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Il grado di reazione (pH) del suolo
Il grado di reazione del terreno rappresenta la misura quantitativa del grado di acidità (o di alcalinità) di un suolo.
E’ espresso dal valore di pH che rappresenta il logaritmo negativo, in base 10, della concentrazione molare di H+ nella fase liquida:
pH = -log [H+] Il valore di pH può essere determinato, mediante lettura potenziometrica, in: - una sospensione 1:2.5 (1g/2.5 ml) suolo/acqua, oppure
suolo/soluzione CaCl2 0.01 M (acidità reale, o attuale), - oppure in una sospensione 1:2.5 suolo/soluzione KCl 1 M
(acidità potenziale). La presenza di ioni K+ nella fase liquida induce una reazione di scambio con gli ioni H+ e Al3+ fissati sulle superfici degli scambiatori.
Si avrà, conseguentemente: pH (KCl) < pH (H2O).
L’acidità residua è funzione degli ioni idrossialluminio di spigolo e degli atomi di idrogeno e di alluminio legati in forma non scambiabile alla sostanza organica e ai minerali argillosi.
Il grado di reazione (pH) del suolo
Pur misurata in condizioni diverse da quelle di pieno campo, la misura del pH in laboratorio è riproducibile e fornisce un dato importante per valutare le proprietà chimiche del sistema suolo.
Il grado di reazione (pH) del suolo
Processi pedogenetici (soprattutto litologia e clima) e fattori antropici determinano il tipo di reazione di un suolo.
Il grado di reazione (pH) del suolo
Cause naturali
• Mineralogia del substrato (presenza di carbonati) • Reazioni acido-base delle specie dell’alluminio e delle HS • Reazioni di chemical weathering • Mineralizzazione della S.O. • Regime idrico (dilavamento delle basi di scambio) • Ossidazione di composti contenenti N, S e Fe ridotti • Accumulo di sostanza organica in condizioni anossiche • Attività di radici e microbiota
Cause antropiche
• Pratiche agronomiche di concimazione/ammendamento • Applicazione di sostanze contenenti S e Fe ridotti • Deposizioni acide umide e secche
Il trasferimento di ioni H+ risulta funzione di equilibri che si stabiliscono nella pedosfera tra le fasi solida, liquida e gassosa, legati a processi pedogenetici, clima, attività biotica e pratiche colturali.
Il grado di reazione (pH) del suolo
I cationi di scambio ed il pH
Il pH di un suolo è la risultante dell’impronta pedogenetica che produce la composizione ionica del complesso di scambio.
CLASSIFICAZIONE DEI TERRENI IN BASE AL GRADO DI REAZIONE
Peracidi Acidi Subacidi Neutri Subalcalini Alcalini Peralcalini
< 5,3
5,4-5,9
6,0-6,7
6,8-7,2
7,3-8,1
8,2–8,8
> 8,8
Estremamente acidi Molto fortemente acidi Fortemente acidi Moderatamente acidi Debolmente acidi Neutri Debolmente alcalini Moderatamente alcalini Fortemente alcalini Molto fortemente alcalini
< 4,5
4,5-5,0
5,1-5,5
5,6-6,0
6,1-6,5
6,6-7,3
7,4-7,8
7,9-8,4
8,5-9,0
> 9,0
Scala IUSS Scala USDA
Classificazione pH in H2O Classificazione pH in H2O
Il grado di reazione (pH) del suolo
Il pH del suolo controlla: l’abitabilità per le specie vegetali
lo sviluppo del biota del terreno
l’assimilabilità e mobilità dei nutrienti
la mobilità delle specie tossiche
le caratteristiche chimico-fisiche del sistema
Il grado di reazione (pH) del suolo
Il pH del suolo e le piante
Sono definite calciofile le piante che richiedono ricchezza in basi e pH relativamente elevato.
Ossifile sono le piante rese più competitive dalla maggiore capacità di tollerare condizioni acide.
Il pH del suolo ed il microbiota
Il pH è un importante fattore ecologico che controlla l’attività e la composizione delle comunità microbiche del terreno.
Il pH del suolo ed i nutrienti
I suoli acidi
La caratteristica dominante nei terreni acidi (pH <5.5) è la presenza sul complesso di scambio di notevoli quantità di ioni H+ e Al3+, più che di acidi liberi che sono peraltro soggetti a dilavamento. Il complesso di scambio è insaturo (GSB < 50%).
L'acidificazione del suolo è un processo naturale in molti contesti pedoclimatici.
La fertilità nei terreni acidi è compromessa dalla:
tossicità di specie monomeriche solubili di Al
ridotta disponibilità di N, Ca, Mg, K, P e Mo
alta mobilità e fitotossicità di Fe, Mn, Cu e Zn
alterata composizione e attività della componente biotica, con blocco della mineralizzazione della SO, della azotofissazione biologica e della nitrificazione.
I suoli acidi
Il recupero agronomico dei suoli acidi si realizza incorporando nel suolo quantità adeguate di correttivo al fine di modificare la composizione del complesso di scambio (aumentando il GSB) e spostare il pH verso la neutralità.
I correttivi più utilizzati (detti anche “calce”, in gergo agronomico) sono in realtà composti basici del calcio e del magnesio quali: CaO, MgO, Ca(OH)2, CaCO3, MgCO3, CaMg(CO3)2.
I suoli acidi
A parità di grado di amminutamento (superficie attiva) il potere correttivo di tali composti viene convenzionalmente riferito a quantità equivalenti di CaCO3.
Sostanza Potere correttivo
CaCO3 1,000
CaO 1,786
Ca(OH)2 1,351
MgCO3 1,190
MgO 2,500
CaMg(CO3)2 1,089
I suoli acidi
I suoli acidi
I suoli acidi Il FC (quantità di correttivo necessaria per portare l'acidità a valori agronomicamente accettabili) varia in funzione:
del pHH2O del suolo (soil pH)
del pHH2O desiderato (target pH)
della tessitura e del contenuto in sostanza organica del suolo.
Normalmente per determinare il FC necessario per la correzione di un suolo acido si ricorre ad analisi di laboratorio ed all'impiego di valori tabellati del fattore di correzione (lime factor), secondo la formula:
FC (t/ha) = (target pH - soil pH) x lime factor (t/ha)
E' consigliabile aumentare di 0,2 unità il valore del pH desiderato per garantire una maggiore e più durevole efficacia della calcitazione. Inoltre, poiché l'efficacia dell'azione correttiva si protrae solo per un limitato periodo di tempo è opportuno prevedere interventi periodici di correzione.
I suoli acidi
I suoli acidi
Quantità di correttivo (lime factor) (t/ha) necessario per innalzare il pH di una unità (da Giardini, Agronomia generale, 1992, modificato).
Tipo di suolo CaO Ca(OH)2 CaMg(CO3)2 CaCO3
Sabbioso 1,0-2,0 1,3-2,6 1,6-3,3 1,8-3,6
Limoso (10-20% argilla) 2,0-3,0 2,6-3,9 3,3-4,9 3,6-5,4
Argilloso o organico 3,0-5,0 3,9-6,6 4,9-8,2 5,4-9,0
I suoli acidi
Quantità di correttivo (lime factor) (CaCO3 t/ha) necessario per innalzare il pH di una unità in suoli agrari ad una profondità di 20 cm secondo l'Agenzia Inglese di Supporto allo Sviluppo in Agricoltura (da Ashman and Puri, Essential Soil Science, 2002, modificato).
Tipo di suolo pH target pH di
correzione Lime factor
Sabbioso (> 70% sabbia) 6,5 6,7 6
Limoso (10-20% argilla) 6,5 6,7 7
Franco argilloso e argilloso 6,5 6,7 8
Organico (> 10% SOM) 6,2 6,4 10
Torboso (> 25% SOM) 5,8 6,0 16
La CSA è dovuta alla presenza pedogenetica nel suolo di siti di scambio pH-dipendenti, costituiti essenzialmente da ossidi idrati di Fe3+ e di Al3+, che caricati positivamente in condizioni di acidità, possono adsorbire anioni e scambiarli con altri presenti nella soluzione del suolo.
La capacità di scambio anionico (CSA)
La capacità di scambio anionico (CSA) di uno scambiatore (suolo) è espressa come la somma degli anioni scambiabili per unità di massa, ovvero in meq·100 g-1 di suolo o, più correttamente secondo il SI, come cmol(-)·kg-1 di suolo.
E’ un meccanismo di ritenzione quantitativamente meno importante della CSC.
Composizione del complesso di scambio anionico
SO42-, H2PO4
-, MoO42-, SiO4
4-, Cl-, F-, NO3-, HCO3
- SeO42-, B(OH)4
-
Meccanismi di adsorbimento anionico
non specifico (interazioni di natura elettrostatica) specifico (formazione di complessi a sfera interna)
La capacità di scambio anionico (CSA)
I siti di scambio pH -dipendenti, caricati positivamente a valori di concentrazione idrogenionica elevata, possono adsorbire anioni in modo non specifico e scambiarli con altri presenti in fase liquida. Tutti gli anioni, teoricamente, sono adsorbibili in modo non specifico.
Tuttavia, alcuni anioni come NO3-, HCO3
-, Cl- risultano tanto debolmente fissati da essere considerati praticamente liberi e, conseguentemente, allontanabili dal sistema suolo.
La capacità di scambio anionico (CSA)
Meccanismi di adsorbimento anionico
non specifico (interazioni di natura elettrostatica)
L’adsorbimento anionico non specifico può interessare anche molecole organiche debolmente acide.
La capacità di scambio anionico (CSA)
Meccanismi di adsorbimento anionico
specifico (formazione di complessi a sfera interna)
L’adsorbimento anionico specifico porta all’inserimento dell’anione come legante nella sfera di coordinazione di uno ione metallico con spostamento di gruppi OH-, OH2
+ o di altri anioni presenti sulle superfici degli scambiatori.
Gli anioni possono risultare fortemente fissati in modo specifico anche con legami di coordinazione che, in alcuni casi, coinvolgono cationi polivalenti.
La capacità di scambio anionico (CSA)
Meccanismi di adsorbimento anionico
specifico (formazione di complessi a sfera interna)
Gli ossianioni fosfato, solfato, silicato, molibdato, borato sono fissati con adsorbimento anionico specifico. In ogni caso, l’anione adsorbito in modo specifico non viene rimosso dalle superfici per scambio con un anione fissato in modo non specifico.
La specie adsorbita entra a far parte della superficie solida e ne modifica le proprietà.
La capacità di scambio anionico (CSA)
Meccanismi di adsorbimento anionico
adsorbimento specifico di fosfato su ossidi di ferro
Gli ioni fosfato sono generalmente adsorbiti dai costituenti del suolo con legami tanto forti da esser resi insolubili e difficilmente disponibili per le piante. Questo processo viene definito di ritenzione dei fosfati o di fissazione dei fosfati. E’ possibile, tuttavia, distinguere tra fosforo ritenuto e fosforo fissato.
E’ ritenuta quella frazione di anioni fosfato che può essere estratta dal suolo con acidi diluiti e che risulta relativamente disponibile per le colture (pool labile).
E’ fissata, invece, quella parte di anioni fosfato non estraibile con acidi diluiti e non prontamente disponibile per le piante (pool non labile).
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(-) (+) (-)
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(+)
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P- P-
H2PO4-
P
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P
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(-) (+) (-)
Adsorbimento specifico di H2PO4- su ossidi di Fe
La reazione di adsorbimento specifico può avvenire con diverse modalità di interazione tra la superficie adsorbente e anione fosfato adsorbito favorendo la formazione di diversi legami:
Mononucleare: l’anione fosfato forma un legame di coordinazione con un ossigeno condiviso con il catione ferro (a); Binucleare: l’anione fosfato condivide due ossigeni coordinati con due cationi ferro contigui (b); Bidentato: l’anione fosfato è adsorbito con sostituzione di due ossidrili di coordinazione di un solo catione ferro (c).
Adsorbimento di composti organici (adsorbimento molecolare)
Può essere dovuto alla compartecipazione di diversi meccanismi chimici e fisici di adsorbimento di un composto organico sulle superfici dei colloidi organo-minerali del suolo. Le molecole organiche possono avere comportamento cationico, anionico o provo di carica.
Il processo può essere reversibile o irreversibile, e modula la biodisponibilità, la persistenza e la mobilità nel suolo di molecole organiche (amminoacidi, pesticidi) o di biomolecole funzionali (enzimi, tossine) ed informazionali (DNA).
Adsorbimento di composti organici (adsorbimento molecolare)
L'adsorbimento molecolare viene sperimentalmente studiato e descritto mediante le isoterme di adsorbimento.
Le equazioni più utilizzate sono:
l'isoterma di Freundlich:
L'isoterma di Langmuir:
La forma delle isoterme dipende dall’affinità del soluto con le superfici dell’assorbente e dal meccanismo di adsorbimento. Aiutano a capire i meccanismi di adsorbimento ed il destino ambientale di specie molecolari.
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Cs
Adsorbimento di composti organici (adsorbimento molecolare)
Isoterme di adsorbimento (secondo Freundlich) del Quinmerac su montmorillonite resa omoionica.