Pedosfera

De la Viquipèdia, l'enciclopèdia lliure

La pedosfera (del grec πέδον [pédon] sòl, terra + σφαίρα [sfaíra] esfera) és la capa més exterior de l'escorça terrestre, la part més superficial de les terres emergides i sota la vegetació, que està formada pel sòl i està subjecta als processos de pedogènesi que originen els sòls.[1][2] Actua com a integrador de la litosfera, l'atmosfera, la hidrosfera i la biosfera.[3][4]

El procés de formació del sòl (pedogènesi) pot començar sense l'ajuda de la biologia, però s'accelera significativament en presència de reaccions biològiques. La formació del sòl comença amb la descomposició química i/o física dels minerals per formar el material inicial que se superposa al substrat del llit de roca. La biologia ho accelera en secretar compostos àcids (àcids predominantment fúlvics) que ajuden a trencar la roca. Els pioners biològics particulars són els liquens, les molses i les plantes portadores de llavors,[5] però es produeixen moltes altres reaccions que diversifiquen la composició química de la capa inicial del sòl. Una vegada que els productes de meteorització i descomposició s'acumulen, un cos coherent del sòl permet la migració de fluids tant verticalment com lateralment a través del perfil del sòl, cosa que causa l'intercanvi iònic entre les fases sòlida, líquida i gasosa. A mesura que passa el temps, la geoquímica de la capa de sòl es desviarà de la composició inicial del llit de roca i evolucionarà a una química que reflecteix el tipus de reaccions que hi tenen lloc.[6]

Meteorització i dissolució de minerals[modifica]

El procés de formació del sòl està dominat per la meteorització química dels minerals de silicat, ajudat per productes àcids de plantes pioneres i organismes, així com les entrades d'àcid carbònic de l'atmosfera. L'àcid carbònic es produeix a l'atmosfera i les capes del sòl mitjançant la reacció de carbonatació.[6]

Aquesta és la forma dominant de meteorització química i ajuda en la descomposició dels minerals carbonats com la calcita i la dolomita i els minerals silicats com el feldespat. La descomposició del Na-feldespat, albita, per àcid carbònic per formar caolinita argila és la següent:[6]

L'evidència d'aquesta reacció al camp serien nivells elevats de bicarbonat (HCO
3
), ions de sodi i sílice a l'escorrentia d'aigua.

La descomposició dels minerals carbonatats:[6][7]

La posterior dissolució d'àcid carbònic (H₂CO₃) i bicarbonat (HCO
3
) produeix gas CO₂. L'oxidació també és una de les principals causes de la descomposició de molts minerals de silicat i la formació de minerals secundaris (diagènesi) al primer perfil del sòl. L'oxidació de l'olivina (FeMgSiO₄) allibera ions Fe, Mg i Si.[8] El Mg és soluble en aigua i es transporta a l'escorrentia, però el Fe sovint reacciona amb l'oxigen per precipitar Fe₂O₃(hematita), l'estat oxidat de l'òxid de ferro. El sofre, un subproducte de la matèria orgànica en descomposició, també reaccionarà amb el ferro per formar pirita (FeS₂) en ambients reductors. La dissolució de la pirita condueix a nivells alts de pH a causa dels ions H+ elevats i la precipitació addicional de Fe₂O₃[6] en última instància, canviant les condicions redox del medi ambient.

Sòl als boscos[modifica]

El terra està ben desenvolupat al bosc com ho suggereixen les gruixudes capes d'humus, la rica diversitat d'arbres grans i animals que hi viuen. Als boscos, les precipitacions excedeixen l'evapotranspiració, cosa que resulta en un excés d'aigua que es filtra cap avall a través de les capes del terra. Les velocitats lentes de descomposició condueixen a grans quantitats d'àcid fúlvic, cosa que millora en gran manera la meteorització química. La percolació cap avall, juntament amb la meteorització química, filtra magnesi (Mg), ferro (Fe) i alumini (Al) del sòl i els transporta cap avall, un procés conegut com a podzolització. Aquest procés condueix a contrastos marcats en l'aparença i la química de les capes del sòl.[6]

Sòl als tròpics[modifica]

Els boscos tropicals (selves tropicals) reben més insolació i pluja durant temporades de creixement més llargues que qualsevol altre medi ambient a la terra. Amb aquestes temperatures elevades, la insolació i la pluja, la biomassa és extremadament productiva, cosa que porta a la producció de fins a 800 grams de carboni per metre quadrat per any.[6] Les temperatures més altes i les quantitats més grans d'aigua contribueixen a taxes més altes de meteorització química. L'augment de les taxes de descomposició provoca la filtració de quantitats més petites d'àcid fúlvic i la lixiviació de metalls de la zona de meteorització activa. Per tant, en marcat contrast amb el terra als boscos, els boscos tropicals tenen poca o cap podzolització i, per tant, no tenen marcats contrastos visuals i químics amb les capes del terra. En canvi, els metalls mòbils Mg, Fe i Al es precipiten com a minerals d'òxid donant al terra un color vermell rovellat.[6]

Sòl en praderies i deserts[modifica]

La precipitació a les pastures és igual o menor que l'evapotranspiració i fa que el desenvolupament del sòl operi en condicions de sequera relativa. Per tant, es redueix la lixiviació i migració dels productes de la intempèrie. Grans quantitats d'evaporació provoquen l'acumulació de calci (Ca) i altres cations grans floculen els minerals argilosos i els àcids fúlvics al perfil superior del terra. L'argila impermeable limita la percolació descendent d'aigua i àcids fúlvics, reduint la meteorització química i la podzolització. La profunditat fins a la concentració màxima de argila augmenta en àrees de major precipitació i lixiviació. Quan disminueix la lixiviació, el calci es precipita com a calcita (CaCO₃) en els nivells més baixos del sòl, una capa coneguda com a calitx.

Els desert es comporten de manera similar a les pastures, però operen en condicions de sequera constant ja que la precipitació és menor que l'evapotranspiració. La meteorització química avança més lentament que a les pastures i sota la capa de calitx hi pot haver una capa de guix i halita.[6] Per estudiar els sòls als deserts, els pedòlegs han utilitzat el concepte de cronoseqüències per relacionar el temps i el desenvolupament de les capes del sòl. S'ha demostrat que el fòsfor (P) es lixivia molt ràpidament del sistema i, per tant, disminueix amb l'edat.[9] A més, l'acumulació de carboni als sòls disminueix a causa de taxes de descomposició més lentes. Com a resultat, es redueixen les taxes de circulació del carboni al cicle biogeoquímic.

Referències[modifica]

  1. «sòl | enciclopèdia.cat». [Consulta: 4 abril 2021].
  2. Gonzalez, Rodrigo. «¿Qué es la pedósfera y cuáles son sus características?» (en castellà). [Consulta: 4 abril 2021].
  3. «Elissa Levine, 2001, The Pedosphere As A Hub». Arxivat de l'original el 2007-10-30. [Consulta: 6 juny 2011].
  4. «What Is the Pedosphere?» (en anglès americà). [Consulta: 30 juliol 2021].
  5. Cooper, R. «The Role of Lichens in Soil Formation and Plant Succession». Ecology, 34, 4, 1953, pàg. 805–807. DOI: 10.2307/1931347. JSTOR: 1931347.
  6. 6,0 6,1 6,2 6,3 6,4 6,5 6,6 6,7 6,8 Schlesinger, W.H..; Bernhardt, E.S.. Biogeochemistry: analysis of global change (en anglès). 3ª. Oxford: Academic Press, 2013. ISBN 978-0123858740. 
  7. Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 600 pp, Prentice-Hall, Upper Saddle River, NJ.
  8. Grandstaff, D., 1986, "The dissolution rate of forsteritic olivine from Hawaiian beach sand: Rates of chemical weathering of rocks and minerals", pàg. 41–59.
  9. Lajtha, K.; Schlesinger, W.H. «The Biogeochemistry of Phosphorus Cycling and Phosphorus Availability Along a Desert Soil Chronosequence» (en anglès). Ecology, 69, 1, 1988, pàg. 24–39. DOI: 10.2307/1943157. JSTOR: 1943157.

Vegeu també[modifica]