REAZIONE DEL TERRENO I terreni possono presentare una

REAZIONE DEL TERRENO I terreni possono presentare una reazione acida, basica o neutra. Le condizioni chimiche si accompagnano all’esistenza dei differenti gradi di reazione del terreno sono determinanti per l’ottenimento di una produzione agraria economicamente utile e la loro conoscenza contribuisce alla diagnosi della fertilità di un terreno. La reazione del terreno, ovvero il p. H, si determina su una sospensione acquosa, opportunamente preparata, della sua terra fine che, per convenzione, è rappresentata dal rapporto 1: 2, 5 (ad esempio 20 g di terra fine e 50 ml di acqua distillata). In base al valore del p. H i terreni vengono così classificati secondo un’impostazione agronomica: fortemente basici o alcalini p. H > 8, 5; basici 7, 9– 8, 5; leggermente basici 7, 4– 7, 8; praticamente neutri 6, 6– 7, 3; leggermente acidi 6, 5– 6, 1; acidi 6, 0– 5, 5; fortemente acidi < 5, 5

La determinazione del p. H viene effettuata con i piaccametri che, essendo in effetti pile di concentrazione, misurano la differenza di potenziale esistente fra due semipile, una delle quali contiene una soluzione a concentrazione nota di ioni H 3 O+ e l’altra la soluzione incognita (CX) di ioni H 3 O+ di cui si vuole conoscere il p. H.

When two conjugate redox pairs are together in solution, electron transfer from the electron donor of one pair to the electron acceptor of the other may proceed spontaneously. The tendency for such a reaction depends on the relative affinity of the electron acceptor of each redox pair for electrons. The standard reduction potential, E 0, a measure (in volts) of this affinity, can be determined in an experiment

The electrode at which this halfreaction occurs (called a half-cell) is arbitrarily assigned an E 0 of 0. 00 V. electrons tend to flow through the external circuit from the half-cell of lower E 0 to the half-cell of higher E 0. By convention, a half-cell that takes electrons from the standard hydrogen cell is assigned a positive value of E 0 , and one that donates electrons to the hydrogen cell, a negative value. When any two half-cells are connected, that with the larger (more positive) E 0 will get reduced; it has the greater reduction potential.

the tendency of electron to move from the reducing redox pair to the oxidising redox pair is measured by the standard reducing potential E°

The reduction potential of a half -cell depends not only on the chemical species present but also on their activities, approximated by their concentrations. Nernst derived an equation that relates standard reduction potential (E’°) to the actual reduction potential (E) at any concentration of oxidized and reduced species in a living cell: Electrons tend to flow to the half-cell with the more positive E, and the strength of that tendency is proportional to DE, the difference in reduction potential. The energy made available by this spontaneous electron flow (the free-energy change, DG, for the oxidation-reduction reaction) is proportional to DE:

La determinazione del p. H viene effettuata con i piaccametri che, essendo in effetti pile di concentrazione, misurano la differenza di potenziale esistente fra due semipile, una delle quali contiene una soluzione a concentrazione nota di ioni H 3 O+ e l’altra la soluzione incognita (CX) di ioni H 3 O+ di cui si vuole conoscere il p. H. In una pila così costituita: se C= 1 M e si trasformano i logaritmi naturali in logaritmi decimali, la relazione diventa: 0. 059 siccome R ed F sono costanti, T può essere misurata e n = 1, si semplifica in DE = k p. Hx e dalla misura del ΔE si risale al p. H da determinare.

Nel caso della misura del p. H di un terreno è necessario preparare una sua sospensione in acqua. Il p. H che si determina dipende dal rapporto quantitativo che si realizza fra i due componenti del sistema. Maggiore è la quantità di acqua nella sospensione e più alto risulta il p. H. Pertanto la scelta del rapporto terreno/acqua assume notevole rilievo e l’adozione generalizzata di un rapporto ben definito permette di rendere confrontabili le misure. Nella preparazione della sospensione, invece di servirsi di acqua, si adopera a volte una soluzione ad alta concentrazione salina, per lo più KCl 1 M che a causa della sua elevata forza ionica annulla le differenze di p. H causate dalla variazione di contenuto salino dello strato superficiale del suolo Il p. H della sospensione del terreno in KCl 1 M è generalmente più basso di quello presentato dal terreno disperso in acqua, eccetto nel caso di terreni particolarmente ricchi di ossidi e idrossidi con p. H < p. H 0 , per i quali invece risulta l’inverso. Nei suoli il p. H(KCl) ci dà una misura indiretta dell’acidità di scambio di un suolo.

I terreni acidi si originano per effetto della lisciviazione lungo il profilo del suolo da parte dell’acqua meteorica, in particolare nei climi umidi. Tali acque provocano nell’orizzonte superficiale del suolo una diminuzione della GSB che vengono progressivamente allontanati e sostituiti per scambio da ioni acidi che rimuovono quelli non idrolizzabili presenti sul complesso di scambio che passano in soluzione. La capacità acidificante di tali acque che, scendendo lungo il profilo si impoveriscono di ioni acidi e si arricchiscono di cationi non idrolizzabili, diminuisce con la profondità e pertanto il p. H andrà aumentando mano che si scende lungo il profilo. Tipici terreni acidi sono i podsol o spodosuoli che sono suoli caratteristici dei climi freddo-umidi (Russia settentrionale, Finlandia, Svezia settentrionale e Canada). In queste regioni, l’intensa piovosità (500 -600 mm di pioggia annui), e la bassa temperatura media annuale (3 -6°C) sono determinanti nello sviluppo del profilo.

Ioni con potenziale ionico < 30 Gli ioni risultano solubili e facilmente lisciviabili per il fatto che gli stessi sono in grado di circondarsi di molecole d’acqua, ma non ne polarizzano fortemente il legame. K+, Na+, Ca 2+, Fe 2+, Mg 2+ Formano ioni solubili

Valori di p. H < 4 sono tipici di alcuni suoli fortemente organici, quali le torbiere, caratterizzati dall'abbondante presenza di acidi organici I suoli hanno la tendenza a diventare acidi in seguito a diversi fenomeni naturali; ad esempio, p. H acidi sono molto comuni in aree con suoli molto sviluppati e/o caratterizzate da elevata piovosità ed intensa lisciviazione (zone temperato-fredde, equatoriali e tropicali). In particolare, i suoli presenti nelle aree tropicali ed equatoriali sono contraddistinti da forte lisciviazione delle componenti più solubili (inclusa la silice, come acido silicico) e da rapida mineralizzazione della sostanza organica; di conseguenza, essi presenteranno un elevato contenuto in ossidi di Fe ed Al, un veloce turnover della sostanza organica (minore umificazione), una bassa CSC (causata dall'alterazione dei colloidi argillosi e dei colloidi organici) (Oxisuoli). In climi temperato-freddi, in cui la minore attività microbica determina una più lenta mineralizzazione e trasformazione della SO (umificazione lenta), si riscontrano spesso gli Spodosuoli (o Podzol), caratterizzati invece da un'elevata concentrazione di Fe, Al e Mn in forma solubile e dalla presenza di humus ricco in acidi fulvici.

Alterazione dei profili di suolo Neutro o leggermente alcalino Leggermente alcalino Accumulo di Ca. CO 3 Sali Leggermente Alterati (Climi Aridi) Roccia madre Organico Moderatemente acido Leggermente acido o neutro Organico Moderatamente Alterati (Climi Umidi) Roccia madre Molto Alterati (Climi Umidi Tropicali) Molto acido Acido Organico Neutro o leggermente acido Acido Roccia madre

Al 3+, Al. OH 2+, Al(OH)4 Fe 2+ Fe 3+, Fe. OH 2+, Fe(OH)2 Al(OH)3, clay minerals Fe 2 O 3, Fe(OOH), clay minerals K+ Mg 2+ Na+ Ca 2+ Clay minerals, Sin. O 2 n-m(OH)2 m Si. O 2. H 2 O, H 4 Si. O 4,

Fertilizers can lower soil p. H • Oxidation of Ammonium, or ‘Nitrification’ NH 4+ + 2 O 2 NO 3 - + H 2 O + 2 H+ • Phosphate fertilizers: Triple superphosphate hydroxyapatite + H+ Ca(H 2 PO 4)2 Ca 5 OH(PO 4)3 + H+

I terreni acidi presentano discrete proprietà fisiche, ma non ottimali proprietà chimiche. Infatti sotto l’aspetto fisico l’elevata concentrazione degli ioni H 3 O+ causa la flocculazione dei colloidi elettronegativi, che favorisce l’instaurarsi di un buono stato strutturale, mentre sotto l’aspetto chimico il p. H acido può determinare una serie di effetti negativi vla percentuale di saturazione in basi è bassa e quindi vi è scarsa disponibilità di elementi nutritivi; v alcuni ioni come Al 3+, Fe 3+, Mn 2+, ecc. sono presenti in soluzione a concentrazioni elevate e quindi, oltre a risultare tossici per i vegetali, vl’attività batterica è notevolmente ridotta e pertanto la così detta “fertilità biologica” non riesce a mantenersi a livelli accettabili; vl’aumento della capacità di scambio anionico, che si verifica al diminuire del p. H, provoca una maggiore fissazione dei fosfati;

I suoli subiscono un processo di acidificazione quando un'elevata percentuale di basi scambiabili (Ca 2+, Mg 2+, Na+ e K+) viene lisciviata, per cui i siti di scambio dei colloidi, risultano saturati prevalentemente da ioni H 3 O+ e da specie cationiche monomeriche e polimeriche di Fe e Al.

Esiste inoltre un equilibrio tra protoni ed ioni Al. Gli ioni H 3 O+ presenti nella soluzione del suolo attaccano il reticolo cristallino degli allumino -silicati liberando ioni Al 3+ che, data l'elevata densità di carica, vengono idratati da 6 molecole di acqua, formando lo ione [Al(H 2 O)6]3+. Tale ione è un acido di Bronsted-Lowry, capace di cedere protoni all'acqua: si comporta da acido debole (p. Ka = 4, 98) e presenta diverse forme di dissociazione in funzione del p. H, H H O H Al 3+ H O H O H Hydrous Al (OH 2)63+ ion

Al(OH 2)63+ + H 2 O Al(OH)(OH 2)52+ + H 3 O+ Al(OH)(OH 2)52+ + H 2 O Al(OH)2(OH 2)4+ + H 3 O + Al(OH)2(OH 2)4+ + H 2 O Al(OH)3(OH 2)30 + H 3 O+ Al(OH)3(OH 2)30 + H 2 O Al(OH)4(OH 2)2 - + H 3 O+ per un dato valore di p. H, potrebbero coesistere diverse forme monomeriche. La solubilità dello ione Al 3+ diminuisce rapidamente all'aumentare del p. H, presentando un minimo intorno alla neutralità.

L'assunzione che specie monomeriche siano i soli prodotti dell'idrolisi dell'alluminio non ha trovato tuttavia conferma in molti studi. E’ stata accertata la presenza anche di specie polimeriche in soluzioni di sali di alluminio parzialmente neutralizzate (p. H tra 4, 0 e 6, 0). L'esatta natura delle specie polimeriche non è ancora conosciuta con certezza. Il fatto che la forma Al(H 2 O)5(OH)2+ non venga ritrovata che in piccole quantità nelle reazioni idrolitiche dell'alluminio fa supporre che essa sia il punto di partenza per possibili polimerizzazioni. Due di queste specie formerebbero un dimero mediante eliminazione di 2 molecole di H 2 O. Tre unità dimeriche potrebbero polimerizzare formando la specie ciclica Al 6(OH)126+. Infine queste ultime specie si unirebbero ulteriormente per formare unità polimeriche sempre più grosse, caratterizzate da rapporti molari OH/Al sempre più elevati e da carica netta positiva per atomo di Al sempre minore A rapporto OH/Al = 3, 0, quando la carica netta degli ioni Al è completamente neutralizzata si ottiene precipitazione di idrossido di alluminio che deve essere considerato una macromolecola e non una semplice molecola Al(OH)3

Exchangeable or KCl-extractable acidity [(Al+3 + H+) / CEC] Mostly Al+3 on clay mineral sites Residual or non-exchangeable acidity (H+ and Al+3 not displaced by KCl or salt solution):

http: //hubcap. clemson. edu/~blpprt/acid_photos/Buffering 2. jpg

La tossicità dell' Al è un fenomeno comune nei suoli acidi e si evidenzia su due importanti processi fisiologici: gli ioni alluminio, possono accumularsi sulle superfici delle radici e sulle pareti cellulari, impedendo la traslocazione degli elementi nutritivi verso la parte aerea della pianta. La presenza di ioni alluminio sull'apparato radicale determina, precipitazione del fosfato come Al. PO 4 e carenza di questo elemento nei tessuti connettivi e nelle foglie delle piante. Gli ioni Al possono anche penetrare all'interno delle cellule delle radici esercitando un effetto tossico diretto. La fissazione di Al sugli ioni fosfato dei due filamenti del DNA crea legami talmente forti da impedirne lo svolgimento. Conseguentemente la divisione cellulare viene compro messa e la crescita delle radici viene notevolmente ridotta

La correzione dei suoli acidi comporta la riduzione delle problematiche relative alla presenza di forme scambiabili e di specie solubili di Al, Fe e di Mn, l'aumento della disponibilità di Ca e Mg, l'incremento delle quantità assimilabili di altri nutrienti (come il P) Mentre per terreni non fortemente acidi (p. H fino a 5, 5 -6, 0) è sufficiente effettuare concimazioni con fertilizzanti, specialmente se dotati di caratteristiche basicizzanti, per terreni fortemente acidi (p. H<5, 5) è necessario ricorrere ai cosiddetti correttivi. Il miglioramento del grado di reazione si realizza mediante calcitazione. Tale pratica consiste nell'apportare al suolo quantità adeguate di correttivo al fine di spostare il p. H verso un valore i più possibile prossimo alla neutralità. I correttivi più usati sono: carbonato di calcio o di magnesio (Ca. CO 3, Mg. CO 3), idrossido di calcio Ca(OH)2; ossido di calcio o di magnesio (Ca. O, Mg. O)

In pratica, le varie forme di correttivo apportate al suolo provocano un aumento del GSB e la formazione di ioni bicarbonato; la presenza di Ca 2+ ( o Mg 2+) nel sistema induce la rimozione dalle superfici degli scambiatori degli ioni H 3 O+ e Al 3+, e la progressiva neutralizzazione dovuta all’aumento di disponibilità di ioni OH-, porta a ridurre gli effetti negativi dell’acidificazione

Il carbonato di calcio costa di meno ma, essendo poco solubile, è di effetto più lento rispetto all’ossido ed all’idrossido. Anche la granulometria del correttivo impiegato gioca un ruolo importante nel senso che una maggiore finezza di materiale, soprattutto quando questo come il Ca. CO 3 è poco solubile, aumentando la superficie di interazione, rende più immediato l’effetto della calcitazione. La conoscenza del p. H di un terreno acido non consente di stabilire la quantità di correttivo da aggiungere. Infatti due terreni con una percentuale di saturazione in basi eguale e quindi con un p. H simile potrebbero avere un fabbisogno in calce molto diverso Ad un p. H prossimo alla neutralità (6) si fa corrispondere generalmente una GSB (PSB) uguale al 60%:

60

Il carbonato di calcio costa di meno ma, essendo poco solubile, è di effetto più lento rispetto all’ossido ed all’idrossido. Anche la granulometria del correttivo impiegato gioca un ruolo importante nel senso che una maggiore finezza di materiale, soprattutto quando questo come il Ca. CO 3 è poco solubile, aumentando la superficie di interazione, rende più immediato l’effetto della calcitazione. La conoscenza del p. H di un terreno acido non consente di stabilire la quantità di correttivo da aggiungere. Infatti due terreni con una percentuale di saturazione in basi eguale e quindi con un p. H simile potrebbero avere un fabbisogno in calce molto diverso Ad un p. H prossimo alla neutralità (6 -6. 5) si fa corrispondere generalmente una PSB uguale al 60%: per un terreno A con una CSC di 30 meq/100 g e una GSB =40 % è necessario che 6 meq/100 g di ioni calcio sostituiscano altrettanti ioni acidi per un terreno B con una CSC di 10 meq/100 g e una GSB = 40% sarà sufficiente rimpiazzare con ioni calcio solo 2 meq/100 g di ioni acidi.

Il fabbisogno di correttivo (FC) esprime la quantità di correttivo necessaria per portare il p. H di un dato suolo ad un valore prossimo alla neutralità. La quantità di correttivo viene generalmente calcolata mediante la seguente formula empirica: FC (meq/100 g) = [(60%- GSB) x CSC] dove CSC rappresenta la capacità di scambio cationico (meq/100 g), GSB il grado di saturazione in basi (%), mentre 60% rappresenta il valore di GSB medio in corrispondenza di un p. H intorno alla neutralità. Per portare il quantitativo di correttivo a kg/ha FC (meq/g≡eq/kg) = [(60%- GSB) x CSC]/100 Per un ettaro di suolo, di densità d (kg/m 3) e alla profondità p (m) 10000 x p x d (kg/ha) FC (eq/ha) = [(60%- SB) x CSC]/100 (eq/kg) x 10000 x p x d (kg/ha) FC (kg/ha) = [(60%- GSB) x CSC]/100 x 10000 x p x d x PE/1000 FC (kg/ha) = [(60%- GSB) x CSC] x 10 -1 x p x d x PE

Esempio: CSC = 20 meq/100 g, PSB = 45 % e d =1, 2 ton/m 3, per essere corretto fino alla profondità di 40 cm FC (kg/ha) = [(60%- GSB) x CSC] x 10 -1 x p x d x PE Ca. CO 3 PM 100, Mg. CO 3 PM 84. 3 , Ca(OH)2 PM 74; Ca. O PM 56, Mg. O PM 40. 3

Il fabbisogno in calce si può determinare neutralizzando con una base standard (di solito Ca(OH)2) una sospensione di terreno. Dopo un certo intervallo di tempo da ogni aggiunta di base sufficientemente lungo da permettere una reazione di neutralizzare il più completa possibile, si determina il p. H della sospensione in modo da ottenere una relazione tra p. H e milliequivalenti di base aggiunta

A parità di p. H, la quantità di correttivo da impiegare varia principalmente in funzione della tessitura del suolo e del contenuto di sostanza organica, risultando maggiore in suoli caratterizzati da un elevato contenuto di argilla e di sostanza organica; questi due parametri sono, infatti, i principali fattori influenzanti il potere tampone di un suolo

Lime material • • • Ca. CO 3 calcic limestone Ca. Mg(CO 3)2 Dolomite Ca. O: Quick lime Byproducts: ground shells, cement factory Gypsum is NOT a liming material, as it has very slight effect on p. H, but can provide Ca as a nutrient or exchange with Na

Liming to increase soil p. H • Lime characteristics – cost – purity – speed of effect (fine ground vs coarse) – ease of handling • Lime requirement – depends on p. H, CEC and buffer capacity of the soil • Lime Application: small amounts split and incorporated into the soil

http: //wwwlb. aub. edu. lb/~webeco/SIM 215 acidsoilsandlimimg_files/image 002. gif

http: //www. fao. org/soils-portal/soil-survey/soilproperties/chemical-properties/en/

20<CSC < 50 cmol/kg CSC < 20 cmol/kg

Il p. H di un terreno dipende naturalmente dalla concentrazione nella soluzione circolante degli ioni H 3 O+ che sono in equilibrio con quelli presenti sul complesso di scambio. È ovvio che, se la percentuale di saturazione in basi (GSB) è bassa, il numero di protoni e di ioni alluminio sul complesso di scambio è alto e di conseguenza il p. H della soluzione circolante è acido. Se si dovesse, tuttavia, considerare il p. H del terreno dipendente solo dalla percentuale di saturazione in basi del complesso adsorbente, i terreni dovrebbero presentare al massimo un valore di p. H uguale a 7. Infatti il p. H di una sospensione di terreno con un GSB = 100 %, ossia con un complesso adsorbente che non contiene H 3 O+ e ioni alluminio ed è saturato quindi solo da ioni non idrolizzabili, dovrebbe essere 7. Sperimentalmente, invece, si rilevano di solito in questo caso p. H superiori a 7 ed inoltre si osserva che già terreni con un GSB uguale 60 -80 % sono neutri. .

Questo succede perché esiste un altro fattore che esercita la sua influenza sul p. H del suolo: la concentrazione in ioni carbonato e bicarbonato della soluzione circolante Gli ioni CO 32 - e HCO 3 - infatti, in qualità di basi, sottraggono ioni H 3 O+ alla soluzione: provocando un innalzamento del p. H, la cui intensità dipende anche dalla specie degli ioni che fanno parte del doppio strato elettrico. Se sul complesso adsorbente e quindi in soluzione si trovano solo ioni Na+, data l’alta solubilità del carbonato di sodio, tutti gli ioni CO 32 - e HCO 3 - restano in soluzione e pertanto il p. H si innalza fino a valori anche molto elevati. Se, viceversa, nel complesso di scambio sono presenti ioni Ca 2+, si ha un p. H massimo di 8, 5. Gli ioni calcio presenti sul complesso adsorbente e in soluzione limitano infatti la concentrazione degli ioni bicarbonato e carbonato attraverso le seguenti reazioni:

Il p. H del terreno, se gli ioni Ca 2+ sono rappresentati sul complesso di scambio, non supera pertanto il valore di 8, 5, che corrisponde all’incirca a quello (8, 37) di una soluzione satura di Ca. CO 3 in equilibrio con la pressione parziale della CO 2 normalmente contenuta nell’atmosfera

I suoli affetti da salinità interessano circa il 10% di tutte le terre emerse ed occupano una superficie di poco superiore a 950 milioni di ettari. Generalmente si rinvengono in aree dove sussiste un basso tra rapporto precipitazione/evapotraspirazione, prevalentemente nelle regioni aride e semiaride, ma anche in quelle subumide ed umide. I suoli delle regioni aride e semiaride sono generalmente alcalini perché l'acqua meteorica è insufficiente per lisciviare i cationi basici (Ca 2+, Mg 2+, K+, Na+) rilasciati durante i processi di alterazione delle rocce e dei minerali del suolo. Di conseguenza, il grado di saturazione basica (GSB) dei suoli diventa elevato e il p. H facilmente raggiunge valori > 7. Inoltre , in aree dove la lisciviazione è scarsa, si ha anche un accumulo di sali solubili (Na. Cl, Ca. C 12, Mg. Cl 2 e KCl) lungo il profilo del suolo. Come fenomeno di validità generale, le colture agrarie inducono l'aumento progressivo della concentrazione salina nella soluzione del suolo a causa dell'evapotraspirazione. .

Un'adeguata gestione dell'irrigazione dovrebbe fornire acqua in eccesso rispetto alle esigenze delle colture, allo scopo di lisciviare i sali accumulati nella zona radicale. Per tale motivo normalmente la concentrazione salina della soluzione del suolo cresce con la profondità del suolo. Anche l'irrigazione con acque che contengono sali solubili può contribuire alla genesi di suoli alcalini e salini 1. Alterazione dei minerali del suolo: durante i processi di alterazione sono rilasciati nel suolo dei sali che, se non lisciviati con le acque meteoriche, precipitano e si accumulano. Il processo di lisciviazione può essere limitato sia perché le acque meteoriche sono scarse sia perché il drenaggio è impedito e/ o rallentato a causa delle caratteristiche fisiche e chimiche del suolo stesso 2. Apporto atmosferico: l'aerosol marino può rappresentare un'importante fonte di sali. Lungo le fasce costiere, le acque piovane possono contenere da 50 a 200 mg. L-1 di sali, quantità che decresce verso l'entroterra. Le acque piovane delle zone costiere contengono principalmente cloruri di Na+ e Mg 2+, mentre quelle dell'entroterra sono più ricche di solfati di Ca 2+ e Mg 2+

3. Infiltrazione sub-superficiale di acque saline: in vicinanza delle fasce costiere o di laghi salati, l'apporto di sali solubili nel suolo può avvenire anche attraverso l'infiltrazione sub-superficiale di acque saline. Successivamente, in seguito a fenomeni di risalita capillare o alla posizione dei suoli nel bacino idrografico (aree depresse), i sali si possono accumulare sulla superficie del suolo, o in sua prossimità, in grande quantità Cause antropiche di salinizzazione (secondaria) e alcalinizzazione. La principale causa di salinizzazione secondaria è l'uso delle acque di irrigazione, che contengono quantità variabili di sali solubili disciolti. Se un suolo è ben drenato, una sufficiente quantità di acqua irrigua può lisciviare i sali dagli orizzonti superficiali esplorati dalle radici delle piante verso quelli più profondi. Al contrario, se il suolo non è ben drenato, la lisciviazione dei sali solubili è parziale ed essi tenderanno ad accumularsi lungo il profilo del suolo.

Conseguenze ancora più negative possono verificarsi, sia nei suoli drenati sia in quelli scarsamente drenati, se l'acqua di irrigazione contiene una quantità di bicarbonato di Na più elevata rispetto ai bicarbonati di Ca e Mg. In questo caso, il complesso di scambio verrebbe significativamente saturato dal Na+, con formazione di suoli sodici. I suoli salini risultano ben strutturati, poiché l’alta carica salina mantiene flocculati i colloidi. I cationi dei sali solubili sono principalmente Na+, Ca 2+ e Mg 2+, mentre gli anioni più rappresentati sono Cl-, SO 42 - e qualche volta NO 3 -. Gli ioni K+ e HCO 3 - sono in generale costituenti minori e quelli CO 32 - sono di solito assenti. I suoli salini possono anche presentare sali poco solubili come solfato di calcio e carbonati di calcio e magnesio.

Cause di alcalinizzazione dei suoli l. Il ruolo dei carbonati e dei bicarbonati: La sostituzione di A 13+ e H 3 O+ presenti sul complesso di scambio e nella soluzione del suolo con i cationi basici favorisce l'innalzamento del p. H del suolo. Inoltre, nelle aree con scarsa piovosità, anche gli anioni bicarbonato (HCO 3 -) e carbonato (CO 32 -) contribuiscono a diminuire l'acidità reale e potenziale del suolo. La principale fonte di HCO 3 - e CO 32 - nel suolo è l'acido carbonico (H 2 CO 3) che si forma quando la CO 2 proveniente dalla respirazione microbica e radicale reagisce, seppur in minima parte, con l'acqua. L'acido carbonico che ne deriva è un acido debole (Ka 1=4, 3 x 10 -7 che, dunque, dissocerà solo parzialmente, rilasciando ioni H 3 O+ e HCO 3 -. L'acqua pura in equilibrio con la concentrazione atmosferica di CO 2 (0, 04% v/v) ha un p. H di 5, 6.

La soluzione del suolo, invece, avrà un p. H acido o basico in base alla reazione del suolo. Una soluzione del suolo dominata dall'equilibrio acido carbonicobicarbonato in equilibrio con la CO 2 atmosferica avrà un p. H compreso tra 7 e 8, 5, mentre una soluzione dominata dall'equilibrio bicarbonato-carbonato avrà valori di p. H più elevati (8, 5 -10) 2. Il ruolo dei cationi (Na+ vs. Ca 2+) I cationi associati con i carbonati hanno un ruolo decisivo nell'influenzare il p. H del suolo. Per esempio, se il Na+ è il catione predominante sul complesso di scambio e in soluzione sono presenti gli ioni HCO 3 - e CO 32 - , si formeranno i corrispondenti sali (Na. HCO 3 e Na 2 CO 3), i quali sono molto solubili in acqua (220 e 95, 5 g L-1 rispettivamente). In seguito alla loro solubilizzazione, si ha aumento del p. H del suolo (p. H > 10). Na. HCO 3 Na 2 CO 3 Na+ + HCO 3 - +H 2 O 2 Na+ + CO 32 - +H 2 O H 2 CO 3 +OH- Kb 2=2. 32 10 -8 HCO 3 - +OH- Kb 1=2. 27 10 -4

Al contrario, se il catione predominante è il Ca 2+, come nella maggior parte dei suoli calcarei, si innescano altre reazioni di equilibrio dovuti alla presenza dei sali di bicarbonato [Ca(HCO 3)2] e carbonato di calcio (Ca. CO 3). Il Ca(HCO 3)2 è anch'esso abbastanza solubile in acqua (166 g-L-1) e, pertanto, solubilizzandosi, darà anch'esso un'elevata quantità di ioni HCO 3 - che innalzeranno moderatamente il p. H del suolo Ca(HCO 3)2 Ca 2+ + 2 HCO 3 Al tempo stesso, però, il Ca. CO 3 è scarsamente solubile in acqua (0, 014 g-L-1) e, pertanto, non contribuirà significativamente nel fornire ioni carbonato Ca. CO 3 Ca 2+ + CO 32 l'equilibrio di quest'ultima reazione è spostato a sinistra. Come risultato, anche una notevole presenza di Ca. CO 3 nei suoli (calcarei) non farà innalzare più di tanto il p. H del suolo i cui valori dipenderanno prevalentemente da Ca(HCO 3)2. Il p. H è compreso tra 7, 5 e 8, 4 valori che sono tollerati dalla gran parte delle piante coltivate

3. Il ruolo dei sali neutri solubili I sali neutri solubili (Na. Cl, KCl, Ca. Cl 2, Mg. C 12) possono limitare gli effetti dei carbonati e dei cationi adsorbiti sul complesso di scambio sull'innalzamento del p. H del suolo. Per esempio, il Na. Cl riduce la Na+ + HCO 3 solubilizzazione del Na. HCO 3 Infatti, il Na+ proveniente dalla solubilizzazione del Na. Cl per azione della legge di massa e per la costanza del prodotto di solubilità sposterà l'equilibrio verso sinistra, abbassando la concentrazione degli ioni HCO 3 - e quindi quella degli OH- derivanti dall'idrolisi, con diminuzione del p. H del suolo.

Classificazione dei suoli salini, sodici e alcalini La classificazione di questi suoli è basata essenzialmente sulla misura di tre parametri: 1. Contenuto in sali solubili totali misurati come conducibilità elettrica specifica dell’estratto di saturazione (CEe). 2. Percentuale di sodio scambiabile (ESP = Exchangeable Sodium Percentage) 3. p. H Sulla base di questi parametri il suolo può essere assegnato ad una delle seguenti classi: 1. Salino o salso 2. Sodico 3. Alcalino

la capacità di condurre corrente elettrica (conducibilità elettrica) di una soluzione è proporzionale alla sua concentrazione ionica e può quindi essere usata per la valutazione del contenuto in sali solubili di una soluzione. La conducibilità elettrica è un parametro che varia con la superficie degli elettrodi (s) e con la loro distanza (l) ed è pari a L = l x s/l dove λ è la conducibilità elettrica specifica cioè la conducibilità elettrica quando la superficie e la distanza degli elettrodi con cui si esegue la misura sono unitarie. Quindi la conducibilità elettrica specifica, essendo riferita ad una superficie e ad una distanza unitarie degli elettrodi (e quindi ad un volume unitario di soluzione), è correlata alla concentrazione salina di una soluzione. Per quanto riguarda l’unità di misura, dato che la conducibilità elettrica si misura generalmente in m. S (milli. Siemens), la conducibilità elettrica specifica, se si esprime l in cm e s in cm 2, assume la dimensione di m. S cm-1.

La CE, (m. S cm-1 o deci. Siemens/metro d. S m-1), è determinata su estratti acquosi del suolo, il cui rapporto di estrazione suolo/ acqua deionizzata 1: 5 peso/ volume. Il metodo dell'estratto di pasta satura fornisce indicazioni più attendibili sulla reale salinità del suolo. Il campione di suolo è lentamente saturato con acqua deionizzata (fino al 100% della sua capacità idrica massima) fino ad ottenere una sospensione omogenea. La pasta satura è quindi lasciata a riposo per 12 -24 ore al fine di permettere la completa solubilizzazione dei sali; successivamente si procede all'estrazione della soluzione del suolo per semplice filtrazione su carta. La conducibilità elettrica specifica dell’estratto di saturazione di un suolo (CEe) consente quindi la classificazione dei suoli salini (una soluzione avente una conducibilità elettrica di 1 m. S cm-1 equivale ad una soluzione circa 0, 01 N (eq/l).

Classificazione dei suoli in base alla conducibilità elettrica specifica dell’estratto di saturazione (CEe)

I suoli salini contengono un eccesso di sali neutri solubili e hanno una CE > 4 d. S m-1. Inoltre, i suoli salini hanno valori di ESP < 15%, di p. H < 8, 5 e di SAR < 15. I sali neutri solubili sono tutti quei sali che hanno una solubilità più elevata di quella del gesso (Ca. SO 4 • 2 H 2 O), ovvero di 2, 41 g L-1 di acqua. La maggior parte dei sali neutri solubili è costituita dai cationi Ca 2+, Mg 2+, Na+ e dagli anioni Cl-, SO 42 -. Altri ioni presenti, anche se in quantità molto ridotta, possono essere K+, NO 3 -. Gli anioni HCO 3 - e CO 32 - sono assenti o presenti in quantità trascurabile. Ca 2+ e Mg 2+ sono i principali cationi presenti sul complesso di scambio dei suoli salini. I suoli salini contengono una quantità di sali neutri solubili che influenzano negativamente la coltivazione di molte piante. Gli effetti negativi sono dovuti principalmente ad una maggiore difficoltà da parte delle piante ad assorbire acqua dal suolo; anche alcuni anioni, se presenti in quantità eccessiva, possono diventare tossici

La ridotta capacità da parte delle piante ad assorbire acqua dal suolo è dovuta ad un aumento, in valore assoluto, del potenziale osmotico che, sommato al potenziale matriciale, incrementa lo stress idrico della coltura. Quindi, maggiore sarà la concentrazione salina del suolo, maggiore sarà il potenziale osmotico e maggiore sarà la difficoltà da parte delle piante ad assorbire acqua dal suolo. La relazione che lega il potenziale osmotico (PO; espresso in mega. Pascal) alla concentrazione salina espressa in termini di conducibilità elettrica (d. S/ m) può essere descritta empiricamente: PO = - 0. 036 CE Il segno negativo del fattore di correlazione discende dal fatto che il potenziale osmotico è, in valore assoluto, uguale alla pressione osmotica ma agisce in direzione contraria.

Relazione fra pressione osmotica e conducibili 1à elettrica Relazione fra concentrazione e conducibili 1à elettrica dell'estratto del terreno saturo.

Per quanto concerne le proprietà fisiche dei suoli salini (permeabilità, aerazione, stato di aggregazione delle particelle solide), l'eccessiva quantità di cationi solubili non consente la dispersione dei colloidi. I suoli salini, in seguito ai fenomeni di risalita capillare ed evaporazione dell'acqua, presentano sulla superficie delle efflorescenze saline biancastre, da cui il nome "white saline soils“. È da precisare che il valore di CE > 4 d. S è un valore che è stato criticato da molti ricercatori, in quanto alcune piante coltivate iniziano a manifestare problemi di crescita anche con valori più bassi. Tanto è vero che è stato suggerito di adottare come valore limite, entro il quale le piante non manifestano problemi di crescita, quello di 2 d. S. In base a quanto detto, è bene tenere presente che non esiste nessun valore preciso di CE che può pregiudicare la crescita delle piante e che, comunque, all'aumentare della CE la produttività delle piante coltivate di solito decresce progressivamente.

Si definiscono sodici quei suoli che presentano una percentuale di ioni sodio sul complesso di scambio (ESP= Exchangeable Sodium Percentage) superiore a 15. Essi hanno un p. H > 8, 5 ed una CEe < 4, anche se in taluni casi può essere maggiore (terreni salino-sodici). La percentuale di sodio sul complesso di scambio (ESP) è definita ESP (%) = Na-scambiabile (meq 100 g-1) CSC (meq 100 g-1) x 100 Poiché la determinazione dell’ESP attraverso la misura del Na scambiabile è lunga e laboriosa, normalmente si deriva dal calcolo del SARS (Sodium Adsorption Ratio del Suolo) ossia dal rapporto di adsorbimento del sodio nella soluzione derivante dal terreno saturo, che è dato dalla seguente espressione dove C Na, C Ca, e C Mg sono le concentrazioni dei tre ioni in soluzione espresse in meq L-1.

Le reazioni di scambio tra cationi di uguale carica (monovalenti o bivalenti) sono descritte in modo semplice dall'equazione di Kerr dove YA e YB indicano le quantità di catione A e B adsorbiti sul complesso di scambio e Co. A/Co. B le concentrazioni dei cationi nella fase liquida. KA/B è il coefficiente di selettività della specie A rispetto allo ione B e dipende dalle caratteristiche del colloide di scambio Lo spostamento di un catione monovalente con un altro analogo può essere misurato con i coefficienti di selettività. Per due cationi monovalenti A e B il coefficiente di selettività (KA/B) è dato dalla relazione Un coefficiente di selettività (KA/B) di 10 indica che il catione A è adsorbito 10 volte di più rispetto al catione B

Per reazioni di scambio tra ioni monovalenti come tra Na+ e K+ il KK/Na è circa 5, mentre per la reazione Ca 2+ e Mg 2+, che sono ioni bivalenti, il coefficiente KCa/ Mg è prossimo alla unità. Le reazioni di scambio tra cationi di diversa valenza, cioè tra monovalenti e bivalenti, sono descritte dall‘ equazione di Gapon: dove y+ e y 2+ sono le quantità di ioni mono e bivalenti adsorbiti in cmoli(+)/kg; Co+ Co 2+ sono le concentrazioni in soluzione espressi in equivalenti per litro di soluzione e KG è la costante di Gapon. Questa seconda equazione viene applicata con buoni risultati nei suoli sottoposti ad irrigazione con acque ricche di sodio per descrivere lo scambio di Na+ con Ca 2+ e per valutare il rischio di accumulo di sodio, oppure per poter determinare le condizioni ottimali di gesso ed i volumi di acqua di irrigazione necessari per lisciviare il sodio da un suolo sodico.

L’equazione di Gapon per lo scambio tra cationi mono e bivalenti si ottiene applicando la legge di azione di massa alla seguente reazione d’equilibrio: nella quale TA e TB rappresentano i cationi mono (A+) e bivalenti (B++) presenti sul complesso di scambio e A+ e B++ gli stessi cationi in soluzione. Se all’equilibrio si indicano con γ+ e γ 2+ la concentrazione dei cationi mono e bi valente A e B (in meq/100 g) sullo scambiatore e con C+ e C 2+ , le concentrazioni (in mmoli/ml) dei cationi A e B in soluzione la costante di selettività sarà: K= g+ (meq 100 g-1) √ C 2+ (mmol ml-1) g 2+ (meq 100 g-1) C+ (mmol ml-1)

g+ (meq 100 g-1) g 2+ (meq 100 g-1) = K C+ (mmol ml-1) √ C 2+ (mmol ml-1) Esprimendo le concentrazioni delle soluzione in normalità (meq/ml), anziché in molarità (mmoli/ml), l’equazione di Gapon può essere risolta riportando dette concentrazioni (meq/ml) in luogo di quelle espresse in mmoli/ml. In tal caso mentre la concentrazione dello ione monovalente rimane inalterata (una soluzione 0, 1 N è anche 0, 1 M) la concentrazione dello ione bivalente va divisa per due in quanto una concentrazione 0, 1 N equivale ad una concentrazione 0, 05 M: g+ (meq 100 g-1) g 2+ (meq 100 g-1) = KG C+ (meq ml-1) √ 1/2 C 2+(meq ml-1) L’equazione così formulata detta di Gapon. KG (costante di Gapon) viene determinata empiricamente e per lo scambio Na+/Ca 2+ ha un valore di circa 0, 5.

Mentre la costante di selettvità “di Kerr” è adimensionale, quella di Gapon ha le dimensioni di [concentrazione]-½. Quindi, a differenza dell’equazione di Kerr, nella quale la composizione percentuale del complesso di scambio non si modifica al variare della concentrazione dei cationi in soluzione se il loro rapporto rimane costante (cosa che si verifica quando detta soluzione si diluisce per effetto della pioggia o si concentra per effetto dell’evaporazione), nell’equazione di Gapon la composizione del complesso di scambio muta al variare della concentrazione dei cationi in soluzione anche quando il loro rapporto non varia. Infatti, se si risolve l’equazione di Gapon per lo scambio Na+/Ca 2+ : Considerando per comodità di calcolo CNa =CCa, ma con valori diversi di concentrazione , si osserva che al crescere della concentrazione degli ioni nella soluzione scambiante, la percentuale di ioni Na sul complesso di scambio, aumenta. Tale processo sta alla base dei processi di sodicazione dei terreni salsi

A valori costanti del rapporto tra le concentrazioni dei due ioni, a basse concentrazioni gli ioni bivalenti entrano in maggior quantità nel complesso di scambio, mentre a concentrazioni elevate accade l’opposto. Questa inversione di tendenza è facilmente spiegabile se si considera che la mobilità degli ioni, e quindi la loro attività scambiante, è direttamente proporzionale alla loro carica ed è inversamente proporzionale al volume dello ione idratato. Pertanto nelle soluzioni diluite, dove lo scambio dipende soprattutto dalla carica, viene favorito l’ingresso dello ione a carica maggiore mentre in quelle concentrate, dove i movimenti degli ioni sono resi più difficili per effetto dell’impedimento sterico dovuto all’idratazione, viene favorito l’ingresso dello ione meno idratato. L’equazione di Gapon ha trovato applicazione pratica nei terreni basici dove l’assenza di cationi idrolizzabili e la scarsa presenza di ioni potassio rende possibile la sua applicazione alla coppia rappresentata dagli ioni sodio e dalla somma degli ioni calcio e magnesio.

ESP (%) = (meq L-1 ) Na-scambiabile (meq 100 g-1) CSC (meq 100 g-1) x 100 Dal SARS è possibile risalire all’ESP tramite l’equazione di Gapon applicata allo scambio Na+ e Ca 2++ Mg 2+ (gli ultimi due cationi sono considerati, in prima approssimazione, aventi proprietà simili e quindi cumulabili): dove 0, 5 è il valore approssimato attribuito alla costante di Gapon per la coppia Na+ - Ca 2+, γ è la CSC totale e γNa quella degli ioni sodio ambedue espresse in meq/100 g e CNa, CCa, e CMg sono le concentrazioni degli ioni in soluzione (meq ml-1 = eq L-1).

ESP = γNa (meq 100 g-1) γ (meq 100 g-1) Quindi l’equazione di Gapon diviene: x 100

Per introdurre il SARS nell’equazione di Gapon è necessario cambiare le unità di misura delle concentrazioniche passando da quelle proprie del SAR (meq L-1 ) a quelle proprie dell’equazione di Gapon (meq ml-1=eq L-1) dividendo per mille le concentrazioni espresse in meq/litro: (meq L-1 )

Sostituendo tale valore al rapporto nell’equazione di Gapon si ottiene l’equazione che consente di determinare l’ESP direttamente dal SAR:

Tale espressione teorica può essere modificata con coefficienti empirici di correzione, come è stato fatto dall’US Salinity Laboratory Staff

I suoli salino-sodici hanno caratteristiche intermedie tra i suoli salini e quelli sodici. Come i suoli salini, essi contengono un'elevata quantità di sali neutri solubili, per cui la loro CE è> 4 d. S/m; inoltre, presentano valori di ESP > 15%, di SAR > 15 e di p. H 8, 5. Le proprietà chimico-fisiche sono simili a quelli dei suoli salini, grazie alla presenza di sali neutri solubili. Essi, infatti, forniscono anche un'apprezzabile quantità di ioni di Ca 2+ e Mg 2+ che limitano la dispersione dei colloidi. Dall'altro lato, però, la coltivazione delle piante è ancora più difficoltosa rispetto ai suoli salini perché, oltre ad un'elevata quantità di sali neutri solubili, è anche presente parecchio il Na+ sul complesso di scambio. I suoli sodici di solito derivano dai suoli salino-sodici e si formano in seguito alla lisciviazione dei sali neutri solubili ad opera di acque di irrigazione contenenti significative quantità di Na+ (elevati valori di SAR delle acque di irrigazione). In questo caso, i sali neutri solubili vengono dilavati e si accumula Na+ sul complesso di scambio.

I suoli sodici si possono anche formare in seguito a contatti, più o meno lunghi, del suolo con acque ricche di Na+, ai quali hanno fatto seguito condizioni di clima arido che hanno agevolato la permanenza dei sali solubili di Na+ nel suolo. Pertanto, i suoli sodici hanno valori di CE< 4 d. S/m, ma elevati valori di ESP (> 15%), di SAR (> 15) e di p. H (> 8, 5). Gli elevati valori di p. H sono dovuti in gran parte alla reazione di idrolisi basica di Na 2 CO 3 che fa aument are la concentrazione degli ioni OH- L'elevata presenza di Na+ sul complesso di scambio provoca un deterioramento dello stato di aggregazione delle particelle del suolo. Infatti, avendo il catione Na+ un elevato grado di idratazione, l’elevato spessore del doppi strato elettrico non consente un avvicinamento delle particelle di suolo dove prevale l’effetto repulsivo della cariche negative dei colloidi del suolo che quindi rimangono in sospensione allo stato disperso(dispersione dei colloidi). I colloidi dispersi possono occludere i pori del suolo, conseguente riduzione della conducibilità idraulica e quindi della percolazione dell'acqua verso gli orizzonti più profondi del suolo.

La tossicità causata dall'elevato contenuto di Na+, e il deterioramento dello stato di aggregazione delle particelle del suolo, sono i principali fattori per cui i suoli sodici non sono adatti per la coltivazione delle piante. Una particolare caratteristica dei suoli sodici è anche la comparsa in superficie di materiale organico di colorazione scura. Tale caratteristica è dovuta alla dispersione dei colloidi umici, ad opera dell’ambiente alcalino e dell’eccesso di Na+ che, in seguito ai fenomeni di risalita capillare, si depositano in superficie (black sodic soils). soils La mancanza di struttura che si rileva nei terreni alcalini provoca una limitata circolazione di aria tellurica con difficoltà nell’attività respiratoria delle radici delle piante, per cui queste mostrano chiari sintomi di sofferenza. Il p. H alcalino causa inoltre l’insolubilizzazione di alcuni elementi indispensabili alla nutrizione (microelementi Fe, Cu, Zn, Mn) vegetale determinando fenomeni di carenza e limitazione dell’ l’attività microbica

In arid environments the loss of water may produce an increase of salt contents in soil

aggregation - - + - dispersion ++ + - - ++ - - - - ++ attraction K, Ca, Mg promote particle flocculation + - - - + + - - - - + - repulsion Na promote particle dispersion

Salt affected soils in the coastal area of Albania. In 2004 the estimated area is about 15, 000 hectares throughout the country. Considerable amounts of salt accumulate during the summer on the soil surface through the process of evaporation. Only a few salttolerant (halophyte) natural plants populate these areas

Soil with subsurface horizon of clay accumulation and high sodium content (from the Russian, sol, meaning salt and etz, meaning strongly expressed). Strongly alkaline soil with a subsurface horizon of clay minerals, strong columnar structure and high proportion of adsorbed sodium ions. Solonetz are normally associated with flat lands in a climate with hot, dry summers or with former coastal deposits that contain a high proportion of salt. Solonetz soil occurs mainly in the Ukraine, Russia, Kazakhstan, Hungary, Bulgaria and Romania. Internationally, Solonetz are referred to as alkali soil and sodic soil, http: //esdac. jrc. europa. eu/content/soil-atlas-europe

La rimozione del Na+ scambiabile è possibile attuarla rimpiazzandolo con Ca 2+ e/o Mg 2+. Il Ca 2+ può essere apportato sotto forma di gesso Ca. SO 4 2 H 2 O La reazione in soluzione è spostata a destra perché si forma il Ca. CO 3 scarsamente solubile. In tutti i casi si forma il solfato di sodio che, essendo un sale molto solubile (440 g/L), si allontana per lisciviazione dal sistema nel momento in cui vi è una sufficiente disponibilità idrica. Il sale a idrolisi basica viene sostituito da una sale a idrolisi neutra

Supponiamo di avere un suolo con un ESP del 25% ed una capacità di scambio cationico (CSC) pari a 18 cmoli+/ kg e di volere ridurre l'ESP al 5% nei primi 30 cm del suolo. Per prima cosa si calcola la quantità di Na+ che si vuole rimpiazzare sul complesso di scambio, moltiplicandola CSC per la differenza tra l'ESP attuale e quello desiderato (diminuzione): ESP (diminuzione)= 25% - 5% = 20% Na+ (da scambiare)= 18 cmol+/ kg x 0, 20= 3, 6 cmol+/ kg Dalla reazione che avverrà sul complesso di scambio del suolo in seguito all'applicazione del gesso, si deduce che per rimpiazzare il 3, 6 cmol/kg Na+ sarà necessaria una quantità "equivalente" di Ca 2+ sotto forma di gesso. In altre parole, per 1 kg di suolo, x cmol di Ca 2+ originata dal gesso sono necessarie per rimpiazzare 3, 6 cmoli di Na+.

Il peso in grammi di gesso che fornirà 3, 6 cmol+ si ottiene dividendo il peso molecolare del gesso (172 g) per 2 (poiché il Ca 2+ è bivalente e una mole di sale produce due mole di cariche positive) e dopo per 100, poiché l'unità di misura è in centimoli e non moli. Pertanto si ottiene 0, 86 g di gesso = 1 cmol+. Moltiplicando 0, 86 g per 3, 6 cmol/kg, si ottiene la quantità di gesso che bisogna applicare ad 1 kg di suolo per ottenere l'abbassamento dell'ESP desiderato, ovvero 3, 1 g di gesso per chilogrammo di suolo. Considerando che un ettaro di suolo, alla profondità di 30 cm e con una densità apparente di 1, 2 g cm-3 pesa 3. 600. 000 kg, bisogna applicare 11. 160 kg di gesso per ettaro.

Nel suolo la fase solida è una ricca riserva di componenti che, agendo da acidi o da basi deboli, regolano il p. H e la capacità di contrapporsi a variazioni di p. H. Globalmente le componenti solide del suolo hanno una capacità di accettare o donare protoni molto più elevata rispetto agli acidi e alle basi presenti nella fase liquida e vanno a costituire dei validi sistemi tampone. Alcuni di questi sistemi sono attivi in un ristretto intervallo di p. H. I processi coinvolti nell'azione tamponante di un suolo includono reazioni di adsorbimento/desorbimento dei protoni, di scambio ionico e di dissoluzione/ precipitazione. La maggior parte della capacità tampone di un suolo è da attribuire alla componente colloidale che può essere considerata come un acido polifunzionale parzialmente salificato in grado di, adsorbire o rilasciare protoni a seconda del p. H.

La variazione del p. H, è molto più marcata in un suolo sabbioso, meno ricco in componenti colloidali, che in uno torboso o argilloso. Tra i colloidi del suolo, la frazione organica umificata è quella che mostra la maggiore capacità tampone, per di più efficace in un ampio intervallo di p. H. La struttura degli acidi umici e fulvici è ricca di gruppi OH dissociabili di tipo carbossilico (p. Ka-5) e fenolico (p. Ka 10). Il potere tampone della sostanza organica umificata si esplica, comunque, in un intervallo di valori di p. H più ampio di quello atteso per una semplice miscela di acidi carbossilici e di fenoli. L'azione tampone dei suoli organici, talmente estesa da ricoprire tutto l'intervallo di p. H dei suoli agrari, può essere ascritta alla complessa struttura degli acidi umici ove le funzioni acide possono interferire fra loro. Tali interazioni modificano l'acidità dei singoli gruppi producendo una più ampia gamma di valori individuali di p. Ka.

sabbioso argilloso organico

La capacità dei colloidi inorganici, in particolare delle argille del suolo che possiedono carica permanente, di tamponare l'acidità del suolo è dovuta allo scambio di ioni Al 3+ piuttosto che di protoni . Infatti a p. H < 3, 5 le argille come le smectiti, se saturate con H+ non sono stabili e si trasformano in Al-argille attraverso un processo di dissoluzione della struttura. Questa trasformazione finisce per accrescere la capacità tampone del sistema in quanto converte l'Hargilla, acido più forte, in Al-argilla, acido più debole. La capacità tampone delle argille del suolo varia largamente in funzione della carica permanente e della capacità di scambio cationico (CSC). A valori di p. H >7 la presenza nel suolo di carbonati poco solubili gioca un ruolo estremamente importante nel sistema tampone suolo.

Most nutrients are highest at p. H 5. 5 -7

Relationships existing in mineral soils between p. H and the availability of plant nutrients. A p. H range of about 5. 5 to 7. 0 seems to be best to promote the availability of plant nutrients. In short, if the soil p. H is suitably adjusted for phosphorus, the other plant nutrients, if present in adequate amounts, will be satisfactorily available in most cases.

Phosphate anions in soil solution H 3 PO 4 H 2 PO 4 - + H 3 O+ (p. Ka 2. 14) H 2 PO 4 - HPO 42 - + H 3 O+ (p. Ka 6. 86) HPO 42 - PO 43 - + H 3 O+ (p. Ka 12. 4)

With Al and Fe hydroxide the P anions may undergo specific reaction thus becoming retained and subsequently fixed on mineral surface = = Proposed reaction of phosphate anions with Fe-hydroxide Bi-dentate(goethite) O Mono-dentate O O OH O P Al OH OH OH Al OH = O P OH OH O O O = O Al Bi-nuclear P O AL OH OH

In acid environments, phosphate anions react with Al and Fe the reaction may continue and P is immobilized (precipitate) as new end products phosphate minerals strengite (Fe. PO 4. 2 H 2 O) e variscite (Al. PO 4. 2 H 2 O) In alkaline environments Phosphate anions react with Ca components Ca 2(HPO 4)2. 2 H 2 O Ca 4 H(PO 4)3. 5 H 2 O Ca 10(PO 4)6(OH)2

p. H Ca. Cl 2 http: //esdac. jrc. euro pa. eu/content/soil-atlas -europe