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sostanza organica si usa il bicromato di potassio (K Cr O ) dove il cromo ha numero di ossidazione

2 2 7

+6. La forza ossidante dello ione bicromato è maggiore in ambiente acido e quindi questo sale viene

mescolato con l’acido solforico (H SO ). La reazione di ossidazione del carbonio organico è:

2 4

72- + 3+

2 Cr O + 3 C + 16 H 4 Cr + 3 CO + 8 H

2 organico 2 2

La determinazione del carbonio organico presente nel terreno è una titolazione di ritorno perché si

titola il bicromato che non ha reagito con il carbonio della sostanza organica (quindi si aggiunge del

bicromato in eccesso). Il bicromato viene titolato con una sostanza riducente che è il sale di Mohr

(solfato ferroso ammonico) che contiene il ferro ferroso e quindi riduce il cromo con la seguente

formula: 72- 2+ + 3+ 3+

Cr O + 6 Fe + 14 H 2 Cr + 6 Fe + 7 H O

2 2

Il procedimento della titolazione è:

1. si prende un grammo di terreno stacciato a 0,5 millimetri che verranno messi un una beuta

da 500 millilitri;

2. si aggiunge una punta di spatola di solfato di argento (Ag SO );

2 4

3. si aggiungono 10 millilitri di bicromato di potassio 1N (e quindi in forte eccesso);

4. si aggiungono 10 millilitri di acido solforico lasciandolo colare lungo le pareti della beuta;

5. si lascia reagire il tutto per 30 minuti (questo lasso di tempo è usato per convenzione);

6. dopo 30 minuti, si aggiungono 200 millilitri di acqua deionizzata e poi si aggiunge 0,5

millilitri dell’indicatore che in questo caso è la difenilammina (che dà una colorazione blu

alla soluzione) e 5 millilitri di acido ortofosforico (H PO ) che aiuta ad apprezzare il

3 4

viraggio;

7. la soluzione viene titolata con il sale di Mohr e si procede alla titolazione di ritorno. In

questo caso la difenilammina cambia il colore da blu a verde quando la reazione è finita.

Se si prende un campione di terreno avente una massa inferiore ai 5 grammi, esso deve essere

stacciato a 0,5 millimetri per far reagire meglio la sostanza organica presente in esso.

Dopo questa titolazione si deve fare la prova in bianco ce consiste nel fare tutte le reazioni senza

usare il campione di terreno. In questo caso, per effettuare la prova in bianco si devono usare 10

millilitri di K Cr O e 20 millilitri di sale di Mohr in soluzione (quest’ultimo sale non è stabile nel

2 2 7

tempo perché è facilmente ossidabile). La prova in bianco serve per fare la correzione della

concentrazione del sale di Mohr.

Il bicromato di potassio ossida tutte le sostanze ridotte presenti nel terreno, quindi, per eliminare gli

ioni cloruro, si aggiunge il solfato di argento (il solfato di argento è solubile in acqua al contrario

del cloruro di argento).

Il fattore di correzione della concentrazione del sale di Mohr è:

La formula per calcolare la percentuale di carbonio organico presente nel terreno è:

L’unica incognita in questa formula è il volume di sale di Mohr utilizzati per titolare la soluzione.

Il termina (20 - ml · f) rappresenta i millilitri di sale di Mohr che avrebbero reagito con il bicromato

che invece è stato consumato dal carbonio.

Il termine (20 - ml · f) · 0,5 rappresenta i milliequivalenti di carbonio presenti nel terreno.

Per trasformare la percentuale di carbonio nella percentuale di sostanza organica si usa la seguente

formula: POTERE ASSORBENTE

Il potere assorbente è la capacità del terreno di trattenere gli elementi di nutrizione delle piante.

Ci sono tre tipi di potere assorbente:

ritenzione meccanica : si ha quando il terreno non fa passare le sostanze con dimensioni

 maggiore dei suoi pori;

ritenzione biologica : è il tipo di ritenzione operato dagli organismi nel terreno (queste

 sostanze verranno rilasciate alla morte degli organismi attraverso la loro mineralizzazione);

assorbimento chimico : è costituito dai processi di insolubilizzazione degli elementi e dei

 composti della soluzione circolante. Il grado di assorbimento chimico si ha nei composti

insolubili nell’acqua. L’assorbimento chimico è di diversi gradi:

• i nitrati hanno un grado di assorbimento chimico molto basso perché sono molto

solubili in acqua così come i cloruri. Lo ione nitrato è molto solubile in qualsiasi

condizione e per questo non subiscono assorbimento chimico;

• i solfati subiscono un certo assorbimento chimico. Il gesso (CaSO ) è il solfato che

4

subisce un discreto assorbimento chimico (esso ha un limite di solubilità che è pari a

2,41 g/L che, una volta superato questo valore, diventa insolubile in acqua);

• i carbonati dei metalli alcalini sono solubili in acqua, mentre i carbonati dei metalli

alcalino-terrosi sono molto poco solubili (il carbonato di calcio ha un limite di

solubilità pari a 0,015 g/L, valore che si alza a 0,10 g/L nel carbonato di magnesio).

L’assorbimento chimico a carico dei fosfati è il più importante in quanto il fosforo è un

macroelemento della nutrizione vegetale. I sali più comuni del fosforo derivano dall’acido

ortofosforico (H PO ).

3 4

Le tre dissociazioni dell’acido ortofosforico sono:

4- +



H PO + H O H PO + H O pK = 1,9

3 4 2 2 3 a

4- 42- +



H PO + H O HPO + H O pK = 6,25

2 2 3 a

42- 43- +



HPO PO + H O pK = 12,92

3 a

4- 42-

Lo ione H PO è chiamato ione monofosfato, lo ione HPO è chiamato ione difosfato o

2 43-

ione bifosfato ed infine lo ione PO viene chiamato ione trifosfato.

La presenza dei tre ioni dipende dal pH:

• 4-

lo ione H PO comincia a dissociarsi a pH 0, a pH 1,9 è dissociato al 50% e a pH 3,9

2

è dissociato completamente;

• 42-

lo ione HPO comincia a dissociarsi a pH 4,25, a pH 6,25 è dissociato al 50% e a

pH 8,25 è dissociato completamente;

• 43-

lo ione PO comincia a dissociarsi a pH 10,92, a pH 12,92 è dissociato al 50%

mentre a pH 14 è quasi completamente dissociato.

4-

A pH acidi prevale lo ione monofosfato (H PO ), a pH neutri e subalcalini è presente lo ione

2

42- 43-

difosfato (HPO ) e a pH alcalini prevale lo ione trifosfato (PO ).

Lo ione monofosfato, con pH acidi, incontra le forme cationiche degli idrossisi di alluminio

e di ferro (lo ione monofosfato non incontra il calcio a pH acidi!).

L’alluminio può essere presente in soluzione sotto forma di diverse specie ioniche:

3+ 2+ +



Al + 2 H O AlOH + H O

2 3

2+ 2+ +



AlOH + 2 H O Al(OH) + H O

2 3

2+ +



Al(OH) + 2H O Al(OH) + H O

2 3 3 2+

La forma ionica dell’alluminio a valori in cui è presente lo ione monofosfato è Al(OH)

2+

mentre per il ferro è Fe(OH) .

I sali che si formano dallo ione monofosfato e dalle forme ioniche degli idrossidi di ferro e

alluminio sono altamente insolubili.

2+ 4- 

Al(OH) + H PO Al(OH) H PO (variscite)

2 2 2 4

2+ 4- 

Fe(OH) + H PO Fe(OH) H PO (strengite)

2 2 2 4 -35 -30

La variscite e la strengite hanno dei prodotti di solubilità pari rispettivamente a 10 e 10

quindi sono altamente insolubili.

A pH alcalini, lo ione bifosfato incontra lo ione calcio:

2+ 42-

Ca + HPO CaHPO

 4

Il difosfato calcico (CaHPO ) ha una modesta solubilità in acqua (0,25 g/L). Anche se è una

4 42- 4-

micro solubilità si ha una continua formazione di HPO da H PO .

2

I terreni italiani, essendo fisiologicamente alcalini, il difosfato bicalcico reagisce con il

calcare secondo la seguente reazione:

2 CaHPO + CaCO Ca (PO ) + CO + H O

4 3 3 4 2 2 2

in questo caso il fosforo retrograda (il composto Ca (PO ) ha una solubilità pari a 0,005

3 4 2

g/L).

Quando il pH del suolo supera 8,5, il calcio si insolubilizza e i fosfati si legano con il sodio

(eventualmente con il potassio) e quindi sono solubilissimi ma a tali pH non si può coltivare

il terreno e deve essere corretto.

ADSORBIMENTO DI SCAMBIO

L’adsorbimento di scambio avviene sui colloidi e quindi riguarda i controioni del doppio strato

elettrico dei colloidi.

L’adsorbimento di scambio consiste nell’entrata e nell’uscita di ioni nella soluzione interna e

l’uscita dalla stessa di altri ioni nel rispetto del principio dell’equivalenza (lo scambio può essere

anionico o anionico).

L’adsorbimento cationico e anionico possono essere:

positivo quando lo ione è attratto dal colloide;

 negativo quando lo ione è respinto dal colloide.

Inoltre, l’adsorbimento chimico può essere:

selettivo o specifico : è il tipo di adsorbimento subìto da alcuni ioni e non soggiace alle leggi

 dello scambio e della legge dell’equivalenza (i chelati sono degli esempi di adsorbimento

selettivo degli elementi);

non selettivi o non specifici : questo tipo di adsorbimento risponde alla legge dello scambio.

L’adsorbimento anionico positivo è molto minore rispetto a quello cationico positivo.

Le superfici colloidali sono l’humus e le argille (la caolinite ha una superficie colloidale di minore

importanza).

Dati due cationi A e B (e nessun altro), l’equazione di scambio dell’adsorbimento cationico positivo

non selettivo è la seguente: n+ n+



TB + A TA + B

La PSB ( percentuale di saturazione in basi ) è la somma delle basi di scambio ma espresso in

percentuale.

La percentuale di saturazione in basi viene calcolata con la seguente formula:

Un esempio di adsorbimento cationico specifico è

rappresentato dall’humus che chela i metalli di transizione. Un altro esempio è quello relativo al

potassio che viene chelato dalle maglie esagonali delle argille micacee.

Il respingimento degli anioni è maggiore rispetto a quello dei cationi.

L’adsorbimento anionico positivo non selettivo consiste nell’attrazione di anioni nelle micelle di

argilla e risponde alle stesse leggi dell’adsorbimento cationico positivo non selettivo (esso è pari a

1-5% della capacità di scambio cationico).

Una reazione generale dell’adsorbimento anionico positivo non selettivo è rappresentato dalla

seguente formula: - 3-



TNO + Cl TCl + NO

3

EQUAZIONI DI SCAMBIO

Le equazioni di scambio esprimono la relazione esistente tra la composizione ionica della soluzione

circolante e quella del complesso di scambio.

L’equazione di Kerr si riferisce ad una coppia di cationi e viene rappresentata dalla seguente

equazione: n+ n+



TB + A TA + B

n+ n+

dove A e B sono i cationi aventi lo stesso numero di ossidazione, TA e TB sono gli stessi cationi

legati al complesso di scambio.

L’equazione di Kerr si riferisce a ioni che hanno lo stesso numero di ossidazione.

Per uno scambiatore ideale e per ioni puntiformi si ha a k = 1 per cui:

In realtà gli ioni non sono puntiformi e quindi k è sempre diverso da 1.

k è il coefficiente di selettività e rappresenta la facilità con cui gli ioni passano dalla soluzione

circolante al complesso di scambio. + +

ESEMPIO: si ha un terreno in equilibrio con una soluzione 0,1N di Na e 0,2N di K :

+

γ γ γ

poiché = :

K Na

k è adimensionale, quindi se si diluisce o si concentra la soluzione circolante, la soluzione è

composta solo da due tipi di cationi aventi lo stesso numero di carica, la presenza dei due cationi sui

colloidi è la stessa proprio perché k è adimensionale.

L’ equazione di Gapon si riferisce a cationi aventi numero di ossidazione diversi, cioè si riferisce ad

un catione monovalente e ad un catione bivalente.

L’equazione di Gapon è rappresentata dalla seguente equazione chimica:

+ 2+



½ TB + A TA + ½ B

TA – TA = ½ TB

max +

dove TA rappresenta il complesso di scambio completamente saturato dal catione A , TA e TB

max

rappresentano la quantità di ioni che stanno sul complesso di scambio.

γ +

= concentrazione dello ione A sul complesso si scambio e si misura in millimole per 100 grammi

+ + 2+

di terreno (mmol/100 g), C e C rappresenta la concentrazione degli ioni A e B espressa in

+ 2+

millimoli per millilitro di soluzione (mmol/ml). Applicando la legge di azione di massa si ha:

Per portare la concentrazione da mmol/ml a meq/ml la C deve essere divisa per 2.

2+

-1/2

La costante di Gapon ha una sua dimensione che è [C] (se si diluisce la soluzione circolante la

costante di Gapon varia e quindi nel complesso di scambio ci va uno ione più di un altro). Per

soluzioni diluite prevalgono gli ioni bivalenti, per le soluzioni concentrate prevalgono gli ioni

monovalenti.

L’equazione di Gapon si applica quando si ha il complesso di scambio saturo (quindi si hanno molte

+ 2+

basi di saturazione) che sono presenti nei terreni salsi (nei terreni salsi prevalgono gli ioni Na , Ca

2+ 2+ 2+

e Mg ). Gli ioni Ca e Mg hanno le stesse caratteristiche quindi si sommano le loro

concentrazioni.

DETERMINAZIONE DELLA CAPACITÀ DI SCAMBIO

CATIONICA

Per determinare la CSC si sostituiscono tutti i cationi con un unico catione che non è presente nel

2+

complesso di scambio e che è facilmente determinabile: questo catione è il bario (Ba ).

2+ 2+



TX + Ba TBa + X

dove TX è la somma di tutti gli ioni presenti sul complesso di scambio.

Essendo una reazione di equilibrio, in soluzione sono presenti tutte e quattro le forme. Il bario

scalza l’80% degli ioni presenti sul complesso di scambio e quindi si centrifuga la soluzione e si

fanno tre trattamenti per ritenere che il terreno sia completamente bario-sostituito.

La reazione di sostituzione del bario viene fatta solo una volta con il solfato di magnesio perché il

BaSO è insolubile in acqua. Il magnesio in eccesso viene determinato con una reazione di ritorno.

4

Solo a pH 10 il magnesio può essere chelato.

Successivamente si fa la prova in bianco, cioè si ripete la stessa prova ma senza il campione di

terreno, utilizzando 20 ml di EDTA (acido etilendiamminotetraacetico) 0,05N. La prova in bianco si

fa per calcolare il fattore di correzione.

La titolazione si fa con una soluzione di cloruro di bario a pH fisso (8,1) per rendere confrontabile

tutti i terreni della Terra.

All’equilibrio non tutti gli ioni bario sostituiscono gli ioni presenti sul complesso di scambio. 2+

Il bario viene sostituito con il magnesio proveniente dal solfato di magnesio che sottrae lo ione Ba

dal complesso di scambio formando BaSO che è insolubile in acqua (quindi non si instaura un

4

equilibrio e non sono necessario fare tre trattamenti).

Per calcolare la capacità di scambio cationico si calcola con la formula:

Il numero che esce da questa formula serve per calcolare la dotazione di cationi di un terreno.

La CSC è riferita a tutte le componenti del terreno e non solo alle argille!

La CSC media è di 20 meq/100 g (limite italiano).

La composizione del complesso di scambio è importantissimo per conoscere molti parametri

chimici del terreno.

L’acidità di scambio (H) viene calcolata sul liquido limpido che deriva dalla prima centrifugazione

del suolo con il cloruro di bario e trietanolammina a pH 8,1 (a questo valore di pH, pur essendo

basico, tutti gli acidi escono dal complesso di scambio). Il liquido limpido derivante dalla prima

centrifugazione contiene l’80% dei cationi e tutti gli acidi del complesso di scambio perché si ha un

pH basico (a questo valore di pH tutti gli acidi escono al primo trattamento). Trattando con la

trietanolammina, essendo un composto basico, tutti gli acidi escono.

La trietanolammina viene protonata in parte dagli acidi di scambio.

Poiché la trietanolammina è presente in eccesso, questi protoni che escono protonano una parte

della trietanolammina ma non tutta (quindi nella soluzione si avrà una parte di trietanolammina

neutra perché è presente in eccesso rispetto agli acidi presenti nel terreno).

Se si fa una prova in bianco con tutta la trietanolammina (cioè quella della soluzione fresca di

cloruro di bario e trietanolammina) e poi si va a vedere tutta la trietanolammina neutra che è rimasta

in questa soluzione, per differenza si trova la trietanolammina che è stata protonata dagli acidi di

scambio. Per titolare la trietanolammina neutra (che è una base) si usa l’acido cloridrico (è una

titolazione acido-base). pH DEL TERRENO

La pila Daniel è costituita da due elettrodi in cui circolano elettroni grazie alle reazioni di ossido-

riduzione. Esiste un altro tipo di pila in cui i due elettrodi sono composti dalla stessa sostanza ma a

concentrazioni diverse (questa differente concentrazione da circolare il flusso di elettroni). La

differenza di potenziale si misura con l’equazione di Nernst:

Gli strumenti per misurare il pH sono dei potenziometri.

Per misurare il pH del terreno si prendono della terra fine e dell’acqua distillata in rapporto 1:2,5. In

altre parole si calcola il pH della sospensione di terra dine ed acqua e quindi il pH non è quello del

terreno ma della sospensione.

Il pH-metro che si utilizza per questo procedimento è a vetro combinato che rileva la differenza di

potenziale tra la soluzione esterna al bulbo e quella interna.

La misura del pH del terreno avviene agitando la sospensione di terra fine in un becker da 250 ml.

Certe volte, il pH del terreno viene calcolato un una soluzione 1M di cloruro di potassio ma si ha un

valore inferiore rispetto a quello calcolato in acqua. Maggiore è la quantità di acidi presenti nel

complesso di scambio e tanto più questa differenza risulta elevata perché lo ione potassio scalza

buona parte degli ioni nel complesso di scambio.

I fattori che influenzano il pH del terreno sono:

PSB (percentuale di saturazione in basi) o GSB (grado di saturazione in basi) : maggiore è

 la PSB e maggiore sarà il pH perché ci sono pochi acidi. Affinché un terreno abbia un pH

neutro (ammettendo che sia influenzato solamente dal complesso di scambio), le basi

devono uscire dal complesso di scambio ed andare in soluzione. Un terreno che ha un 40%

di ioni acidi sul complesso di scambio, il terreno può avere un pH neutro perché ci sono altri

fattori che influenzano il pH.

Ad una PSB intorno al 60% si ha un pH praticamente neutro (6,7-7,3), ma in teoria un

terreno neutro deve avere una PSB del 100% perché si hanno degli ioni non idrolizzabili;

32- 32-

concentrazione in soluzione di ioni carbonato (CO ) e bicarbonato (HCO ) : gli ioni

 +

carbonato e bicarbonato sono delle basi coniugate forti perché sottraggono ioni H O dalla

3

soluzione circolante e quindi incrementano il pH. I terreno italiani sono fisiologicamente

alcalini perché contendono ioni carbonato e bicarbonato.

Gli ioni carbonato e bicarbonato sono delle basi forti e quindi reagiscono con gli ioni acidi

+

come H O , secondo le formule scritte di seguito, e quindi si ha un innalzamento del pH:

3 3- + 

HCO + H O H CO + H O

3 2 3 2

32- + 3-



CO + H O HCO + H O

3 2

Gli ioni carbonato e bicarbonato liberi fanno sì che basta un 60% di PSB per avere un

terreno neutro e quindi si ha l’occultamento dell’attività degli acidi.

Il calcio è presente sotto forma solubile con pH bassi e quindi i pH alti sono pericolosi

perché il calcio si insolubilizza (finché gli ioni carbonato sono legati al calcio, non si hanno

dei problemi perché il calcare si insolubilizza; a pH superiori a 8,5 il calcio precipita e

prevale lo ione sodio e quindi lo ione carbonato è completamente solubile);

concentrazione salina della soluzione esterna (C ) . La concentrazione salina varia al variare

 0

del pH.

Nelle argille l’aumento della C provoca una diminuzione del pH perché i cationi del sale

0 +

vanno a sostituire i cationi del complesso di scambio e quindi scalzano anche gli ioni H O

3

che acidificano la soluzione circolante (il pH diminuisce di più se ci sono molti acidi).

Nell’humus, l’aumento di C provoca ugualmente un abbassamento del pH. Aggiungendo

0

dei sali (e quindi si aggiungono anche dei cationi) ed avendo l’humus una carica negativa, si

provoca la dissociazione dei gruppi funzionali che normalmente non sono dissociati (tutto

ciò per controbilanciare il surplus di cationi). Con la dissociazione dei gruppi funzionali si

+

ha la produzione di ioni H O .

3

Nel caso degli ossidi e degli idrossidi, ci possono essere tre casistiche:

• pH > pH : questo si verifica con pH superiori a 8,5-9, cioè quando gli ossidi e gli

0

idrossidi hanno la carica negativa, e quindi ha la stessa situazione dell’humus (cioè il

pH cala);

• pH = pH : in questo caso l’aumento della concentrazione salina non influenza il pH

0

(perché a pH il colloide ha carica netta nulla);

0

• pH < pH : in questo caso l’aumento di concentrazione salina provoca aumento di pH,

0

poiché i controioni sono ioni negativi e l’aumento di cariche negative in soluzione

provoca una maggiore protonazione dei gruppi funzionali del colloide con

sottrazione di protoni alla soluzione esterna ed aumento di pH.

L’equazione chimica che spiega l’aumento della carica positiva è:

+ +



M-OH + H O M-O H + H O

3 2 2

(questa equazione di equilibrio spiega l’innalzamento del pH della soluzione).

Il pH è influenzato da questi tre fattori ma è evidente che il pH influenza altri fattori come

l’assimilabilità degli elementi nutritivi (assimilabilità significa che le radici sono capaci di prelevare

gli elementi nutritivi).

Gli elementi nutritivi si possono dividere in macroelementi o macronutrienti (sono gli elementi che

servono in concentrazioni elevate per le funzioni della pianta) e in microelementi o micronutrienti

(sono gli elementi che servono in concentrazioni basse per le funzioni della pianta).

Il ferro è il microelemento assorbito in quantità maggiori. Tra gli altri microelementi si annoverano

lo zinco, il rame e il manganese. Su questi elementi, il pH crea gli stessi problemi di assimilabilità:

a pH elevati si formano i rispettivi idrossidi (sono le stesse reazioni che portano alla formazione

degli idrossidi di ferro e alluminio) che portano alla loro completa insolubilizzazione che dà dei

3+

fenomeni di carenza (nel caso del manganese, esso si ossida a Mn e si forma il rispettivo ossido).

+

Queste reazioni sono di equilibrio e porta alla formazione di H O e quindi l’equilibrio è influenzato

3

dal pH (a pH alti l’equilibrio è spostato a destra, a pH bassi l’equilibrio è spostato a sinistra). A pH

bassi prevale la forma ionica dei microelementi, a pH basici o alcalini prevale l’ossido o l’idrossido

(le forme ioniche sono presenti a pH bassi e quindi sono solubili e, per questo motivo, vengono

assimilati dalle radici). 3+ 2+ 2+ 2+

È meglio che l’humus cheli Fe , Zn , Cu , e Mn perché evita la formazione dell’idrossido e

quindi l’insolubilizzazione di questi elementi.

Altri due microelementi che non seguono questa via sono il boro e il molibdeno.

Il boro è presente nel terreno sotto forma di acido borico e ione borato:

4- +



H BO + 2 H O H BO + H O

3 3 2 4 3

A pH acidi, il boro non è disponibile perché forma dei sali con il ferro e l’alluminio. Negli stessi

valori di pH, lo ione borato viene perso perché viene respinto e quindi subisce un adsorbimento

anionico negativo.

Il molibdeno si comporta all’opposto degli altri elementi:

42- +



MoO + 3 H O MoO + 2 H O

3 2 3

42-

In questo caso la forma solubile è lo ione molibdato (MoO ) che è presente in ambienti neutri o

sub-alcalini.

I macroelementi sono scarsamente disponibili a pH acidi perché lisciviano facilmente. Al crescere

del pH, per alcuni elementi si ha un aumento di disponibilità (per il calcio, magnesio e il potassio

l’assimilabilità aumenta con l’aumentare del pH).

POTERE TAMPONE DELLA SOLUZIONE

Il potere tampone di una soluzione è la capacità che la soluzione ha di opporsi a repentini

cambiamenti di pH dovuti all’aggiunta di acidi o basi forti.

Un sistema tampone è una reazione di equilibrio costituito da due composti che si oppongono uno

all’aggiunta di basi e l’altro all’aggiunta degli acidi.

L’acido presente nella soluzione circolante che ha la funzione tampone è l’acido carbonico:

3- +



H CO + H O HCO + H O pK = 6,3

2 3 2 3 a

La concentrazione dell’acido carbonico e dello ione bicarbonato p uguale quando il pH del terreno è

uguale alla pK (6,3).

a

Un altro sistema tampone presente nella soluzione circolante è rappresentata da:

3+ 2+ +



Al + 2 H O Al OH + H O pK = 5,0

2 3 a

Questo sistema tampone è scarsamente presente nei terreni italiani perché è presente fino a pH 7.

L’acido carbonico può aumentare la sua concentrazione grazie alla microsolubilità del calcare:

2+ 32-



CaCO Ca + CO

3

32- 3-



CO + H CO 2 HCO

2 3

(in questo caso si ha l’aumento della pK ).

a

Il complesso colloidale ha una certa funzione tampone (in questo caso si ha l’opposizione

all’aggiunta di tutti i cationi). La valutazione quantitativa del potere tampone della fase solida si

misura con il rapporto di distribuzione che è il rapporto tra i milliequivalenti di cationi presenti sul

complesso di scambio presenti sul complesso di scambio cationi e la quantità di cationi presenti

nella soluzione circolante che corrisponde a quella di 100 grammi di terreno secco all’aria.

Si può

misurare il rapporto di distribuzione anche riferendosi ad un unico catione.

Se si ha un rapporto di distribuzione pari a 100 e si aggiungono 101 cationi alla soluzione

circolante, di questi 100 vanno sul complesso di scambio e 1 rimane in soluzione.

Il rapporto di distribuzione medio dei suoli italiani è 100:

Il rapporto di distribuzione così alto ci direbbe che non ci sono dei problemi (solo in teoria), ma con

l’aggiunta successiva di cationi attenua gli effetti del rapporto stesso. +

Un suolo acido ha una risposta negativa all’aggiunta di ioni acidi (H O ).

3

I TERRENI ACIDI

Un terreno acido ha origine chimica perché è continuamente eluviato (questi terreni sono sottoposti

quotidianamente alle piogge che lisciviano gli elementi chimici). I terreni acidi vengono anche

chiamati “podzol”. +

Se le piogge acide cadono su un terreno, si ha la sostituzione continua degli ioni H O con i cationi

3

presenti sul complesso di scambio. Le basi, man mano che escono dal complesso di scambio,

lasciano i primi 20-30 centimetri di terreno acido ma l’acqua si basicizza.

Un terreno acido ha pH acido un superficie, ma il pH aumenta man mano che si scende lungo il

profilo.

Un podzol possiede i seguenti profili:

orizzonte O (orizzonte organico) : è costituito da un humus particolare (chiamato mor) poco

 decomposto;

orizzonte A : è composto perlopiù da sabbia ed è nero per la presenza di mor;

 orizzonte E (orizzonte eluviato) : è l’orizzonte che dà il nome ai terreni acidi perché è di

 color cenere (“

podzol

” significa appunto “ color cenere

” ) dato dalla silice amorfa flocculata;

orizzonte B : è tipico dei terreni acidi ed è composto da due sottoprofili:

 • orizzonte Bh : viene chiamato così perché c’è l’humus;

• orizzonte Bs : viene chiamato così perché ci sono gli ossidi e gli idrossidi di alluminio

e di ferro (in passato, questi composti venivano chiamati “sesquiossidi”);

orizzonte C : è composto dalla roccia madre.

Il mor è un humus acido perché ci sono molti acidi fulvici che imprimono pessima qualità a questo

composto.

L’orizzonte A è un orizzonte minerale composto da idrossidi e idrossidi di alluminio e di ferro e

colloidi minerali come le argille illitiche e piccole quantità di vermiculite e montmorillonite.

L’orizzonte B è composto da ossidi e idrossidi: a pH acidi, sia gli ossidi che gli idrossidi sono

elettronegativi e, lisciviando, trovano un pH vicino al loro pH e quindi flocculano.

0

Le due teorie che spiegano la presenza dell’humus nell’orizzonte B sono:

la prima teoria dice che, essendo questo humus composto prevalentemente da acidi fulvici,

 quest’ultimi possono chelare il ferro (che già è presente in notevoli quantità in questo

profilo) facendolo lisciviare. Però, man mano che essi chelano il ferro, la loro solubilità

diminuisce sempre di più perché il rapporto molare tra acido fulvico e ferro va a favore di

quest’ultimo (più l’acido fulvico chela il metallo e più il rapporto molare va a favore di

quest’ultimo e più diminuisce la solubilità dell’acido) e quindi precipita perché la solubilità

del composto è nulla;

la seconda teoria dice che addirittura non si tratta di acidi fulvici ma l’orizzonte Bh è

 costituito essenzialmente dai precursori degli acidi fulvici che sono degli acidi organici a

peso molecolare medio-basso (cioè sono degli acidi organici che devono ancora diventare

+

acidi fulvici). Se si chiama “FeL ” il ferro legato all’acido organico, quando arriva ad un

certo punto il ferro subisce un idrolisi secondo la seguente formula:

+ +



FeL + 4 H O Fe(OH) + LH + H O

2 2 2 3

L’idrossido ferrico è insolubile e quindi precipita.

La flora microbica che opera l’umificazione a questi valori di pH sono i funghi che attuano delle

trasformazioni negative. +

I suoli acidi hanno buone caratteristiche fisiche (la struttura è ottima perché gli ioni H O sono degli

3

ioni flocculanti in quanto non sono idratati e sono molto piccoli) mentre le proprietà chimiche sono

cattive perché la PSB è bassa (questo significa scarsa o nulla presenza di ioni idrolizzabili) e il

difetto microbiologico è di notevole importanza perché prevale l’attività fungina.

CORREZIONE DEI TERRENI ACIDI

La correzione dei suoli acidi si basa sul principio chimico di aumentare la PSB fino al 60% (si deve

2+

sostituire una parte degli acidi di scambio con le basi di scambio) aggiungendo ioni Ca . Il calcio

può essere apportato attraverso tre correttivi che hanno la stessa funzione:

CaO: CaO + H O Ca(OH) ;

 

2 2 2+ 3-



Ca(OH) : Ca(OH) + 2 CO Ca + 2 HCO ;

 2 2 2 2+ 3-



CaCO : CaCO + H O + CO Ca + 2 HCO .

 3 3 2 2 +

Questi tre correttivi aggiungono ioni calcio (che scalzano gli ioni H O ) e ioni bicarbonato (che è

3

una base coniugata forte e quindi alza il pH della soluzione circolante). Esiste una differenza

nell’azione di questi tre correttivi (l’ossido e l’idrossido di calcio hanno un’azione istantanea ma

hanno un costo elevato, mentre il carbonato di calcio ha un effetto più lento ma costa poco o può

essere addirittura gratuito).

La correzione dell’acidità di un terreno dipende sia dalla PSB ma soprattutto dalla CSC (due terreni

con la stessa PSB possono necessitare di quantità di correttivo diverse in funzione della CSC).

CALCOLO DEL QUANTITATIVO DI CORRETTIVO DA USARE

Un terreno acido ha un pH inferiore a 6.

Il calcare deve essere finemente suddiviso per avere un’attività abbastanza veloce.

Nei terreni acidi, lo strato superficiale è povero di sali.

I sali possono provocare tre difetti principali:

terreni salini o terreni salsi;

 terreni sodici;

 terreni alcalini.

I tre parametri che si devono visionare per vedere se u suolo rientra in uno di queste tipologie sono

la conducibilità elettrica specifica, il sodio scambiabile e il pH. Un terreno salino deve avere una

conducibilità maggiore di 4 mS/cm, un terreno sodico può essere anche salino e deve avere una ESP

maggiore del 15%, un terreno alcalino deve avere un pH maggiore di 8,5.

SUOLI SALINI

I suoli salini si trovano in climi semi-aridi e dove i sali sono presenti sulla superficie del suolo

(questi terreni hanno un’elevata concentrazione di sali solubili in superficie).

I terreni salini hanno un’ottima struttura perché la concentrazione della soluzione esterna è molto

alta e quindi tutti i colloidi sono flocculati.

Le piante coltivate sui suoli salini soffrono di aridità fisiologica: pur essendoci l’acqua, le piante

non ce la fanno ad assimilarla facilmente perché il passaggio di acqua dal terreno alle radici è

causato dall’osmosi (l’acqua passa dalla soluzione meno concentrata a quella più concentrata: nelle

radici si ha una concentrazione di sali molto maggiore rispetto a quella della soluzione circolante

del terreno). Maggiore è la differenza di concentrazione salina e maggiore è la pressione osmotica.

Non tutte le colture soffrono allo stesso modo la salinità del terreno.

La salinità di un terreno si misura con la conducibilità elettrica dell’estratto di saturazione (più

elettroliti ci sono nell’acqua e più il terreno conduce la corrente elettrica). La conducibilità è

l’opposto della resistenza elettrica e quindi, invertendo la formula della seconda legge di Ohm, si

ottiene la formula per calcolare la conducibilità elettrica:

La resistenza specifica è uguale alla conducibilità elettrica quando il rapporto l/s è uguale a 1. la

resistenza specifica è la resistenza di un conduttore a lunghezza e sezione unitaria. Se la resistenza

si misura in Ohm, la resistenza specifica si misura in Ohm·cm. La conducibilità elettrica si misura

in mmho/cm o in mS/cm.

Come dato di conducibilità elettrici si prende quella dell’acqua di irrigazione (l’acqua di irrigazione

può apportare notevoli quantità di sali).

Per misurare la conducibilità di un terreno si mettono 100 grammi di terreno in una capsula di

porcellana (si deve imbibire il terreno con dell’acqua e poi si deve rompere la montagnola con un

cucchiaio da laboratorio). Si lascia riposare il tutto per una notte e poi si va a valutare se la massa di

terreno ha assunto lo stato di pasta satura a fluidità brillante (viene incisa la massa con un

bastoncino: il solco si deve chiudere dietro la bacchetta senza far affiorare l’acqua). Se si è aggiunta

troppa acqua si deve aggiungere della terra fine, se c’è troppa poca acqua la si deve aggiungere

ancora.

Si misura la conducibilità elettrica sull’estratto di saturazione.

La conducibilità dell’acqua di irrigazione indica se può provocare la salinizzazione del terreno (se si

irriga un terreno a rischio di salinizzazione si deve utilizzare l’acqua che ha una conducibilità

elettrica inferiore a 0,25 mmho/cm).

CORREZIONE DEI SUOLI SALINI

Per correggere i suoli salsi bisogna allontanare i sali solubili dagli strati superficiali con l’acqua di

irrigazione con una CE minore di 0,25 mS/cm.

I

La qualità dell’acqua di irrigazione da utilizzare si misura in centimetri.

∆CE è la quantità di conducibilità elettrica da abbassare (è la quantità di sali da allontanare dal

e

terreno).

Per allontanare i sali, si deve superare la capacità idrica di campo ed è solo l’acqua di drenaggio che

allontana i sali. D - D = D

i cc d

Si deve sapere anche lo spessore di terreno (in centimetri) da correggere.

Per calcolare il periodo in cui somministrare l’acqua si utilizza la formula:

SUOLI SODICI

I terreni sodici devono avere una ESP ( e xchangeable sodium percentage o percentuale di sodio

scambiabile ) almeno pari al 15%.

L’ESP si ricava da una semplice proporzione:

γ γNa: γNa

Misurare è facile, la cosa difficile è misurare si misura attraverso l’equazione di Gapon

che viene usata per calcolare il SAR (misurare la concentrazione di sodio, magnesio e calcio è

facile). Il SAR è il rapporto di assorbimento del sodio nella soluzione circolante.

s

Valori di SAR alti indica un’alta presenza di sodio.

s

Il SAR è il secondo membro dell’equazione di Gapon:

s


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Corso di laurea: Corso di laurea in scienze e tecnologie agrarie
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I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher met94 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Chimica e biochimica agraria e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Politecnico delle Marche - Univpm o del prof Vischetti Costantino.

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