ROCCE Vi sono tre tipi di rocce sulla crosta terrestre: 1. Eruttive o Ignee; 2. Sedimentarie; 3. Metamorfiche Rocce eruttive: derivano dalla solidificazione del magma Intrusive: solidificazione interna lenta (fase continua) Effusive: solidificazione esterna veloce (fase discontinua)

Le rocce eruttive si classificano in base al loro contenuto in silice (SiO 2 ) la quale si idrolizza ad acido silicico (H 2 SiO 4 ): Acide: SiO 2 >66% (Granito) ; Basiche: SiO % (basalto); Ultrabasiche: SiO 2 < 45% Formazione di rocce ignee

Le rocce sedimentarie si formano lentamente per deposizione di particelle in sedimenti rocciosi attraverso il processo di diagenesi. La diagenesi è un fenomeno di compattazione e di perdita di acqua dei minerali sotto alta pressione e attraverso una serie di degradazione chimiche. I nuovi cristalli formatisi sono cementati da materiali come Gesso (CaSO 4.H 2 O,CaSO 4 ), Calcite (CaCO 3 ), Dolomite ((Ca,Mg)CO 3 ), Silice (SiO 2 ), etc. Clastiche: Argille-da alterazione di minerali primari Arenarie-calcare o argille con quarzo e mica Marne- Argilla e calcare Piroclastiche: Tufi- sedimentazione di frammenti eruttivi Deposito chimico o organico da soluzioni: Calciti e Travertini-Precipitazioni di CaCO 3 da soluzioni sature Coralli: Fissazione biologica di CaCO 3 Le rocce metamorfiche si formano da rocce sedimentarie o ignee sotto l’azione di alte temperature e pressioni, ricristallizzando nuovi minerali: Scisti-rocce stratificate di quarzo e fillosilicati Marmi- Calcite ricristallizzata Gneiss-Quarzo, Feldspati, Miche Ardesia-Argillite ricristallizata

Le rocce ignee e metamorfiche contengono i minerali primari formatisi sotto pressione e temperatura in forme cristallini in due fasi distinte Fase discontinua (effusive) Fase continua (Intrusive) Suscettibilità alla degradazione Rocce ignee + acidi volatili Rocce sedimentarie + sali

TERMOCLASTISMO

VENTO

DEGRADAZIONE BIOTICA

Le attività umane alterano la composizione globale dell’ambiente. La composizione dell’atmosfera cambia nei suoi costituenti come CO 2 (0.4% anno), CH 4 (1% anno), N 2 O (0.3% anno) senza che vi siano analoghi cambiamenti riscontrabili nelle ere geologiche. Anche la composizione della litosfera e dei sedimenti marini cambia a causa dell’erosione che rimuove materiali dai suoli e li accumula nelle profondità marine. Così la composizione superficiale in metalli pesanti è cambiata a causa dell’attività antropica. Il piombo (Pb) è aumentato di un fattore 10 e così il mercurio (Hg) rispetto alla composizione nei ghiacci polari. Alterazioni antropogeniche

I componenti inorganici del suolo Le frazioni di sabbia e limo sono costituite da minerali primari che derivano direttamente da rocce ignee, metamorfiche, sedimentari. I minerali primari più abbondanti sono il Quarzo (SiO 2 ) ed i Feldspati (MAlSi 3 O 8 ) dove M è una combinazione dei cationi Na +, K +, Ca 2+. Altri minerali primari sono le Miche, Pirosseni, Anfiboli, Olivine, etc. La frazione argillosa è composta principalmente da minerali secondari formatisi con reazioni a bassa temperatura o da alterazioni dei minerali primari. I minerali secondari comprendono i minerali silicatici a strati, i carbonati, i solfati, e vari ossidi. Il carbonato più comune nei suoli aridi e semiaridi sono la calcite ed il gesso. La Pirite (FeS 2 ) è presente in suoli anossici (riducenti) come i delta e gli estuari e bonificati, danno solfati. Nei suoli impoveriti di Si si hanno ossidi di Fe, Al, Mn che sono o amorfi o cristallini.

La Degradazione dei Minerali (Weathering) La parte minerale inorganica del suolo proviene dall’alterazione della roccia madre sottostante o da minerali primari trasportati in situ da acqua e vento. L’estensione della degradazione della roccia madre (a carico dei fattori di formazione del suolo) determina il tipo di suolo, ed in parte la sua fertilità chimica e fisica.

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L’alta concentrazione di CO 2 nei suoli (>7%) è responsabile della degradazione delle rocce madri: CO 2 (g) CO 2 (aq); CO 2 (aq) +H 2 O H 2 CO 3 H 2 CO 3 + H 2 O H 3 O + + HCO 3 - ; CO H 2 O H 3 O + + CO 3 2- Essa influisce sulla calcite (CaCO 3 ), solubilizzandola: CO 2 (g) + 2 H 2 O H 3 O + + HCO 3 - CaCO 3 (s) + H 3 O + Ca 2+ + HCO 3 - CaCO 3 (s) + CO 2 (g) Ca HCO 3 - Equilibri della CO 2 in acqua La Degradazione dei Minerali (Weathering)

La crosta oceanica circola con questo schema in circa milioni d’anni. La biosfera non modifica questo ciclo ma può aumentarne la velocità. Questo modello è in equilibrio “steady state” ma solo a lungo termine. Nel breve periodo vi possono essere cambiamenti nella velocità del ciclo. Un esempio di breve periodo in un equilibrio “steady state” è il differente ciclo fotosintesi-respirazione d’estate e d’inverno. Interazione tra i cicli dei carbonati e dei silicati

MM M M M

Un minerale primario come l’Albite (Feldspato di Na) si degrada dando Kaolinite: 2NaAlSi 3 O 8 + 2H 2 CO 3 + 9H 2 O 2Na+ + 2HCO H 4 SiO 4 + Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 Nei tropici, anche la Kaolinite si degrada rapidamente: Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 5H 2 O 2H 4 SiO 4 + Al 2 O 3.3H 2 O (Gibbsite) In tutti i climi, la roccia calcarea si degrada completamente: CaCO 3 (s) + H 2 CO 3 Ca HCO 3 - L’Olivina (FeMgSiO 4 ) si degrada completamente in acqua rilasciando Fe, Mg, Si. Mg e Si sono dilavati mentre il Fe precipita come Fe 2 O 3 nel profilo del suolo. Anche la pirite è degradata ossidativamente: 4FeS 2 + 8H 2 O + 15O 2 2Fe 2 O H + +8SO 4 2- Da notare la perdita di H 4 SiO 4 in ambedue le reazioni

Oltre alla CO 2 in acqua, sono forti agenti degradanti anche gli acidi organici (acido acetico, citrico, etc.) essudati dalle radici vegetali, gli acidi fenolici (Tannini) rilasciati durante la degradazione della lettiera, l’acido ossalico prodotto da alcuni funghi e gli acidi umici e fulvici del suolo. Gli acidi organici sono dominanti negli strati superficiali del suolo mentre l’acido carbonico è più attivo negli strati più profondi del suolo. Gli acidi organici dominano i processi di degradazione nei climi freddi temperati dove la decomposizione è lenta e incompleta, mentre l’acido carbonico è responsabile della degradazione nelle foreste tropicali.

La perdita di SiO 2 nelle acque è un buon indice della velocità di degradazione della roccia madre ed è funzione della temperatura e della precipitazione. Foreste tropicali> Foreste temperate > Praterie > Deserti

La concentrazione di CO 2 è molto alta nel suolo anche a grande profondità. Infatti i microorganismi controllano la carbonatazione dell’acqua attraverso la loro respirazione e perciò anche la degradazione delle rocce.

La possibilità di uno ione di rimanere in soluzione o precipitare è regolata dalla somma dei calori di formazione dei legami chimici che si rompono o si formano (  H) e con la variazione di energia legata alla casualità dei movimenti dello ione (  S). La  S è simile per tutti gli ioni ed è piccola. La  H di formazione varia molto.  G=  H-T  S. Ioni che formano legami deboli nei nuovi minerali (  H<0) rimangono in soluzione, mentre la formazione di legami forti (  H<<0) porta alla precipitazione dei nuovi composti. I primi (Na +, K +, Ca 2+, Mg 2+ ) solo eluviati, i secondi (Al 3+, Fe 3+, Si 4+ ) formano nuovi materiali. Con una goccia di H 2 O: (1) NaAlSi 3 O 8 + 4H 2 O + 4H + Na + + Al Si(OH) 4 Na-Feldspato (Albite) Silice solubile per Na + :  H piccolo e  S grande, Na + rimane in soluzione per Al 3+ e Si 4+ :  H è grande con O 2- e OH - e formano Kaolinite che precipita (2) Al /2 Si(OH) 4 +3/2H 2 O 3H + + ½Al 2 SiO 5 (OH) 4 Kaolinite Una parte di Si(OH) 4 rimane in soluzione insieme ad Na +, quando la [Si(OH) 4 ] diminuisce è il  H della Gibbsite che predomina (3) Al H 2 O 3H + +Al(OH) 3 (s) Gibbsite L’acqua rimuove Na + e Si(OH) 4 nel tempo fin quando anche la Kaolinite diventa instabile (il Kps non è più soddisfatto): (4) Al 2 SiO 5 (OH) 4 + 5H 2 O 2Si(OH) 4 + 2Al(OH) 3 (s)

In suoli giovani, una mole di H+ è consumata con le reazioni (1) e (2) ed i suoli sono alcalini. Quando la degradazione dei feldspati diminuisce, è l’idrolisi di Al 3+ e Fe 3+ a predominare ed il pH si abbassa (reazione 3). Nella fase finale dello sviluppo del suolo, l’H 2 O dilava via H + ed il suolo torna alla neutralità (reazione 4). (1) NaAlSi 3 O 8 + 4H 2 O + 4H + Na + + Al Si(OH) 4 Na-Feldspato (Albite)Silice solubile (2) Al /2 Si(OH) 4 +3/2H 2 O 3H + + ½Al 2 SiO 5 (OH) 4 Kaolinite (3) Al H 2 O 3H + +Al(OH) 3 (s) Gibbsite (4) Al 2 SiO 5 (OH) 4 + 5H 2 O 2Si(OH) 4 + 2Al(OH) 3 (s)

Alterazione dei profili di suolo Neutro o leggermente alcalino Leggermente alcalino CaCO 3 Sali Roccia Madre Leggermente Alterati (Climi Aridi) Organico Leggermente acido Neutro o leggermente acido Roccia Madre Organico Molto acido acido Roccia Madre Moderatamente Alterati (Climi Umidi) Organico Neutro o leggermente acido Molto acido Roccia Madre Molto Alterati (Climi Umidi Tropicali)

Processi Pedogenetici Per i suoli con buon drenaggio vi sono tre principali processi pedogenetici: 1. Podzolizzazione (da Podzol= color cenere in Russo); 2. Laterizzazione (in climi umidi- tropicali, Later=mattone in Latino); 3. Calcificazione (in climi desertici). Podzolizzazione Sotto foresta naturale, la grande produzione di acidi organici rende acida l’acqua di percolamento (pH=4) che degrada l’orizzonte eluviale A2 impoverendolo di sostanza organica, di ossidi di Fe e Al e di basi solubili. Rimane un orizzonte ben distinto biancastro di quasi sola silice. I componenti lisciviati si accumulano nell’orizzonte illuviale B2 come composti insolubili di Fe e Al legati alla sostanza organica ed alle argille. Laterizzazione In climi più caldi ed umidi, la degradazione della sostanza organica è molto veloce e l’acqua di percolamento raggiunge un pH di 5-7 o anche alcalino (CO 2 disciolta e carbonati solubili). La SiO 2 diventa più solubile a pH alti ed è lisciviata lasciando un orizzonte eluviale ricco in argilla kaolinitica ed in ossidi di Fe ed Al. Calcificazione In cimi aridi, la mancanza d’acqua e la veloce evaporazione favorisce la precipitazione di CaCO 3, MgCO 3, CaSO 4 e favorisce la formazione di un orizzonte duro e compatto. Per i suoli anossici non drenati: Gleizzazione Per riduzione del Fe in condizioni riducenti (anossiche). La colorazione grigio-verdastra a volte con screziature bruno.nere di ossidi di Fe e Mn ridotti.