Proprietățile chimice ale solului

Proprietățile chimice ale solului sau STH sunt un set de caracteristici, dependente de fenomenele chimice sau fizico-chimice, în strânsă relație cu clima și mai presus de toate organismele vii , care contribuie la definirea unuia dintre aspectele fertilității unui sol, afectând potențialul productiv al plantelor cultivate.

Compoziția chimico-mineralogică

Tab. 1 - Unele scheme de clasificare a terenurilor pe baza pH-ului raportat în literatură
Clasificare n. 1 (Grădini ^[1] )
Nume	Gama PH
Foarte acid	mai puțin de 5,5
Acizi	5,5 - 6,0
Subacizi	6.0 - 6.8
Neutru	6.8 - 7.3
Sub-de bază	7.3 - 8.0
Noțiuni de bază	8,0 - 8,5
Alcalin	peste 8,5
Clasificare n. 2 (USDA ^[2] )
Nume	Gama PH
Ultraacizi	mai puțin de 3,5
Extrem de acid	3,5 - 4,4
Foarte puternic acid	4.5 - 5.0
Foarte acid	5.1 - 5.5
Moderat acid	5.6 - 6.0
Slab acid	6.1 - 6.5
Neutru	6.6 - 7.3
Slab alcalin	7.4 - 7.8
Moderat alcalin	7.9 - 8.4
Foarte alcalin	8,5 - 9,0
Foarte puternic alcalin	peste 9,0
Clasificare n. 3 (Gessa și Testini ^[3] )
Nume	Gama PH
Peracide	mai puțin de 5.3
Acizi	5.4 - 5.9
Subacizi	6.0 - 6.7
Neutru	6.8 - 7.2
Subalcalin	7.3 - 8.1
Alcalin	8.2 - 8.8
Peralcalini	peste 8,8

Compoziția chimică a solului are, în general, reflexii directe de interval limitat: în ciuda variabilității sale mari, compoziția privește în special fracția solidă a solului, care are interacțiuni cu celelalte componente (atmosferă telurică, soluție circulantă, biosferă telurică ) numai în interfața de separare. Cea mai mare parte a fracțiunii mineralogice a solului este inertă și afectează proprietățile chimice, fizice și mecanice numai în perioade foarte lungi; acestea derivă de fapt din interacțiunea lentă cu alți factori care s-a dezvoltat în timpul pedogenezei , conducând la o configurație dinamică, dar fundamental stabilă în aspectele macroscopice.

Cu toate acestea, există câteva aspecte ale compoziției chimice care joacă un rol activ în dinamica fertilității chimice a solului, cum ar fi conținutul de humus și substanțe organice, prezența unor particule foarte mici de calcar și minerale argiloase , prezența sărurilor solubile provenite din interacțiunea cu hidrosfera (de exemplu săruri de sodiu ) etc.

Compoziția chimico-mineralogică depinde de condițiile care au ghidat pedogeneza și, prin urmare, nu numai de matricea litologică din care derivă mineralele. Este destul de eterogenă în solurile aluvionale , deoarece derivă din depunerea materialelor din diferite regiuni, în timp ce poate fi remarcabil de uniformă în solurile native, adică provenind din dezintegrarea și alterarea in situ a rocii mamă preexistente.

Reacție sau pH

Același subiect în detaliu: Reacția la sol .

Reacția solului este determinată de raportul cantitativ dintre ioni de hidrogen și ioni de hidroxil din soluția circulantă, care la rândul său este rezultatul unei dinamici complexe în care contribuie compușii chimici dizolvați în apa care ajunge la sol, materialele care sunt încorporate în sol, activitatea biologică a plantelor și microorganismelor și, în cele din urmă, fenomenele fizico-chimice se dezvoltă în interfața de separare dintre fracțiunea solidă și soluția circulantă. Datorită acestei dinamici complexe, determinarea pH - ului solului poate da rezultate extrem de diferite în conformitate cu procedura adoptată.

Clasificarea solurilor în funcție de pH urmează scheme care pot diferi ușor pentru limitele de demarcare a claselor și pentru denumire, dar este substanțial omogenă. Unele clasificări sunt prezentate în tabelul 1.

Reacția solului condiționează într-un mod particular solubilitatea și, prin urmare, disponibilitatea elementelor nutritive într-o formă care poate fi direct asimilată de plante. De fapt, valorile anormale ale pH-ului determină fenomene de precipitații chimice care se reflectă asupra nutriției minerale cu fenomene de deficit. PH-ul influențează și activitatea biologică a unor grupuri funcționale de microorganisme care intervin direct în ciclurile biogeochimice ale unor elemente (în special azot și sulf ). În cele din urmă, pH-ul are efecte mai mult sau mai puțin semnificative asupra structurii solului , influențând factorii care determină starea de floculare a coloizilor .

Plantele prezintă adaptări diferite la reacția solului și în condiții naturale se dezvoltă asociații spontane de plante care sunt indicative ale unei reacții mai mult sau mai puțin anormale. Plantele de interes agricol găsesc cele mai bune condiții pedologice în solurile neutre și în cele cu tendințe moderate spre aciditate sau alcalinitate. Cu toate acestea, mai multe culturi se adaptează la pH-uri decisiv anormale.

Reacția anormală a solului, în contextul unei interacțiuni dinamice între mai mulți factori, are cauze diferite.

Aciditatea solului se datorează lipsei de baze care duce la un exces de ioni H ⁺ în soluția circulantă și în complexul de schimb. Aciditatea se traduce în principal printr-o aprovizionare limitată a unor elemente nutriționale (în special bazele de schimb ) și o disponibilitate redusă a altora în formă asimilabilă datorită fenomenelor de precipitații chimice.

Alcalinitatea moderată, cunoscută și sub numele de alcalinitate constituțională, se datorează prezenței marcate a carbonaților de calciu și magneziu . Solurile care prezintă această alcalinitate sunt denumite în mod obișnuit calcaroase . Alcalinitatea constituțională se traduce în principal în disponibilitatea redusă a diferitelor elemente nutriționale, în special a microelementelor, din cauza fenomenelor de precipitații.

Alcalinitatea ridicată, numită și alcalinitate de absorbție, apare la pH> 8,5 și se datorează prezenței evidente a carbonatului de sodiu (Na ₂ CO ₃ ) și a bicarbonatului de sodiu (NaHCO ₃ ) în soluția circulantă și a unui conținut ridicat de sodiu adsorbit de coloizi. Alcalinitatea absorbției are efecte multiple atât asupra proprietăților chimice, cât și asupra proprietăților fizice ale solului și într-o asemenea măsură încât să pericliteze utilizarea sa în scopuri agricole.

Puterea absorbantă

Același subiect în detaliu: Puterea de absorbție a solului și adsorbția .

Puterea absorbantă înseamnă capacitatea solului de a reține apa și nutrienții. În cazul elementelor nutriționale, puterea de absorbție se realizează odată cu concurența fenomenelor fizice, chimice și biologice, pentru care se disting diferite mecanisme de absorbție.

Absorbție mecanică
Solul reține substanțele nutritive conținute în particule mai mari decât porii (de exemplu, granule de îngrășământ ), acționând ca un filtru. Acesta este mecanismul cel mai puțin important, cu toate acestea ajută la încetinirea oricărei pierderi de spălare în cazul îngrășămintelor cu eliberare treptată.

Absorbție biologică
Solul reține substanțele nutritive asimilate de organismele vii și imobilizate temporar în materie organică vie sau moartă. Acesta este cel mai important mecanism de conservare a elementelor foarte mobile ( azot , sulf ) și, în general, a tuturor elementelor nutriționale în astfel de condiții pedologice și climatice care ar determina pierderea lor din cauza levigării într-un timp foarte scurt. .

Absorbție chimică
Solul păstrează elementele nutritive datorită precipitării chimice a sărurilor insolubile (în general de calciu, magneziu, fier și aluminiu). Un exemplu clasic de absorbție chimică este retrogradarea fosforului în solurile calcaroase:

Ca (H ₂ PO ₄ ) ₂ + Ca (OH) ₂ → 2 CaHPO ₄ + 2 H ₂ O

2 CaHPO ₄ + Ca (OH) ₂ → Ca ₃ (PO ₄ ) ₂ ↓ + 2 H ₂ O

În prezența calcarului activ, echilibrele multiple ale acidului fosforic sunt mutate de la reziduul fosfat di- acid (H ₂ PO ₄ ^- ) la reziduul fosfat (PO ₄ ^3- ). Acesta din urmă combinat cu calciu formează o sare insolubilă, spre deosebire de sărurile acide corespunzătoare care sunt solubile.
Absorbția prin precipitații chimice este un fenomen negativ, deoarece este în general cauzată de cauze structurale intrinseci care o fac ireversibilă.

Schimb de ioni

Absorbția coloidală
Numit și adsorbție sau schimb de ioni , este cel mai important mecanism de absorbție împreună cu cel biologic și, în toate efectele, reprezintă o proprietate chimică a solului. Afectează în special cationii și reziduurile de acid fosforic. Particulele de fracție solidă din sol mai mici de 1 μm au proprietăți coloidale și se comportă ca niște coloizi hidrofili. În special, în condițiile obișnuite ale pH-ului în care se găsește solul, mineralele de humus și argilă se comportă ca coloizi electronegativi, prin urmare, acestea transportă sarcini electrice negative pe suprafața lor. Aceste taxe sunt neutralizate de hidrogen ioni și fier și aluminiu hidroxizi în condiții de lipsă de baze (puternic soluri acide), în timp ce în condiții obișnuite sunt neutralizate, cel puțin parțial, prin metale cationi numite baze de schimb .

Adsorbția anionilor urmează mecanisme diferite și mai complexe, parțial fizice datorită naturii electrostatice, parțial chimice deoarece sunt determinate de reacții reale de suprafață. Dinamica acestor fenomene asigură faptul că unele elemente, prezente în formă anionică, sunt păstrate bine cu adsorbție (fosfor), în timp ce altele sunt reținute doar într-o măsură marginală și astfel încât pot fi considerate extrem de mobile (azot azotic, sulf, clor) .

Ionii reținuți de complexul de schimb de sol, adică de setul de coloizi care prezintă o activitate chimică de suprafață, sunt în echilibru cu cei dizolvați în soluția circulantă: o sărăcire a fracției solubile, datorată, de exemplu, spălării și absorbției biologice, cauzează eliberarea ionilor din fracțiunea schimbabilă; invers, o creștere a concentrației în soluția circulantă, datorată de exemplu fertilizării , determină imobilizarea temporară a unui anumit număr de ioni prin adsorbție pe complexul de schimb.

Capacitatea de schimb cationic

Același subiect în detaliu: capacitatea de schimb cationic .

Capacitatea de schimb de cationi (CSC) este cantitatea de cationi schimbabili, exprimată în miliechivalenți la 100 de grame (meq / 100g), pe care un material cu proprietăți de adsorbție o poate reține prin schimbul de ioni. Schimbul de ioni reprezintă unul dintre cele mai importante mecanisme prin care solul reține și pune la dispoziția plantelor și microorganismelor elemente precum calciu, magneziu, potasiu, azot amoniacal, prin urmare CSC este un indice al fertilității chimice potențiale a terenului.

Capacitatea de schimb de cationi a unui schimbător depinde în esență de densitatea sarcinilor electrice negative la suprafață. Originea acestor sarcini se datorează, în mineralele argiloase , disocierii acide a grupelor -OH de pe margine și, mai ales, încărcării dezechilibrelor cauzate de înlocuirea izomorfă a siliciului cu aluminiu în planurile tetraedrice și a aluminiului cu magneziu în planurile octaedrice. În humus poate fi urmărit înapoi la disocierea acidă a grupărilor carboxilice și, într-o măsură mai mică, a grupărilor hidroxid de fenoli .

Densitatea electronegativă depinde în esență de doi factori: natura sarcinilor și pH-ul solului. În raport cu natura umpluturilor, densitatea este relativ scăzută dacă provin în principal din întreruperea rețelelor cristaline (de exemplu, kaolinită ) și, în medie, mare dacă provin dintr-un număr mare de substituții izomorfe de siliciu-aluminiu (de exemplu, montmorillonit ), este foarte mare dacă provin din disocierea ionică a grupărilor funcționale organice (de exemplu, humus). Rezultă că CSC este, în general, mai mare la schimbătoarele organice și mai scăzut la cele minerale și, în contextul coloizilor minerali, mai mare la mineralele argiloase bogate în substituții izomorfe ( vermiculite , montmorillonite) și mai mic la filosilicații primari.

De exemplu, humusul poate avea valori CSC de 300-500 meq / 100g ^[4] , montmorillonitele și vermiculitele au valori medii de ordinul 100-150 meq / 100 g ^[5] ^[6] , în loc caolinitele au valori foarte mici, mai mici de 15 meq / 100g ^[5] .

În aceleași condiții, pH-ul joacă un rol fundamental: coloidii electronegativi ai solului, atât organici, cât și minerali, au proprietăți amfotere și, prin urmare, se comportă ca acizi și baze slabe . În condițiile de pH găsite în majoritatea solurilor, humusul și mineralele argiloase se comportă ca acizi slabi și, prin urmare, ca coloizi electronegativi, în timp ce hidroxizii de fier și aluminiu și mineralele din grupul kaolinit se comportă ca baze slabe și, prin urmare, ca coloizi electropozitivi:

Clay-H + Me ⁺ OH ^- → Clay ^- Me ⁺ + H ₂ O

Al-OH + XH → Al-OH ₂ ⁺ X ^-

Pe măsură ce pH-ul scade, gradul de disociere a coloizilor electronegativi scade tendind spre punctul izoelectric , prin urmare densitatea de sarcină electrică negativă scade semnificativ într-un mediu acid. Rezultă că CSC-ul unui sol sau al oricărui schimbător scade odată cu pH-ul:

Argilă ^- Me ⁺ + H ⁺ → Argilă-H + Me ⁺

În orice caz, dependența de pH se modifică în funcție de natura sarcinilor: pH-ul interferează foarte mult cu sarcinile generate de grupările -OH ale coloizilor minerali și grupările fenolice ale coloizilor organici, în timp ce în alte cazuri CSC este mult mai stabil .

În sol, particulele cu proprietăți de schimb reprezintă doar o parte din fracțiunea granulometrică a argilei, prin urmare valorile CSC găsite sunt mult mai mici. În aceste condiții, CSC este determinat nu numai de natura schimbătorului și de pH, ci și de conținutul de argilă.

Tab. 2 - Evaluarea CSC găsită în soluri în condiții operaționale ^[7]
Evaluare	CSC (meq / 100g)
Scăzut	Mai putin decât 10
In medie	10 - 20
Înalt	peste 20

CSC este în general destul de scăzut în solurile libere , sărac în coloizi și în cele din regiunile tropicale, în general bogat în minerale argiloase cu proprietăți de schimb modeste (kaolinite) și practic lipsit de materie organică. Atinge valori relativ ridicate în solurile argiloase din zonele temperate, mai ales dacă sunt bine dotate cu grupurile vermiculite și montmorillonite din minerale. Cele mai mari valori ale capacității de schimb cationic se găsesc în orice caz în soluri bine dotate cu substanță organică, cu niveluri extrem de ridicate în solurile turbărești .

Clasificarea solurilor în conformitate cu CSC este prezentată în tabelul 2. În general, valori relativ ridicate, între 15 și 50 meq / 100g se găsesc în soluri argiloase bine dotate cu coloizi cu capacitate mare de schimb, în timp ce în soluri cu un conținut ridicat de organice substanța poate depăși și 100 meq / 100g. Cu toate acestea, aceste indicații sunt doar orientative, deoarece mult depinde de tipul de coloizi minerali și, mai ales, de reacția solului.

Gradul de saturație de bază

Același subiect în detaliu: rata de saturație de bază .

Capacitatea de schimb cationic este un indice al fertilității potențiale a solului, dar nu oferă o imagine bine definită a ceea ce este fertilitatea efectivă referită, în acest context, la furnizarea de elemente nutriționale. Sarcinile electrice împrăștiate pe suprafața coloizilor sunt neutralizate de cationi, dar în scopuri practice ceea ce contează este natura cationilor adsorbiți pe complexul de schimb. Complexul de schimb este în mare parte saturat cu ioni H ⁺ , ioni Al ³⁺ , ioni Ca ²⁺ și Mg ²⁺ , ioni K ⁺ și Na ⁺ . Alți cationi metalici și ionul de amoniu sunt prezenți în cantități nesemnificative.

Ordinea de preferință în saturație corespunde cu cea din listă, prin urmare, ionii de hidrogen și aluminiu tind să prevaleze asupra celor divalenți și, aceștia, asupra celor monovalenți. Cu toate acestea, distribuția eficientă a cationilor pe complexul de schimb depinde și de concentrația cationilor specifici în soluția de circulație, care este în echilibru cu complexul de schimb: în caz de exces de calciu în soluția de circulație, acesta tinde, prin urmare, să înlocuiască hidrogenul și aluminiu în complexul de schimb.

Natura cationilor adsorbiți pe complexul de schimb și distribuția lor specifică depinde strict de pH-ul solului: în solurile acide soluția circulantă este slabă în baze, de aceea ionii de hidrogen înlocuiesc cu ușurință bazele adsorbite; în același timp bazele eliberate de complexul de schimb au o persistență redusă, deoarece în timp sunt scăzute din soluția circulantă prin levigare și absorbție biologică.

Tab. 3 - Evaluarea GSB și distribuție procentul bazelor de schimb în soluri în condiții operaționale ^[7]
Gradul de saturație de bază
Evaluare	% din CSC
Foarte jos	mai puțin de 45%
Bas	45 - 65%
Grozav	65 - 85%
Înalt	peste 85%
Conținut de Ca schimbabil
Evaluare	% din CSC
Foarte jos	mai puțin de 35%
Bas	35 - 55%
Grozav	55 - 70%
Înalt	peste 70%
Conținut Mg schimbabil
Evaluare	% din CSC
Foarte jos	mai puțin de 3%
Mediu	3 - 10%
Înalt	peste 10%
K tenor schimbabil
Evaluare	% din CSC
Foarte jos	mai puțin de 2%
Mediu	2 - 5%
Înalt	peste 5%

Ionii adsorbiți de calciu, magneziu, potasiu și sodiu sunt denumiți în mod colectiv baze de schimb . Gradul de bază de saturație sau rata de saturație în baze sau gradul de saturație de bază (GSB) reprezintă raportul procentual dintre suma concentrațiilor bazelor unice de schimb adsorbit și capacitatea de schimb de cationi, ambele exprimate în meq / 100g:

GSB={\frac {[Ca^{2+}]+[Mg^{2+}]+[K^{+}]+[Na^{+}]}{CSC}}\cdot 100

{\ displaystyle GSB = {\ frac {[Ca ^ {2 +}] + [Mg ^ {2 +}] + [K ^ {+}] + [Na ^ {+}]} {CSC}} \ cdot 100 }

{\ displaystyle GSB = {\ frac {[Ca ^ {2 +}] + [Mg ^ {2 +}] + [K ^ {+}] + [Na ^ {+}]} {CSC}} \ cdot 100 }

Fiind un raport procentual care exprimă o fracțiune din CSC, gradul de saturație de bază poate presupune valori cuprinse între zero și 100%. Cele mai mici valori se găsesc în solurile puternic acide, foarte slabe în baze, în care complexul de schimb este saturat de ioni de hidrogen și aluminiu; cele mai mari valori se găsesc în solurile alcaline, bogate în baze, în care complexul de schimb este în principal saturat de calciu și magneziu sau de sodiu, în funcție de natura alcalinității (constituțională sau de absorbție).

În raport cu pH-ul, selectivitatea pe care complexul de schimb o are asupra diferiților cationi, natura matricială a fracției solide a solului, GSB și distribuția procentuală între bazele individuale pot varia foarte mult, dar în general pot apărea următoarele tendințe:

Solurile care tind spre aciditate. Aceste soluri sunt în general deficitare în calciu; GSB este scăzut, prin urmare ionul de hidrogen și aluminiul sunt reprezentate abundent în complexul de schimb, în timp ce potasiul și magneziul pot prevala printre bazele de schimb în funcție de mineralele prezente în sol.
Terenuri care tind spre neutralitate. Aceste soluri au în general un GSB destul de ridicat, de ordinul 70-80%. Defalcarea procentuală a bazelor de schimb observă o prevalență a calciului, urmată de magneziu și, în cele din urmă, de potasiu. Sodiul este prezent în cantități mici.
Medii moderat alcaline (pH <8,4-8,5). Aceste soluri au o alcalinitate constituțională. Conținutul ridicat de calciu și magneziu din soluția circulantă determină o saturație completă a complexului de schimb de către metalele alcalino-pământoase în detrimentul hidrogenului și potasiului. Gradul de saturație de bază este apropiat sau egal cu 100%.
Numite în mod corespunzător soluri alcaline (pH> 8,5-8,9). Aceste soluri au o alcalinitate de absorbție, datorită unui conținut ridicat de carbonați de sodiu în soluția circulantă. GSB este 100%; în complexul de schimb există cantități moderate de calciu și magneziu care sunt greu de eliberat și ponderea reprezentată de sodiu crește considerabil; conținutul de potasiu scăzut, dacă este cazul.

Gradul de saturație a bazelor are repercusiuni directe asupra a două aspecte ale fertilității solului: sub aspect chimic influențează nutriția minerală a plantelor, deoarece dinamica adsorbției și a eliberării condiționează disponibilitatea pentru plante a unor elemente precum calciu, magneziu, potasiu și, indirect, o parte din fosfor; sub aspect fizico-mecanic, un conținut ridicat de sodiu adsorbit pe coloizi afectează negativ structura solului și, indirect, toate proprietățile fizico-chimice și mecanice strict dependente de acesta.

Evaluarea solurilor în funcție de gradul de saturație de bază și distribuția procentuală a bazelor de schimb este prezentată în tabelul 3.

Puterea de tamponare

Același subiect în detaliu: puterea de tamponare a solului .

Solul se poate comporta ca un sistem tampon , opunându-se, în anumite limite, variațiilor drastice ale pH-ului. Această proprietate, în soluții , este derivată din prezența posibilă a unor compuși organici amfoteri sau, mai frecvent, din prezența simultană a unui acid slab și a unei sări a acestuia cu o bază .

În sol, puterea de tamponare este determinată în mare măsură de prezența coloizilor organici și minerali parțial saturați de bazele de schimb și de coloizii electropozitivi, în special hidroxidul de aluminiu. O altă contribuție minoră vine din prezența unor săruri dizolvate în soluția circulantă ( bicarbonat de calciu și săruri ale acizilor organici). Proprietatea de tamponare conferită de coloizii solului se datorează comportării atât a humusului, cât și a mineralelor argiloase ca acizi slabi și a hidroxidului de aluminiu ca bază slabă.

În afară de orice proprietăți de tampon modeste ale soluției circulante, capacitatea de tamponare a unui sol depinde de capacitatea de schimb de cationi și de gradul de saturație de bază: o capacitate de schimb mare, în aceleași condiții, conferă potențial o capacitate de tampon mare; totuși, pentru ca complexul de schimb să se comporte ca un agent tampon atât pentru creșterea, cât și pentru reducerea pH-ului, este necesar să aibă în același timp hidrogen și baze de schimb; cele mai bune condiții, din motive evidente, apar atunci când gradul de saturație de bază este de ordinul a 50%. În cele din urmă, puterea de tamponare a solului depinde de textură , conținutul de substanță organică și, în cele din urmă, de pH.

În ceea ce privește rolul texturii și al conținutului de substanță organică, aceste proprietăți se reflectă asupra conținutului de coloid și, prin urmare, asupra CSC. În aceleași condiții, de fapt, puterea de tampon crește trecând de la soluri nisipoase la soluri argiloase și cu atât mai mult la soluri turbărești, în raport cu valorile CSC pe care le au în general aceste tipuri de soluri.

În ceea ce privește rolul pH-ului, această proprietate depinde, în general, de gradul de saturație bazică și, prin urmare, de disponibilitatea în suprafața adsorbantă a ionilor de hidrogen și a bazelor de schimb care trebuie eliberate, dacă este necesar. Cele mai bune condiții se găsesc în solurile subacide, unde rata de saturație de bază este de ordinul a 50% și într-o măsură mai mică în cele neutre. Aceste soluri prezintă o capacitate mare de tamponare atât spre creșterea cât și spre scăderea pH-ului. Solurile cu o reacție anormală, pe de altă parte, prezintă o acțiune de tamponare predominantă numai spre acidificare (soluri alcaline) sau numai alcalinizare (soluri acide).

Puterea de tamponare a solului trebuie considerată, în contexte diferite, o proprietate pozitivă sau negativă. Este pozitiv în solurile practic neutre, deoarece se opune factorilor de acidificare și alcalinizare, menținând pH-ul solului stabil. Pe de altă parte, este negativ în solurile cu un pH extrem de anormal, deoarece se opune mai ales intervențiilor de corecție, în timp ce prezintă o eficiență redusă împotriva fenomenelor care tind să intensifice problema.

Materie organică și humus

Același subiect în detaliu: Materia organică a solului și humus .

Substanța organică a solului este ansamblul de compuși organici prezenți în el, indiferent de originea sa, de gradul său de complexitate structurală, de încorporarea sa în biomasa vie. Prin urmare, organismele vii prezente în sol, rămășițele lor descompunătoare, îngrășămintele organice aduse de om, dar și cele de origine sintetică au ajuns la sol mai mult sau mai puțin accidental (reziduuri de pesticide , deșeuri diverse etc.).

Humusul reprezintă doar o porțiune din substanța organică a solului și constă dintr-un compus organic macromolecular refăcut cu humificare pornind de la compuși organici simpli încorporați într-un heteropolimer construit cu condensarea nucleelor aromatice polifenolice derivate, conform unor ipoteze, din descompunerea ligninelor .

Rolul materiei organice și, în special al humusului, în sol se manifestă în diferite aspecte ale fertilității:

îmbunătățește structura , făcând-o să evolueze spre tipul glomerular și condiționând toate proprietățile fizice legate de aceasta (permeabilitate, moliciune, porozitate etc.);
crește capacitatea de retenție a apei, datorită absorbției sale ridicate;
îmbunătățește puterea de absorbție a solului, grație creșterii capacității de schimb cationic, derivată din prezența humusului, și absorbției biologice, esențiale pentru menținerea rezervelor de azot și sulf din sol;
îmbunătățește disponibilitatea unor microelemente, datorită proprietăților de chelare , protejându-le de insolubilizare;
îmbunătățește puterea de tamponare, datorită proprietăților sale amfotere ;
este un activator biologic, deoarece majoritatea proceselor de transformare microbiană sunt strict dependente de ciclul carbonului .

Mai mult, din punct de vedere ecologic , prezența humusului conferă solului capacitatea de a elimina diferiți poluanți: reziduurile diferitelor pesticide sunt dezactivate prin adsorbție pe coloizi organici sau prin imobilizare și reținute, prevenind spălarea lor și poluarea consecventă a pânza freatică ; de exemplu, se știe că erbicidele din familia triazinelor nu sunt foarte eficiente în solurile bogate în substanțe organice, pe care sunt permise doze mai mari.

Determinarea substanței organice poate fi efectuată cu diferite metode care, fiind artefacte convenționale, conduc la rezultate diferite. Metoda oficială (Walkey-Black) implică determinarea carbonului eliberat prin oxidare cu dicromat de potasiu într-un mediu acid. Conținutul de materie organică se obține înmulțind carbonul determinat cu 1,72. O metodă mai rudimentară este multiplicarea conținutului total de azot cu 6,25, însă această metodă este distorsionată de raportul efectiv carbon / azot din sol.

Evaluarea conținutului de substanță organică trebuie să fie întotdeauna legată de contextul operațional:

altele fiind egale, terenurile agricole au un conținut mai mic de substanțe organice decât terenurile naturale ;
dinamica ciclului carbonului în sol este strict dependentă de condițiile de mediu și, în special, de regimul termic și pluviometric . În general, conținutul este redus trecând de la regiunile temperate reci la cele cu un climat cald-arid, până când dispare în regiunile tropicale; de exemplu, un conținut de 1% este considerat suficient dacă nu este scăzut într-un ținut din Valea Po, în timp ce este o valoare bună dacă este măsurat într-un ținut din sudul Italiei.
rolul substanței organice asupra fertilității fizice este strict condiționat de conținutul de argilă , care tinde să-și mascheze efectele până la anularea completă a acestora în soluri puternic argiloase; în plus, gradul ridicat de oxigenare a solurilor pietroase și a solurilor nisipoase direcționează echilibrul materiei organice către mineralizare, în special în mediile care trec prin perioade de temperaturi ridicate asociate secetei. În cele din urmă, toate celelalte lucruri fiind egale, judecata de evaluare este redusă pe măsură ce conținutul de argilă crește.

Tab. 4 - Evaluarea terenurilor agricole in funzione del tenore in sostanza organica ^[8]
Valutazione	% in sost. org.
povero	meno del 1,5%
mediamente dotato	1,5 - 3%
ricco	oltre il 3%

A titolo orientativo, uno schema di classificazione, adatto soprattutto alle condizioni ordinarie dei terreni agrari dell'Italia centrosettentrionale, è riportato in tabella 4. Va tuttavia precisato che in condizioni particolari il tenore in sostanza organica è molto più alto rispetto ai valori di riferimento riportati in tabella, fino a superare il 10% in terreni definiti umiferi e il 20% in quelli definiti organici o torbosi ^[8] .

Un altro parametro di grande importanza, ai fini della valutazione della fertilità di un terreno, è il rapporto carbonio/azoto. Questo rapporto può essere calcolato dividendo il tenore percentuale in C organico (si ottiene dividendo il tenore in sostanza organica per 1,72) e il tenore percentuale in N totale (determinato con il metodo Kjeldahl ). Nell'humus propriamente detto il rapporto C/N oscilla fra 9 e 10, perciò valori rilevati prossimi a 10 indicano un buon stato di umificazione della sostanza organica. Un valore basso (es. 5) è indice di una mineralizzazione eccessiva della sostanza organica; valori alti (es. 20-40) sono indice di un basso tenore in sostanza organica oppure di un eccessivo tenore in sostanza organica indecomposta a causa di un'umificazione stentata per carenza di azoto. In entrambi i casi (rapporto basso o alto) il terreno va ritenuto poco fertile perché la dotazione in elementi nutritivi è modesta a causa dell'immobilizzazione organica o del dilavamento degli elementi nutritivi.

Potenziale di ossidoriduzione

Lo stesso argomento in dettaglio: Potenziale redox del terreno .

Tab. 5 - Scala del potenziale di riduzione standard degli agenti ossidanti presenti nel terreno ^[9]
Semireazione	E ₀ (V)
2 H ⁺ (aq) + 2e ⁻ → H ₂ (g)	0,00
C (s) + 4H ⁺ + 4e ⁻ → CH ₄ (g)	+0.13
S (s) + 2H ⁺ + 2e ⁻ → H ₂ S (g)	+0.14
HSO ₄ ⁻ (aq) + 3H ⁺ + 2e ⁻ → 2H ₂ O(l) + SO ₂ (aq)	+0.16
SO ₄ ²⁻ (aq) + 4H ⁺ + 2e ⁻ → 2H ₂ O(l) + SO ₂ (aq)	+0.17
CO ₂ (g) + 4H ⁺ + 4e ⁻ → C(s) + 4H ₂ O	+0.21
Cu ²⁺ (aq) + 2e ⁻ → Cu (s)	+0.34
SO ₂ (aq) + 4H ⁺ + 4e ⁻ → S (s) + 2H ₂ O	+0.50
Cu ⁺ (aq) + e ⁻ → Cu(s)	+0.52
O ₂ (g) + 2H ⁺ + 2e ⁻ → H ₂ O ₂ (aq)	+0.70
Fe ³⁺ (aq) + e ⁻ → Fe ²⁺ (aq)	+0.77
NO ₃ ^– (aq) + 2H ⁺ + e ⁻ → NO ₂ (g) + H ₂ O	+0.80
MnO ₂ (s) + 4H ⁺ + 2e ⁻ → Mn ²⁺ (aq) + 2H ₂ O	+1.23
O ₂ (g) + 4H ⁺ + 4e ⁻ → 2H ₂ O	+1.23
Legenda: (aq) disciolto in soluzione (g) gas (l) liquido (s) solido insolubile

Il terreno è un sistema chimico complesso nel quale sono comprese anche le reazioni di ossidoriduzione ; in altri termini, in funzione di alcuni fattori ambientali, il terreno si comporta come agente ossidante o riducente nei confronti di alcune specie chimiche. Tale azione si svolge spontaneamente e in un contesto ambientale che prevede la presenza contemporanea dell' acqua e dell' aria , con limiti estremi in corrispondenza della completa sommersione (assenza d'aria) e della completa aerazione (assenza d'acqua). In tali condizioni il potere riducente del terreno si colloca, all'interno della scala del potenziale standard di riduzione , nell'intervallo compreso fra la riduzione dell' ossigeno molecolare (O ₂ /H ₂ O, E ₀ =1,23 V ), in condizioni di assenza d'acqua e massima aerazione, e la riduzione dello ione idrogeno (H ⁺ /H ₂ , E ₀ =0 V), in condizioni di assenza di ossigeno e completa sommersione.

Nella tabella 5 sono riportate le reazioni di riduzione più importanti che possono svolgersi nel terreno nell'ambito di questo intervallo. Alcune delle reazioni riportate non hanno interesse pratico in termini quantitativi. L'ordine in cui si svolgono in relazione al potenziale standard in realtà si discosta da quello teorico e segue schemi dettati dalla complessità del sistema suolo ^[9] . Il risultato è che sia gli stati ossidati sia quelli ridotti delle specie chimiche indicate in tabella possono essere presenti in modo stabile all'interno del campo di variazione del potenziale fra 0 e +1,23 V. Diverso è invece il contesto per le specie chimiche il cui potenziale standard di riduzione supera tali limiti.

Ad esempio, la coppia Fe ²⁺ /Fe, avendo un potenziale standard di -0,44 V, è esclusa dal suddetto intervallo, mentre la coppia Fe ³⁺ /Fe ²⁺ , con un potenziale di +0,77 V, rientra in pieno. Ciò implica che il Ferro può trovarsi nel terreno, secondo i casi, sotto forma di ione ferrico (Fe ³⁺ ) o di ione ferroso (Fe ²⁺ ), ma mai in forma metallica (Fe). Infatti, anche in condizioni fortemente riducenti, il ferro elementare è instabile perché prima della sua formazione si ha la riduzione dello ione idrogeno a idrogeno elementare (H ₂ ). Analogamente, il cloro molecolare (Cl ₂ ) non è presente nelle soluzioni acquose e nel terreno per la sua instabilità a causa del potenziale di +1,36 V relativo alla sua riduzione a ione Cl ^- : anche in condizioni di forte ossidazione, prima della formazione del cloro molecolare si avrà l'ossidazione dell'ossigeno dell'acqua a ossigeno molecolare.

Il potenziale redox del terreno si rileva per via potenziometrica e pertanto si esprime in Volt , tuttavia nella letteratura si fa ricorso anche ad una scala numerica che usa i gradi rH , derivata dall'applicazione dell'operatore matematico r analogo all'operatore p del pH. Il principio su cui si basa la scala rH è che il potenziale di ossidoriduzione può essere correlato allo sviluppo di idrogeno molecolare (H ₂ ), rilevato misurandone la concentrazione in termini di pressione parziale ([H ₂ ]). L'indice rH deriva dall'applicazione della formula:

rH=\log {\frac {1}{[H_{2}]}}

rH=\log {\frac {1}{[H_{2}]}}

rH=\log {\frac {1}{[H_{2}]}}

Il grado rH è inoltre legato al pH e al potenziale di ossidoriduzione da una relazione lineare di proporzionalità diretta ^[10] :

rH=33,8\cdot E+2\cdot pH

rH=33,8\cdot E+2\cdot pH

rH=33,8\cdot E+2\cdot pH

Ne consegue che il grado rH aumenta con il pH e con le condizioni di ossidazione.

La scala dei gradi rH varia da un minimo teorico uguale a 0 ad un massimo reale, rilevato sperimentalmente, uguale a 42. Il valore minimo corrisponde al massimo grado di riduzione con pressione parziale dell'idrogeno sviluppato uguale a quella atmosferica ([H ₂ ]=1, rH=0) e pressione parziale dell'ossigeno virtualmente nulla, il secondo corrisponde al massimo grado di ossidazione, che si ha con il valore massimo della pressione parziale dell'ossigeno e pressione parziale dell'idrogeno virtualmente nulla ([ ₂ ]=10 ⁴² , rH=42). All'interno di questa scala c'è un valore di rH in corrispondenza del quale la pressione parziale dell'idrogeno e quella dell'ossigeno si eguagliano. Questo valore, a pH 7 ea 20 °C, è uguale a 27,7 e corrisponde ad un potenziale di ossidoriduzione uguale a circa 0,40 V. Nel terreno i valori effetti di potenziale misurati sperimentalmente variano da un minimo dell'ordine di -0,22 V a massimi dell'ordine di 0,6 V ^[9] (rH=6,56-34,28). Di norma i valori dei terreni si collocano in un campo di variabilità compreso fra 0 e 0,6 ^[7] (rH=14-34,28).

Il limite di 0,40 V (rH 27,7 a pH 7) è il punto di equilibrio fra i processi di riduzione e quelli di ossidazione: sotto questo valore prevalgono le riduzioni (ambiente riducente), al di sopra prevalgono le ossidazioni (ambiente ossidante). Dal valore del potenziale di ossidoriduzione dipendono gli equilibri che si instaurano nella complessa microflora microbica del terreno, con importanti riflessi sullo stato di fertilità chimica, sotto l'aspetto nutrizionale, e le stesse condizioni di vivibilità per le piante.

Le condizioni ottimali si verificano con un rH compreso fra 26 e 30. Tali condizioni sono tipiche dei terreni che hanno un buon tenore in colloidi, sono ben strutturati e non soffrono di ristagni idrici persistenti. I principali riflessi sono i seguenti:

disponibilità di ossigeno, necessario per lo svolgimento dei processi respiratori sia per le piante sia per i microrganismi aerobi ;
equilibrio sostanziale fra mineralizzazione e umificazione della sostanza organica;
disponibilità dell'azoto in forma nitrica ;
disponibilità del ferro e dello zolfo nelle forme assimilabili (Fe ³⁺ , HSO ₄ ^- e SO ₃ ^2- );
assenza di specie chimiche ad azione fitotossica (solfuri e Mn ²⁺ ).

Valori eccessivamente alti del potenziale di ossidoriduzione (rH>30), per quanto non pregiudicanti nei confronti della vita delle piante, hanno riflessi sulla stabilità dello stato di fertilità del terreno in quanto la forte aerazione sposta l'equilibrio delle trasformazioni della sostanza organica verso la mineralizzazione. Tali condizioni si verificano in terreni poveri di colloidi, con tessitura grossolana o sciolta (eccessivamente ricchi di scheletro o sabbia) e soggetti a periodi più o meno lunghi di carenza idrica. Tali condizioni hanno ripercussioni sul potere assorbente del terreno, sul suo stato strutturale e sulla nutrizione azotata, ma possono essere controllati adeguatamente con una tecnica colturale appropriata.

Valori eccessivamente bassi del potenziale di ossidoriduzione (rH 18-20) si riscontrano in terreni eccessivamente microporosi, mal strutturati e mal drenati, soggetti a lunghi periodi di ristagno idrico anche se temporanei. I principali riflessi sono i seguenti:

carenza di ossigeno, con rischio di asfissia radicale nelle piante non adattate e prevalenza dei microrganismi anaerobi (denitrificanti, ferroriduttori, solfatoriduttori, metanobatteri , ecc.);
arresto della mineralizzazione e umificazione stentata, con conseguente accumulo di sostanza organica indecomposta;
perdita consistente dell'azoto per denitrificazione ;
insolubilizzazione del ferro sotto forma di ferro ferroso;
riduzione dei solfati con conseguente perdita dello zolfo assimilabile e accumulo di zolfo elementare e solfuri ;
comparsa di sostanze fitotossiche (solfuri, manganese II).

In definitiva l'ambiente riducente è altamente sfavorevole perché non solo si ripercuote sui cicli biogeochimici e sulla nutrizione delle piante, ma crea anche condizioni di invivibilità per assenza di ossigeno e fenomeni di tossicità alle quali possono adattarsi solo le piante idrofite. Condizioni di sommersione permanenti instaurano infine un ambiente riducente tale da favorire i processi di riduzione del carbonio, con accumulo di carbonio elementare (torbificazione), sviluppo di idrogeno e di metano . Tali condizioni si verificano nei terreni sommersi delle paludi.

Contenuto in calcare

Lo stesso argomento in dettaglio: Terreno calcareo .

Il contenuto in calcare è una proprietà chimica che influisce notevolmente su diverse proprietà fisiche e chimiche dei terreni soggetti ad alcalinità costituzionale. Il calcare presente nel terreno deriva in genere dalla disgregazione di minerali presenti in rocce carbonatiche ( calcite , aragonite , dolomite ) oppure dal deposito conseguente all'apporto naturale o artificiale di acque carbonatiche. In senso stretto il calcare comprende i carbonati di calcio e di magnesio, ma nel terreno sono presenti anche altri carbonati (di ferro, potassio, sodio, ecc.) che nel complesso rientrano nella composizione del calcare totale ; la presenza di questi carbonati è tuttavia secondaria ad eccezione dei terreni sodici, che non rientrano comunque nei casi di alcalinità costituzionale.

Dal punto di vista granulometrico le particelle di calcare rientrano soprattutto nella composizione del limo e, in parte, dell'argilla. Terreni alloctoni derivati da rocce carbonatiche possono avere anche un discreto tenore in scheletro nella cui composizione rientrano frammenti di rocce calcaree. Dal punto di vista chimico la frazione granulometrica di maggiore interesse è quella argillosa, in quanto sono le particelle più fini ad intervenire nei processi fisici e chimici di superficie. Il calcare totale si distingue perciò in due frazioni, dette rispettivamente calcare inerte e calcare attivo ; quest'ultima è quella che effettivamente contribuisce a determinare le proprietà chimiche dei terreni.

I principali effetti di un'elevata dotazione di calcare e, in particolare, della frazione attiva sono i seguenti:

aumento del pH fino a valori che variano, secondo la dotazione, tra pH 7,4 e pH 8,5;
aumento della capacità di scambio cationico e del grado di saturazione basica, quest'ultimo con valore del 100% o di poco inferiori;
elevata percentuale di calcio nel complesso di scambio a scapito del potassio;
antagonismo nell'assorbimento radicale del potassio;
immobilizzazione del fosforo per precipitazione chimica (retrogradazione del fosforo) sotto forma di Ca ₃ (PO ₄ ) ₂ (fosfato tricalcico): il pH alto sposta l'equilibrio multiplo di dissociazione dell' acido fosforico verso il residuo PO ₄ ^3- , il quale è solubile solo se combinato con i metalli alcalini.
immobilizzazione del ferro per insolubilizzazione: la solubilità del ferro diminuisce progressivamente all'aumentare del pH e nei terreni basici si manifesta in alcune specie la carenza di ferro nota come clorosi ferrica . Va detto, in generale, che il pH alto riduce la solubilità anche degli altri oligoelementi assorbiti in forma cationica (manganese, rame e, soprattutto, zinco ), anche se i sintomi di una carenza sono meno frequenti di quella del ferro;
aumento della mobilità del molibdeno : questo microelemento, insieme al boro , è l'unico ad essere assorbito dalle piante in forma anionica (ione molibdato, MoO ₄ ^2- ) perciò l'aumento del pH sposta l'equilibrio di dissociazione dell'acido molibdico verso la forma ionizzata, più solubile;
aumento del potere tampone: come detto in precedenza, il calcare attivo libera nuovo calcio sottratto al complesso di scambio dai fattori di acidificazione impedendo virtualmente anche piccole diminuzioni di pH.

Va inoltre precisato che l'elevato tenore in calcio scambiabile è positivo sulla struttura del terreno in quanto favorisce la formazione di una struttura glomerulare stabile. I terreni ben dotati in calcare sono generalmente ben strutturati con alcuni riflessi positivi sulle proprietà chimiche del terreno condizionate dalla struttura.

In definitiva, un'elevata dotazione in calcare causa l'insorgenza di alcuni problemi, non trascurabili, relativi alla nutrizione minerale delle piante, in particolare per il fosforo, il ferro e in misura minore il potassio. Nel complesso i terreni calcarei mostrano risposte delle colture tipiche dei terreni poveri, di modesta fertilità sotto l'aspetto nutrizionale. L'adozione di particolari accorgimenti della tecnica colturale permette tuttavia la manifestazione di una discreta vocazione agronomica di questi terreni, inferiore solo a quella dei terreni neutri. Va inoltre detto che alcune colture manifestano la piena potenzialità produttiva proprio nei terreni basici come, in particolare, la maggior parte delle Leguminose , che oltre ad essere esigenti in calcio beneficiano anche della maggiore assimilabilità del molibdeno, microelemento indispensabile per l' azotofissazione simbiontica.

Non esistono schemi di classificazione dei terreni agrari in base al contenuto in calcare di larga condivisione: le classificazioni riportate in letteratura divergono talvolta in modo sensibile nella definizione delle classi e dei valori di riferimento. La classificazione inoltre cambia decisamente in funzione del parametro adottato in quanto i livelli medi di riferimento del calcare attivo sono più bassi di quelli relativi al calcare totale. In generale molte fonti giudicano bassa o mediamente bassa una dotazione in calcare attivo inferiore al 2-5%, alta o eccessivamente alta una dotazione superiore al 10-15%; più uniformi sono invece le classificazioni che fanno riferimento al tenore in calcare totale e in genere si considera bassa o mediamente bassa una dotazione inferiore al 5-10%, alta una dotazione del 15-25%, eccessiva una dotazione superiore al 25% ^[11] ^[12] ^[13] .

Dotazione in elementi nutritivi

La dotazione di elementi nutritivi di un terreno è l'aspetto della fertilità comunemente percepito dalle persone, ma in realtà rappresenta solo una parte della fertilità chimica e, a maggior ragione, della fertilità sensu lato . In realtà nel terreno agrario rappresenta un fattore di più facile controllo rispetto ad altri, in quanto i difetti si correggono con la tecnica della concimazione , purché non ci siano condizioni fisico-chimiche specifiche che interferiscono con essa. La conoscenza della dotazione è in ogni caso di fondamentale importanza ai fini dell'impostazione di una razionale tecnica.

Gli elementi nutritivi si distinguono in macroelementi e microelementi . I primi sono assorbiti in grande quantità dalle piante, i secondi sono elementi dinamici utilizzati come componenti di cofattori o come attivatori di enzimi nei processi biochimici, perciò sono assorbiti in piccole quantità. I macroelementi, inoltre, non sono tutti interessati dalla nutrizione minerale : infatti, il carbonio, l'ossigeno e l'idrogeno, componenti fondamentali di tutti i composti organici, sono acquisiti dalle piante attraverso la nutrizione carbonica e la nutrizione idrica. Nell'ambito dei macroelementi coinvolti nella nutrizione minerale si suole distinguere, per convenzione, tra principali e secondari . Tale distinzione si basa fondamentalmente sull'eventuale necessità di un apporto artificiale mirato: di norma non sussiste la necessità di un apporto specifico degli elementi secondari in quanto sono già presenti nel terreno in quantità soddisfacenti e il loro apporto è garantito da fattori naturali o contingenti (ad esempio, sono spesso componenti secondari dei concimi). Uno schema riepilogativo è riportato in tabella 6.

Tab. 6 - Classificazione degli elementi nutritivi
Macroelementi			Microelementi
Non assunti con la nutrizione minerale	Assunti con la nutrizione minerale		Per tutte le specie	Per alcune specie
Non assunti con la nutrizione minerale	Principali	Secondari	Per tutte le specie	Per alcune specie
Carbonio : CO ₂ Ossigeno : O ₂ , H ₂ O Idrogeno : H ₂ O ( Azoto : N ₂ ^[14] )	Azoto : NO ₃ ^- (NH ₄ ⁺ ) Fosforo : H ₂ PO ₄ ^- , HPO ₄ ^2- Potassio : K ⁺	Calcio : Ca ²⁺ Zolfo : SO ₄ ^2- Magnesio : Mg ²⁺	Ferro : Fe ³⁺ Cloro : Cl ^- Manganese : Mn ²⁺ Rame : Cu ²⁺ Zinco : Zn ²⁺ Boro : BO ₃ ^3- Molibdeno : MoO ₄ ^2-	Sodio : Na ⁺ Selenio Silicio Cobalto Vanadio
Nota: per ogni elemento è indicata la forma assorbita dalle piante

Azoto

Tab. 7 - Valutazione del terreno in base al tenore in N totale ^[15]
Valutazione	N totale (‰)
povero	< 1
mediamente dotato	1 - 1,5
ben dotato	1,5 - 2,2
ricco	2,2 - 5
eccessivamente dotato	> 5

L'azoto, a differenza degli altri elementi, non ha fonti di origine minerale, fatta eccezione per il nitrato del Cile , in realtà derivato da depositi fossili di guano , la cui importanza è stata drasticamente ridimensionata dalla sintesi industriale dell' ammoniaca e dell' urea . Nei terreni naturali e in quelli agrari ad agricoltura marginale la fonte vera e propria di azoto è rappresentata dal ciclo del carbonio , che attraverso la mineralizzazione della sostanza organica reintegrata, restituisce parte dell'azoto immobilizzato dall'assorbimento biologico e accumulato in tempi lunghissimi dall' azotofissazione , processo esclusivamente microbico. Nei terreni agrari in cui si attua un'agricoltura intensiva la fonte vera e propria è rappresentata invece dalla concimazione, a causa dell'insufficienza del ciclo del carbonio nel garantire, nel breve periodo, elevate rese produttive.

La sua specificità ne fa un elemento soggetto ad una particolare criticità: l'azoto rientra infatti nella composizione dei prodotti nobili , asportati con il raccolto, ed è suscettibile di perdite per varie cause, pertanto deve essere continuamente reintegrato per bilanciare il progressivo depauperamento. L'agricoltura tradizionale ha sempre applicato, sia pure in modo inconscio, questo concetto attraverso l'inserimento delle Leguminose nelle rotazioni colturali e la pratica della concimazione organica, principalmente con l'apporto dei rifiuti di origine animale ( letamazione , maggese e altre forme di riposo pascolativo).

Nel terreno è presente, stabilmente, sotto forma di azoto organico e trattenuto perciò per assorbimento biologico. Una quota di minore entità è presente in forma minerale come azoto ammoniacale adsorbito sui colloidi e come azoto nitrico disciolto nella soluzione circolante. Quest'ultimo, che rappresenta la forma direttamente assimilabile, è soggetto a perdite per dilavamento e per denitrificazione. Il mantenimento delle riserve ed il rilascio graduale della forma assimilabile è garantito dal ciclo dell'azoto , alcune fasi delle quali sono basate esclusivamente sull'attività microbica. Da queste considerazioni si evince che la nutrizione azotata è largamente condizionata dalle proprietà biologiche, fisiche e chimiche del terreno. Fra le proprietà chimiche hanno un ruolo fondamentale il tenore in sostanza organica e il potenziale di ossidoriduzione: la disponibilità di azoto nel terreno è infatti strettamente correlata al tenore in sostanza organica e al rapporto fra mineralizzazione e umificazione; terreni poveri in sostanza organica o soggetti a intensa mineralizzazione sono infatti sistematicamente poveri in azoto.

Il tenore in azoto viene determinato per titolazione dell'ammoniaca dopo ossidazione totale attraverso il metodo Kjeldahl ed è espresso come N totale. L'unità di misura è il per cento peso/peso (o il per mille). Una classificazione dei terreni in base alla dotazione in azoto è riportata in tabella 7. Altri schemi di classificazione riportati in letteratura differiscono leggermente nella definizione delle classi e dei limiti di riferimento.

Fosforo

Tab. 8 - Alcuni schemi di classificazione dei terreni in base al tenore in P o P ₂ O ₅ ass. (metodo Olsen)
Classificazione n. 1 ^[16]
Valutazione	P ₂ O ₅ ass. ( ppm )
povero	meno di 10
mediamente dotato	10 - 20
ben dotato	20 - 40
ricco	oltre 40
Classificazione n. 2 ^[12]
Valutazione	P ass. ( ppm )
molto scarso	meno di 5
scarso	5 - 11
sufficiente	11 - 16
buono	16 - 25
elevato	oltre 25

Il fosforo è presente nel terreno soprattutto come prodotto della lenta degradazione delle apatiti , minerali contenenti fosfato di calcio , generalmente presenti in piccole quantità in rocce magmatiche . Altre fonti minerali sono rappresentate dalle fosforiti , rocce sedimentarie ricche di apatite, originate da depositi di fosfati in ambiente marino.

Tali rocce hanno una diffusione limitata nel mondo e sono soggette ad un progressivo esaurimento ^[17] , tuttavia, essendo state largamente impiegate come materia prima per la produzione dei concimi fosfatici ( perfosfato minerale e perfosfato triplo ) hanno contribuito notevolmente ad arricchire la dotazione di fosforo in molti terreni. Le fonti non minerali sono invece rappresentate dal riciclo della sostanza organica: in particolare, alte concentrazioni di fosforo sono presenti nelle ossa dei vertebrati , di cui il fosfato di calcio è il principale componente. Le ossa sono anche la seconda materia prima impiegata per la produzione dei concimi.

La solubilizzazione del fosfato minerale e di quello contenuto nelle ossa è un processo molto lento, perciò nel terreno agrario la fonte più consistente è rappresentata dalla concimazione, che apporta sali del fosforo in forma solubile. Il fosforo è un elemento poco dinamico nel terreno, soggetto facilmente all'immobilizzazione per assorbimento chimico (insolubilizzazione) e per adsorbimento anionico. La sua dinamica, regolata per lo più da fattori chimici, si regge su equilibri delicati che in particolari condizioni rendono questo elemento di difficile assimilazione.

Nel terreno è presente in forma organica (come componente di alcuni composti organici) e, soprattutto, sotto forma di sali dell' acido fosforico . Trattandosi di un acido triprotico, in soluzione sono presenti diversi residui in equilibrio chimico multiplo

$H_{3}PO_{4}\rightleftharpoons H_{2}PO_{4}^{-}+H^{+}\rightleftharpoons HPO_{4}^{2-}+2H^{+}\rightleftharpoons PO_{4}^{3-}+3H^{+}$ $H_{3}PO_{4}\rightleftharpoons H_{2}PO_{4}^{-}+H^{+}\rightleftharpoons HPO_{4}^{2-}+2H^{+}\rightleftharpoons PO_{4}^{3-}+3H^{+}$ $H_{3}PO_{4}\rightleftharpoons H_{2}PO_{4}^{-}+H^{+}\rightleftharpoons HPO_{4}^{2-}+2H^{+}\rightleftharpoons PO_{4}^{3-}+3H^{+}$

L'equilibrio di dissociazione dell'acido fosforico e dei suoi residui è tanto più spostato verso destra quanto più alto è il pH, perciò la forma completamente dissociata (ione PO ₄ ^3- ) prevale in ambiente basico. La solubilità è strettamente dipendente dalla specie chimica che neutralizza i residui dell'acido fosforico e, come si è detto in precedenza, il fosforo va incontro a insolubilizzazione: nei terreni acidi sotto forma di fosfati di ferro e alluminio, in quelli basici per alcalinità costituzionale sotto forma di fosfato neutro di calcio.

Le migliori condizioni per la nutrizione fosfatica si verificano perciò nei terreni neutri, dove prevalgono le forme più o meno solubili del fosfato di calcio, Ca(H ₂ PO ₄ ) ₂ e CaHPO ₄ . In ogni caso l'assorbimento chimico ha una certa reversibilità in quanto anche i fosfati insolubili possono essere portati in soluzione in condizioni particolari, soprattutto nella rizosfera .

Ai fini agronomici, più che il contenuto in fosforo totale è fondamentale conoscere la frazione disponibile per le piante, rappresentata dal fosforo solubile e dal fosforo scambiabile (presente rispettivamente nella soluzione circolante e nel complesso di scambio). Il fosforo incorporato nei reticoli cristallini delle apatiti ( fosforo inerte ) e quello precipitato sotto forma di sali insolubili ( fosforo insolubile ) non sono in generale disponibili. Il fosforo organico, infine, è disponibile per le piante solo dopo il processo di mineralizzazione. Per convenzione il contenuto in fosforo è espresso in termini di anidride fosforica (P ₂ O ₅ ) nella letteratura, nelle analisi chimiche e nella formulazione dei concimi, ma sono frequenti anche i dati espressi in fosforo puro. Per uniformare i valori e renderli comparabili si deve applicare il rapporto stechiometrico tra fosforo e anidride fosforica. Per convertire l'unità di fosforo in unità di anidride fosforica si dovrà moltiplicare il valore per il coefficiente 2,29:

Tab. 9 - Soglia di sufficienza del contenuto in P ₂ O ₅ ass. (metodo Olsen) in relazione alla CSC ^[7]
CSC (meq/100g)	P ₂ O ₅ ass. ( ppm )
meno di 10	50
10 - 20	70
oltre 20	80

P_{2}O_{5}=2,29\cdot P

P_{2}O_{5}=2,29\cdot P

P_{2}O_{5}=2,29\cdot P

La valutazione della dotazione in fosforo determinata da un'analisi chimica è strettamente legata al metodo impiegato. Quello maggiormente adottato e contemplato anche dalla metodologia ufficiale è il metodo Olsen , che determina il cosiddetto fosforo assimilabile . Questa frazione corrisponde al fosforo solubile e ad una parte di quello precipitato come fosfato di calcio e si è riscontrato che le determinazioni con il metodo Olsen sono quelle che si avvicinano meglio alla quantità di fosforo effettivamente utilizzabile dalle piante. Una scala di valutazione dovrebbe essere rapportata alla capacità di scambio del terreno; inoltre le piante manifestano differenti capacità nell'assorbimento del fosforo. Nelle tabelle 8 e 9 sono riportati alcuni differenti approcci, basati sul metodo Olsen, sulla valutazione della dotazione in fosforo assimilabile. Altre interpretazioni riportate in letteratura possono discostarsi sensibilmente perciò le indicazioni hanno solo un valore orientativo.

Potassio

Tab. 10 - Alcuni schemi di classificazione dei terreni in base al tenore in K o K ₂ O ass. (estrazione con NH ₄ acetato)
Classificazione n. 1 ^[18]
Valutazione	K ₂ O ass. ( ppm )
povero	meno di 80
mediamente dotato	80 - 150
ben dotato	150 - 250
ricco	oltre 250
Classificazione n. 2 ^[12]
Valutazione	K ass. ( ppm )
molto scarso	meno di 41
scarso	41 - 81
sufficiente	81 - 141
buono	141 - 200
elevato	oltre 200

Il potassio deriva della disgregazione e solubilizzazione di diversi fillosilicati e tettosilicati ed è inoltre frequente come catione fissato nello spazio interlamellare dei minerali argillosi. In generale è quindi abbondantemente presente in suoli originati da rocce magmatiche acide e da diverse rocce metamorfiche . Nel terreno si trova sempre come ione K ⁺ in cinque forme fondamentali: il potassio reticolare , incorporato nei reticoli cristallini e praticamente indisponibile per i processi biologici, il potassio fissato , incorporato nel reticolo di minerali secondari, lentamente disponibile, il potassio scambiabile , adsorbito sul complesso di scambio, il potassio solubile , disciolto nella soluzione circolante, il potassio organico , incorporato nella sostanza organica. Quest'ultima forma è in realtà rappresentata ancora dallo ione potassio ma che può essere rilasciato in gran parte solo dopo la mineralizzazione .

Le fonti di potassio sono perciò rappresentate dalla disgregazione e alterazione dei minerali , attuate nel lungo processo della pedogenesi, e dal ciclo del carbonio che reintegra le asportazioni, talvolta notevoli, da parte delle piante . Nel terreno agrario si aggiunge come fonte la concimazione, anche se in contesti geografici circoscritti questa ha avuto per tradizione un'importanza secondaria: ad esempio, in molti terreni italiani , autoctoni e derivati da matrici silicee o scistose , oppure alluvionali e derivati dal deposito di materiale argilloso , l'apporto artificiale di potassio è stato spesso trascurato per le elevate dotazioni e per il ripristino delle asportazioni attuato con la restituzione dei residui colturali e del letame. Del resto, contrariamente all'azoto e al fosforo, il potassio rientra soprattutto nella composizione dei prodotti secondari (es. paglia, legno di potatura) che spesso sono riciclati all'interno dell'azienda e prima o poi restituiti al terreno.

In apparenza sembrerebbe che il potassio non rappresenti particolari problemi, in realtà questa considerazione è congrua nel caso dei terreni argillosi a reazione neutra o subacida, mentre in tutti gli altri casi è soggetto a dinamiche chimiche e chimico-fisiche che possono portare ad un progressivo impoverimento o alla comparsa di fenomeni di antagonismo che ne ostacolano l'assorbimento. Carenze di potassio possono perciò verificarsi a causa della presenza di elevate dotazioni di calcio e magnesio e in condizioni di forte dilavamento. I fenomeni critici che possono riguardare il potassio sono i seguenti:

antagonismo nell'assorbimento radicale da parte del calcio e del magnesio;
rimozione dal complesso di scambio da parte degli ioni idrogeno nei terreni acidi e degli ioni bivalenti in quelli basici;
dilavamento in suoli sciolti e poveri di colloidi .

Questi aspetti possono essere temporaneamente mascherati da un'alta dotazione in minerali ricchi di potassio, soprattutto nella forma fissata, perché provvede a ripristinare le perdite, tuttavia nel lungo periodo sono destinati a manifestarsi, specie in zone ad agricoltura di mercato e con colture potassofile. Nel contempo la concimazione potassica risolve efficacemente questi problemi in quanto il potassio è un elemento poco mobile, che in caso di elevate dotazioni della forma solubile, viene subito trattenuto dal complesso di scambio.

Da quanto detto si evince che il tenore in potassio totale ha una scarsa rilevanza ai fini pratici. Alcuni terreni possono avere anche un tenore in potassio dell'ordine di alcuni punti percentuale, tuttavia questo dato non è di alcuna utilità perché ai fini agronomici è importante la determinazione del potassio assimilabile, che comprende la frazione scambiabile e quella solubile. Dal momento che gran parte del potassio assimilabile è adsorbito dai colloidi, la determinazione si ottiene trattando preventivamente il campione di terreno con un agente estrattore che rimuova le basi di scambio portandole in soluzione. I risultati variano sensibilmente secondo la forza dell'estrattore usato. Uno dei metodi più usati si basa sull'estrazione con acetato ammonico . I risultati possono essere espressi come elemento (K) o, come spesso si usa per convenzione, come ossido di potassio (K ₂ O); i due dati sono tra loro convertibili, come visto per il fosforo, a meno del fattore 1,20, che dipende dal rapporto stechiometrico:

K_{2}O=1,20\cdot K

K_{2}O=1,20\cdot K

K_{2}O=1,20\cdot K

Una scala di valutazione dei terreni in base al tenore in potassio ha solo valore orientativo in quanto deve essere rapportata alla capacità di scambio cationico del terreno. A titolo d'esempio, in tabella 10 sono riportate due schemi di classificazione che usano classi abbastanza omogenee nei limiti di riferimento.

Macroelementi secondari

Per convenzione la chimica pedologica e l'agronomia considerano macroelementi secondari della fertilità il calcio, il magnesio e lo zolfo. Tale classificazione ha valore puramente convenzionale e si basa sul fatto che questi elementi non sono in genere interessati da apporti artificiali specifici al punto che, in passato, l'etichetta dei concimi spesso non dichiarava il titolo in questi elementi. In realtà si tratta di elementi indispensabili per le piante:

il calcio è un elemento dinamico che interviene nel biochimismo delle membrane cellulari e nella mitosi ; nei vegetali è inoltre un componente strutturale essenziale della lamella mediana e della parete cellulare ;
il magnesio è un elemento dinamico componente essenziale del gruppo prostetico della clorofilla ;
lo zolfo è un elemento plastico, componente dell' amminoacido cistina , indispensabile per la formazione dei ponti disolfuro responsabili della struttura quaternaria delle proteine , sia strutturali sia enzimatiche.

Il carattere di secondarietà di questi elementi è dovuto ad un duplice contesto.

Il primo fa riferimento alle fonti naturali. Si tratta di elementi di origine litologica in genere ben rappresentati nel terreno in quanto componenti di minerali abbastanza comuni:

Calcio: è presente come componente in alcuni silicati ( plagioclasi , augiti , ecc.), nei carbonati ( calcite , aragonite , dolomite ), nei fosfati ( apatite ), nei solfati ( gesso , anidrite ). Inoltre, è un componente di diversi minerali argillosi di larga diffusione.
Magnesio: rientra nella composizione di molti silicati, soprattutto nesosilicati , pirosseni , anfiboli ) e fillosilicati , e in quella dei minerali argillosi, soprattutto come componente reticolare degli strati ottaedrici. È inoltre largamente rappresentato come componente dei carbonati ( magnesite , dolomite ).
Zolfo: rientra nella composizione dei solfuri e dei solfati presenti in genere come minerali secondari in rocce magmatiche, sedimentarie e metamorfiche.

Il secondo fa riferimento alle fonti artificiali, che in generale sono rappresentate dalla concimazione. Calcio e zolfo e, in misura minore il magnesio, sono spesso presenti come componenti secondari di concimi azotati, fosfatici e potassici, talvolta in quantità considerevoli: basti pensare che il nitrato di calcio , definito come concime azotato, è composto in realtà dal 17% in azoto e dal 24% in calcio. Il calcio è presente in quantità non trascurabili anche nella calciocianammide , nella maggior parte dei concimi fosfatici e nel salino potassico . Lo zolfo è invece abbondantemente rappresentato nel solfato ammonico , nei perfosfati a basso titolo, nel solfato di potassio . Il magnesio è invece meno rappresentato, tuttavia esistono in commercio concimi arricchiti in questo elemento proprio per sopperire ad eventuali carenze. Va anche precisato che considerevoli apporti possono provenire dal riciclaggio della sostanza organica e, nel caso dello zolfo, anche dall'atmosfera che attraverso le piogge riporta al suolo, sotto forma di acido solforico , gli ossidi di zolfo liberati dalle combustioni ^[19]

In qualche caso, questi elementi sono interessati anche da consistenti asportazioni da parte delle colture, come ad esempio le leguminose foraggere nei confronti del calcio. Un eccessivo sfruttamento del suolo associato a particolari fattori pedologici può portare a fenomeni di carenza che in genere riguardano il calcio e il magnesio, mente più rari sono per lo zolfo. Questi fenomeni possono essere intensificati dall'uso sistematico di concimi ad alto titolo, più poveri in elementi secondari.

Il calcio è un elemento poco mobile trattenuto in grandi quantità dal potere di scambio. La sua dotazione non rappresenta un problema nei terreni basici e in quelli neutri con una buona capacità di scambio. La carenza si verifica nei terreni marcatamente acidi per assenza del calcio sul complesso di scambio e in quelli poveri di colloidi a causa del dilavamento.

Il magnesio si colloca, come comportamento, a metà strada tra il potassio e il calcio. Trattenuto bene dal complesso di scambio, è in genere ben rappresentato nei terreni neutri e basici. In quelli acidi è soggetto a perdite per dilavamento, tuttavia nei terreni la cui matrice pedologica è costituita da rocce ricche di minerali ferromagnesiaci c'è un ripristino del magnesio rimosso dal complesso di scambio come avviene per il potassio.

Lo zolfo è un elemento che ha dinamiche molto simili a quelle dell'azoto per la sua mobilità e per il ruolo importante svolto dai microrganismi nel suo ciclo ; è trattenuto dal potere assorbente del terreno per assorbimento biologico sotto forma di zolfo organico, mentre le perdite riguardano principalmente il dilavamento e la volatilizzazione (causata dagli incendi). La disponibilità non rappresenta un problema se si ricorre ad un sistematico reintegro della sostanza organica, in genere ben dotata di zolfo. Le carenze possono verificarsi soprattutto in terreni soggetti a ristagni idrici persistenti a causa del dilavamento e dell'abbassamento del potenziale di ossidoriduzione: in ambiente riducente infatti hanno il sopravvento i solfobatteri riduttori che utilizzano lo zolfo dei solfati come accettore di elettroni in luogo dell'ossigeno, con conseguente riduzione a zolfo elementare ea solfuri. L'accumulo di solfuri nel terreno ha inoltre, come si è detto, effetti fitotossici.

Le unità fertilizzanti del calcio, del magnesio e dello zolfo sono rappresentate dalla forma elementare o, più frequentemente, dai rispettivi ossidi ( CaO , MgO , SO ₃ ). Anche in questo caso le conversioni si basano su un coefficiente ricavato dai rispettivi rapporti stechiometrici:

$CaO=1,4\cdot Ca$ $CaO=1,4\cdot Ca$ $CaO=1,4\cdot Ca$
$MgO=1,67\cdot Mg$ $MgO=1,67\cdot Mg$ $MgO=1,67\cdot Mg$
$SO_{3}=2,5\cdot S$ $SO_{3}=2,5\cdot S$ $SO_{3}=2,5\cdot S$

Microelementi

Sono microelementi o oligoelementi quelli assorbiti in piccole quantità e che svolgono funzione esclusivamente dinamica, in genere come attivatori di enzimi:

Ferro: è, fra i microelementi, quello assorbito in quantità maggiori. Il suo ruolo non è ben noto, ma è accertato che interviene nel processo di sintesi del gruppo prostetico della clorofilla. La sua carenza si manifesta con una clorosi internervale che può arrivare all'intero lembo fogliare, soprattutto nelle foglie più giovani e nelle specie più sensibili. È un elemento notoriamente poco mobile sia nel terreno sia all'interno della pianta.
Manganese: interviene nel trasporto degli elettroni nella fotosintesi clorofilliana ; svolge inoltre altre funzioni nel biochimismo delle membrane dei cloroplasti e come attivatore di enzimi impiegati nella sintesi degli acidi grassi . La sua carenza si manifesta con vari sintomi nelle diverse piante, fra i quali ricorrono spesso forme di clorosi associate a necrosi fogliari.
Rame: interviene nel trasporto degli elettroni nella fotosintesi e nella respirazione , ma è impegnato anche componente di enzimi che partecipano a processi fisiologici di ossidoriduzione.
Zinco: svolge funzioni poco conosciute; fra queste si cita la biosintesi dell' auxina a partire dal triptofano . Poiché l'auxina è l'ormone che stimola la crescita per distensione cellulare, i sintomi della carenza di zinco si manifestano spesso con accorciamenti degli internodi.
Boro: svolge funzioni poco conosciute, fra cui sono citate la partecipazione alla traslocazione floematica degli zuccheri e la sintesi delle basi pirimidiniche degli acidi nucleici. I sintomi da carenza si manifestano spesso con accrescimento stentato e con fenomeni di disgregazione dei tessuti vegetali .
Molibdeno: è un microelemento indispensabile per l'organicazione dell'azoto. È infatti un componente essenziale, in tutte le piante, della nitrato reduttasi , enzima che riduce l'azoto nitrico ad azoto ammoniacale nella biosintesi degli amminoacidi . Nelle leguminose è inoltre un componente essenziale della nitrogenasi batterica, enzima fondamentale per l' azotofissazione .
Cloro: interviene nel trasporto degli elettroni nella fotosintesi.

Le carenze più frequenti interessano in genere il ferro, lo zinco, il manganese e il molibdeno, mentre per gli altri microelementi sono eventi alquanto rari. In generale la disponibilità dei microelementi nel terreno supera abbondantemente i quantitativi necessari per le piante; basti pensare al ferro, elemento diffusissimo nella crosta terrestre come componente di moltissimi minerali. La carenza è per lo più dovuta a dinamiche chimiche che si instaurano nel terreno in condizioni specifiche, legate per lo più a fenomeni di insolubilizzazione causate secondo i casi dal pH, dal potenziale di ossidoriduzione e dagli antagonismi di assorbimento. La carenza, infatti, può anche non risolversi ricorrendo alla somministrazione dei microelementi in forma minerale con la concimazione ordinaria, mentre sono invece risolutive la concimazione fogliare o la somministrazione di complessi chelanti : in entrambi i casi queste tecniche sottraggono il microelemento alle dinamiche chimiche naturali preservandolo dall'immobilizzazione.

Note

^ Giardini, Agronomia generale , p. 178
^ ( EN ) Soil Survey Division Staff, Chapter 3. Esamination and Description of Soils. Selected Chemical Properties. Reaction , su Soil Survey Manual , US Department of Agriculture, ottobre 1993. URL consultato il 16 agosto 2007 (archiviato dall' url originale il 7 agosto 2007) .
^ C. Gessa, C. Testini, Il pH del suolo e la sua regolazione , in Chimica del suolo , Pàtron, p. 188.
^ Belsito, et al., Chimica agraria , p. 283.
^ ^a ^b Belsito, et al., Chimica agraria , p. 343.
^ S. Battaglia, L. Leoni; F. Sartori, Determinazione della capacità di scambio cationico delle argille attraverso l'analisi in fluorescenza X di pasticche di polvere ( PDF ), in Atti della Società Toscana Scienze Naturali, Memorie, Serie A , vol. 109, 2004, pp. 103-113 (archiviato dall' url originale il 28 settembre 2007) .
^ ^a ^b ^c ^d LF Goldberg, E. Arduino, La valutazione della fertilità , in Chimica del suolo , Pàtron, p. 522.
^ ^a ^b Giardini, Agronomia generale , p. 363
^ ^a ^b ^c P. Sequi, I suoli sommersi e il potenziale idrico , in Chimica del suolo , Pàtron, pp. 424-428.
^ A. Belsito, et al., Proprietà fisiche del terreno. Potenziale di ossidoriduzione , in Chimica agraria , Zanichelli, pp. 241-243.
^ L. Giardini, Agronomia generale , Pàtron, pp. 183-185.
^ ^a ^b ^c Emanuela Tarabbia, Le analisi chimiche del suolo: uno strumento indispensabile per un'agricoltura di qualità ( PDF ), in Notizie Bieticole (Associazione Bieticoltori Italiani) , n. 94, 2005, pp. 10-14.
^ Analisi del terreno ( PDF ), su Guida alla concimazione , Se.SIRCA Regione Campania, 2000. URL consultato il 20 agosto 2007 (archiviato dall' url originale il 27 settembre 2007) .
^ L'azoto è assunto anche in forma molecolare dalle piante che beneficiano dell' azotofissazione simbiontica
^ Giardini, Agronomia generale , p. 171
^ Giardini, Agronomia generale , p. 174
^ Emblematica è la storia dell'isola di Nauru , che è stata la più importante fonte di fosfati, ormai esaurita, per uno sfruttamento durato quasi un secolo.
^ Giardini, Agronomia generale , p. 172
^ In realtà il fenomeno delle pioggia acida può raggiungere proporzioni tali da rivelarsi estremamente dannoso.

Bibliografia

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Voci correlate

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[1] Giardini, Agronomia generale , p. 178

[2] ( EN ) Soil Survey Division Staff, Chapter 3. Esamination and Description of Soils. Selected Chemical Properties. Reaction , su Soil Survey Manual , US Department of Agriculture, ottobre 1993. URL consultato il 16 agosto 2007 (archiviato dall' url originale il 7 agosto 2007) .

[3] C. Gessa, C. Testini, Il pH del suolo e la sua regolazione , in Chimica del suolo , Pàtron, p. 188.

[4] Belsito, et al., Chimica agraria , p. 283.

[Belsito-5] Belsito, et al., Chimica agraria , p. 343.

[Battaglia-6] S. Battaglia, L. Leoni; F. Sartori, Determinazione della capacità di scambio cationico delle argille attraverso l'analisi in fluorescenza X di pasticche di polvere ( PDF ), in Atti della Società Toscana Scienze Naturali, Memorie, Serie A , vol. 109, 2004, pp. 103-113 (archiviato dall' url originale il 28 settembre 2007) .

[Goldberg-7] LF Goldberg, E. Arduino, La valutazione della fertilità , in Chimica del suolo , Pàtron, p. 522.

[Giardini363-8] Giardini, Agronomia generale , p. 363

[sequi424-9] P. Sequi, I suoli sommersi e il potenziale idrico , in Chimica del suolo , Pàtron, pp. 424-428.

[10] A. Belsito, et al., Proprietà fisiche del terreno. Potenziale di ossidoriduzione , in Chimica agraria , Zanichelli, pp. 241-243.

[11] L. Giardini, Agronomia generale , Pàtron, pp. 183-185.

[Tarabbia-12] Emanuela Tarabbia, Le analisi chimiche del suolo: uno strumento indispensabile per un'agricoltura di qualità ( PDF ), in Notizie Bieticole (Associazione Bieticoltori Italiani) , n. 94, 2005, pp. 10-14.

[sesirca-13] Analisi del terreno ( PDF ), su Guida alla concimazione , Se.SIRCA Regione Campania, 2000. URL consultato il 20 agosto 2007 (archiviato dall' url originale il 27 settembre 2007) .

[14] L'azoto è assunto anche in forma molecolare dalle piante che beneficiano dell' azotofissazione simbiontica

[15] Giardini, Agronomia generale , p. 171

[16] Giardini, Agronomia generale , p. 174

[17] Emblematica è la storia dell'isola di Nauru , che è stata la più importante fonte di fosfati, ormai esaurita, per uno sfruttamento durato quasi un secolo.

[18] Giardini, Agronomia generale , p. 172

[19] In realtà il fenomeno delle pioggia acida può raggiungere proporzioni tali da rivelarsi estremamente dannoso.

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