di rubinetto.

Nel levigatore di Andreasen ci sono due tacche distanti 20 centimetri (l'asticella pesca proprio all'altezza della tacca inferiore). Dopo un certo tempo di sedimentazione, si è sicuri che anche l'ultima particella di sabbia fine sia precipitata e successivamente si preleva la soluzione rimasta e che contiene limo e argilla. Il tempo di sedimentazione si basa sulla teoria del moto uniforme.