Analisi Proteomica di Cupriavidus metallidurans CH34: studio dell’interazione tra proteine e fasi solide del suolo

Capitolo 1
Introduzione
1.1 Il suolo
Il suolo è un complesso ambiente naturale costituito da particelle 
minerali e organiche che si forma dallʼalterazione fisica e chimico-
fisica della roccia e dalla trasformazione biologica e biochimica dei 
residui organici (Soil Conservation Society of America, 1986). 
Queste trasformazioni generano un sistema poroso, contenente 
acqua e aria, rendendo il suolo un ambiente favorevole alla vita. Il 
suolo è da considerarsi un sistema aperto che scambia materia ed 
energia con i comparti ambientali limitrofi come atmosfera, litosfera, 
idrosfera e biosfera. I fattori di formazione del suolo sono stati 
riassunti da Jenny H.(1941) con la formula:
s = f(cl, o, r, p, t)
il suolo(s) che si forma è in funzione del clima(cl), organismi(o), 
orografia(r), roccia madre(p) e tempo(t).
Il sistema che ne deriva, è ben diverso dal materiale di partenza 
ed è caratterizzato da una serie di stratificazioni dette orizzonti. 
Questi sono distinguibili per il colore, composizione, tessitura e 
organizzazione strutturale.
1
Il suolo è costituito da quattro componenti principali: 
minerali (40-60%), sostanza organica (0,1-10%), acqua 
(20-50%), aria (10-25%). Tale sistema risulta complesso e in 
continua evoluzione e comprende materiale organico e 
inorganico di neo-sintesi, con circolazione di aria e di acqua nei 
pori, in grado di sostenere la vita vegetale ed ospita una 
straordinaria biodiversità microbica (Sequi, 2005).
1.2! La componente inorganica del suolo
I costituenti inorganici del suolo sono rappresentati nel loro insieme 
dai minerali e rocce che sotto lʼazione di fattori esogeni vanno 
incontro a processi demolitivi, dai quali si formano prodotti più stabili. 
La sabbia, il limo e lʼargilla sono le tre componenti solide del suolo e 
sono costituiti da minerali primari e secondari con struttura cristallina 
o amorfa. I minerali primari sono presenti soprattutto nella frazione 
grossolana (ciottoli, sabbie) e sono residui della roccia madre 
disgregata. I minerali secondari o di neoformazione si formano in 
seguito a processi di pedogenesi dei minerali primari e sono di 
dimensioni più piccole. Con il termine pedogenesi si considera tutti i 
fenomeni e i processi che sono alla base della formazione 
dellʼevoluzione di un suolo con le sue caratteristiche morfologiche e 
proprietà mineralogiche, chimiche, fisiche e biologiche che lo 
rendono un habitat per una specifica associazione vegetale (Sequi 
P., 2005).
Introduzione
2
I minerali primari o secondari presentano sia strutture ordinate e 
ripetute, definiti per tale motivo minerali cristallini, e minerali privi di 
strutture ordinate, definiti amorfi.
Le classi di minerali presenti nel suolo sono: silicati, ossidi, idrossidi 
e ossidiidrossidi, carbonati, solfati, alogenuri, fosfati. Tali minerali 
sono classificati in base allʼanione dominante nel minerale . 
Lo strato superiore della litosfera è costituito per il 92% da silicati e il 
restante 8% da minerali diversi. La tipologia dei minerali determina 
alcune delle caratteristiche del suolo come il pH, la capacità di 
scambio ionico, la ritenzione idrica e la reazioni con la sostanza 
organica.
I silicati sono la classe più comune di minerali e sono costituiti da Si 
e O. Questi elementi sono disposti in un tetraedro (al centro l'atomo 
di silicio, ai quattro vertici gli atomi di ossigeno, SiO4). Essendo il 
numero di ossidazione del silicio pari a +4, e quello dell'ossigeno a 
-2, ne risulta che complessivamente ogni tetraedro presenterà un 
eccesso di carica negativa (precisamente una carica di -4) che tende 
a distribuirsi sui quattro atomi di ossigeno, questo comporta 
lʼassociazione di cationi metallici, attratti dallʼanione tetraedrico, nella 
composizione di questi minerali. Questi metalli sono solitamente il 
sodio, potassio, magnesio, ferro e calcio, e hanno una funzione 
fondamentale nel legare tra loro le diverse strutture complesse 
formate dai tetraedri.
Introduzione
3
L'unico elemento che può prendere il posto del silicio è lʼalluminio, 
formando gli alluminosilicati. Questo meccanismo di sostituzione 
dellʼatomo centrale è detto sostituzione isomorfa. La sostituzione può 
avvenire solo con un catione che presenta dimensioni e numero di 
coordinazione simili al catione da sostituire.
I singoli tetraedri (SiO4
-4
) sono legati tra loro condividendo da uno a 4 
ioni O2
-2 
 e formano unità strutturali più complesse la cui tipologia 
fornisce la base della loro classificazione. Questi tetraedri possono 
associarsi in maniera diversa dando origine a ciclosilicati, se  
disposti ad anello, sorosilicati se disposti a coppie, fillosilicati se 
disposti in fogli, inosilicati se la loro struttura è singola oppure 
doppia, tectosilicati se disposti in strutture tridimensionali e infine in 
nesosilicati se il tetraedro rimane singolo. I fillosilicati sono i più 
abbondanti e svolgono un ruolo primario nel determinare alcune 
proprietà fisiche e chimiche del suolo. La struttura dei fillosilicati è 
data dallʼunione dei tetraedri attraverso la condivisione di tre dei 
quattro anioni O
-2, 
formando strutture planari dette foglietti tetraedrici 
caratterizzati da un sistema di cavità esagonali. I tre anioni 
dʼossigeno condivisi giacciono sullo stesso piano, ossigeni basali, 
mentre il quarto è libero di legarsi ad altre strutture. Nei fillosilicati lʼAl
+3 
può sostituire il 50% del silicio presente nella struttura. I fillosilicati 
possono essere formati da strutture ottaedriche quando i cationi 
centrali sono Al
+3
, Fe
+3
, Fe
+2
, Mg
+2
 che coordinano 6 anioni di O
-2 
e/o 
OH
-
. I cationi bivalenti formano fogli di-ottaedrici mentre i cationi 
trivalenti formano fogli tri-ottadrici. La combinazione di questi fogli, 
Introduzione
4
tetraedrici e ottaedrici, costituiscono la struttura dei fillosilicati, che 
vengono classificati in tipo 1:1, 2:1 e 2:1:1.
1.2.1 Fillosilicati di tipo 1:1
Questo tipo di fillosilicati sono costituiti da pacchetti o strati di un 
foglio tetraedrico e uno ottadrico. Di questi fanno parte le caoliniti e 
halloysite. La caolinite (Fig.1.1a), argilla oggetto del mio progetto 
sperimentale, ha formula chimica Al2Si2O5(OH)4, una carica di strato 
pari a 0, una capacità di scambio cationico (CSC, cmol kg
.1
) tra 1,0 e 
10, una superficie specifica (m
2
kg
-1
) tra 10-20, non è dilatabile o 
contraibile. La caolinite si forma per alterazione in ambiente acido di 
feldspati. Si presenta in aggregati terrosi di colore variabile fra il 
grigio-giallo e il grigio-bruno.
1.2.2 Fillosilicati di tipo 2:1
I fillosilicati 2:1 sono costituiti da pacchetti formati da uno strato 
tetraedrico, uno ottedrico e uno tetraedrico. Questi fillosilicati sono le 
pirofillite o talco, le smectiti, vermiculiti e miche. Di questo gruppo fa 
parte la montmorillonite(Fig.1.1b) altro tipo di argilla presa in esame 
nel presente studio. Questa fa parte delle smectiti e presenta come 
anione centrale Mg
+2
 sostituto alla maggior parte dallʼAl
+3
 nei foglietti 
diottaedrici. La formula chimica della montmorillonite è (Na, Ca)0.33
(Al, Mg)2Si4O10(OH)2·nH2O, la sua capacità di scambio cationico 
Introduzione
5
(CSC, cmol kg.1) oscilla fra 80-120, ha una carica di strato fra 
0,25-0,6, una superficie specifica (m2kg-1) di 600-800 è dilatabile e 
contraibile e la sua carica variabile, dipendete dal pH, è molto bassa. 
La montmorillonite è minerale argilloso di colore bianco e grigio-
bianco se in aggregati, che si forma per alterazione di feldspati in 
rocce a basso contenuto di silice. 
La presenza in proporzioni variabili di vari silicati è importante per le 
proprietà fisiche, ma anche per lʼattività biochimica del suolo. Macura 
& Stotzky (1980) hanno riportato che lʼaddizione di montmorillonite in 
un suolo che ne era privo ha migliorato il tasso di nitrificazione 
eterotrofa, mentre lʼaggiunta di caolinite non ha portato a nessun 
cambiamento.
Introduzione
6
7
Fig.1.1 Rappresentazione schematica della struttura della a) caolinite 
(fillosilicato 1:1). b) montmorillonite (filloslicato 2:1)
A
B
1.3! La componente organica del suolo
La sostanza organica (S.O.) nel suolo è composta da una miscela 
eterogenea e complessa di tutti i materiali organici, viventi e non 
viventi, presenti nel suolo in qualsiasi forma.
La S.O. è una componente tipica del suolo, e presenta una notevole 
variabilità in percentuale in peso in funzione del tipo di suolo, del suo 
grado di sviluppo e della gestione del suolo. I suoli che presentano 
meno sostanza organica (1%) sono quelli sabbiosi, mentre suoli più 
evoluti come foreste e praterie possono avere un contenuto di S.O 
tra il 10% e il 100%(Sequi, 2005).
Dal punto di vista chimico la sostanza organica è caratterizzata da 
elevata capacità di scambio cationico grazie allʼelevato contenuto 
strutturale di gruppi funzionali, acidi e fenolici, con carica negativa. 
Questa proprietà le permette di regolare la disponibilità e 
lʼassorbimento degli elementi nutritivi, può infatti ritenere i sali 
riducendo il loro effetto dannoso, può aumentare lʼadsorbimento di 
nutrienti cationici (H+, NH4+, Ca2+, K+), ed è in grado di conservare 
e rendere più solubili i microelementi del terreno chelandoli; ecc.
La sostanza organica nel suolo è costituita da residui di piante, 
animali e microrganismi in vari stadi di decomposizione, sostanze 
prodotte dal metabolismo degli organismi viventi e sostanze umiche. 
Due principali gruppi di composti che caratterizzano la sostanza 
organica sono: sostanze non umiche e sostanze umiche 
Introduzione
8
Le sostanze non umiche sono costituite da composti organici non 
umici del suolo ma appartenenti a classi della chimica organica, 
costituiscono la componente più labile, e sono dʼ immediata 
metabolizzazione; le sostanze umiche propriamente dette sono più 
stabili e maggiormente resistenti alla degradazione chimica e 
biologica (Tate, 1987).
1.3.1 Sostanze umiche 
Le sostanze umiche rappresentano la componente principale della 
S.O. (fino allʼ80%) e anche la parte chimicamente e biologicamente 
più attiva. Lʼidentificazione delle sostanze umiche, humus, è molto 
complessa a causa dellʼ eterogeneità della sua composizione. 
Tuttavia presenta delle proprietà fisiche e chimiche costanti che ne 
rendono possibile una caratterizzazione distinguendolo nettamente 
dagli altri composti organici del suolo. Lʼ humus può essere 
considerato come un eteropolimero, composto da macromolecole di 
composizione indefinita, di elevato peso molecolare, con proprietà 
colloidali e di un colore tra il giallo, bruno e nero (Stevenson, 1982; 
Aiken, 1985). Come la componente organica non umica anche 
lʼhumus si trova nel suolo legato a minerali, cationi metallici 
polivalenti e altri composti organici.
Per identificare le varie componenti dellʼhumus è necessario estrarli 
dal suolo. Il metodo di estrazione si basa sulla solubilizzazione delle 
Introduzione
9
sostanze umiche in ambiente alcalino e acido.Le sostanze umiche 
sono state quindi  suddivise in: 
• acidi fulvici; frazione solubile in acqua a qualsiasi pH
• acidi umici; frazione solubile solo in ambiente alcalino
• umina; non estraibile dal suolo
Per gli acidi umici e fulvici è stata proposta una struttura polimerica 
con pesi molecolari variabili tra 500 e oltre 100.000 Dalton (Swift and 
Postner, 1971)(Fig.1.2). 
10
Fig.1.2 Esempio di struttura di acidi umici. presentano un’elevata serie di 
composti come chinone, fenolo, catecolo (F.J. Stevenson, 1994). In rosso è 
cerchiato un possibile sito di legame per le proteine.