La pedofauna di due eucalitteti della Sicilia

 4
Capitolo Primo 
 
1.1   L’ecosistema suolo 
 
Il suolo s’identifica con lo strato detritico superficiale della crosta 
terrestre, è un corpo naturale prodotto dal complesso d’interazioni che 
coinvolgono l’atmosfera, l’idrosfera, la biosfera e la litosfera. Nel 1883 
Dokuchaev affermava che il suolo è “un corpo naturale ed indipendente 
che si forma per la continua trasformazione della roccia sotto l’influenza 
preponderante del clima e dell’attività biotica”. Tale concetto segnò una 
svolta nel pensiero pedologico, dalla concezione che considerava il suolo 
un corpo inerte prodotto dall’alterazione della roccia, si passò ad una 
visione dinamica secondo la quale il suolo è un corpo naturale in costante 
trasformazione che si forma ed evolve sotto l’azione di svariati processi 
fisici, chimici e biologici che si svolgono al suo interno, e lo legano ai 
processi vitali che hanno luogo al di fuori di esso (Fierotti, 1997). 
Il suolo è sede di un incessante circolazione di flussi di energia e 
materia (cicli biogeochimici dell’azoto, dello zolfo del e carbonio) con gli 
altri ecosistemi circostanti. 
 Il bilancio energetico dell’ecosistema suolo viene assicurato dalla 
flora naturale che rifornendolo continuamente di materia organica, 
riequilibra il sistema, lo rende autosufficiente e gli conferisce quello stato 
di fertilità che, a sua volta, permette l’ordinato sviluppo del ciclo vitale del 
suolo stesso, delle piante e degli animali. Senza questi apporti si avrebbe un 
deficit energetico che, alla lunga porterebbe alla degradazione del suolo e, 
in casi limite, alla sua desertificazione. La fertilità naturale, intesa nel 
 5
duplice aspetto di disponibilità per la pianta degli elementi contenuti nel 
suolo e di trasformazione della sostanza organica da parte  degli organismi 
della pedoflora e della pedofauna, che avviano i processi di umificazione e 
mineralizzazione, rappresenta una qualità intrinseca del suolo che si 
determina e si sviluppa durante la pedogenesi. Quindi il suolo svolge un 
ruolo di primaria importanza all’interno della biosfera e nel regolare gli 
equilibri naturali con la litosfera, l’idrosfera e l’atmosfera, è un complesso 
ecosistema in continua evoluzione che può essere paragonato ad un 
organismo vivente che nasce, cresce e muore (Fierotti, 1997). 
La crescente preoccupazione per gli effetti negativi che uno 
sconsiderato sfruttamento di questa risorsa sta comportando non solo sulla 
produttività ma anche sull’ambiente, richiama l’attenzione degli studiosi 
sullo stato di salute del suolo, sulle possibili cause del degrado e sulle 
possibili misure per contrastarne le conseguenze (Doran et al., 1996). 
 
1.2 La Genesi 
 
Il termine pedogenesi indica l’insieme dei processi fisici, chimici e 
biochimici che portano alla formazione del suolo. Tali processi si 
realizzano in tempi assai lunghi e comportano sostanziali trasformazioni 
dei prodotti provenienti dall’alterazione della roccia madre, prodotti che 
interagiscono e si mescolano con le sostanze organiche derivanti 
dall’attività e dalla decomposizione degli organismi che abitano il suolo. 
I fattori che concorrono al processo di formazione del suolo sono: il 
clima, la natura della roccia madre, il rilievo: giacitura ed esposizione, gli 
organismi il tempo ed altri agenti che hanno importanza locale. Secondo  
 6
Jenni (1941) un terreno può essere definito da un’equazione che esprime le 
relazioni  tra questi fattori:  S = f(cl, ml, o, r, t,….).  
La maggior parte dei terreni ha un’origine che si perde lontana nel 
tempo, i componenti minerali del suolo rispetto a quelli organici devono 
subire processi molto lenti per raggiungere quello stadio di suddivisione o 
di trasformazione che permette di distinguere un terreno minerale dalla sua 
matrice litologica. Il graduale passaggio da roccia a terreno è quindi una 
funzione del tempo, a partire dal momento in cui la compagine rocciosa 
viene attaccata dagli agenti atmosferici si ha una continua evoluzione: agli 
agenti chimici della atmosfera (H
2
O, CO
2
, O
2
, ecc..) si uniscono i prodotti 
della decomposizione degli organismi e soprattutto comincia ad instaurarsi 
l’attività biochimica della microflora che rende più efficace l’attacco ai 
minerali primari. L’insediamento della vegetazione poco evoluta, fa 
acquisire al suolo una massa sempre maggiore di sostanza organica che si 
decompone per l’attività degli organismi del terreno, liberando sostanze 
minerali (processo di mineralizzazione) ed umiche (processo di 
umificazione): le prime contribuiscono alla nutrizione minerale delle piante 
e a creare le condizioni per lo sviluppo di una vegetazione più esigente, 
evoluta e produttiva, mentre le seconde in relazione alla particolare 
composizione chimica, stimolano la decomposizione della roccia madre la 
solubilizzazione dei suoi costituenti minerali e intervengono nella 
formazione della struttura atta a migliorare i caratteri colturali del suolo. 
Riassumendo, i processi che presiedono la formazione di un suolo si 
possono raggruppare, principalmente in due grandi categorie: quelli a 
carico della matrice litologica e quelli a carico della sostanza organica. I 
primi comprendono la frammentazione fisica, ad opera degli agenti 
 7
climatici (temperatura, precipitazioni, vento…) e  l’alterazione chimica, dei 
prodotti della disgregazione fisica, a opera dell’acqua (solubilizzazione, 
idratazione, idrolisi), dell’ossigeno (ossidazione riduzione), dell’acido 
carbonico (carbonatazione) e di altri agenti, che portano alla formazione di 
minerali nuovi, questi ultimi  assieme a quelli della roccia rimasti inalterati, 
costituiscono la frazione minerale del suolo. I processi a carico della 
sostanza organica sono dovuti direttamente all’attività della pedoflora e 
della pedofauna ed indirettamente all’azione del clima che crea le 
condizioni migliori per la vita e lo sviluppo degli organismi, i quali 
svolgono una  duplice azione: biofisica (disintegrazione) e biochimica 
(mineralizzazione e umificazione). La frammentazione del detrito organico 
e minerale rende più agevole l’azione di alterazione chimica, più piccole 
sono le particelle, maggiore è la superficie disponibile per l’attacco da parte 
dei microrganismi. 
Tralasciando i particolari sui processi che determinano la formazione 
e l’evoluzione di un suolo, è possibile riassumere quando detto 
precedentemente nello schema della tabella 1.1. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 8
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 I
L
 
 
S
U
O
L
O
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A
G
E
N
T
I
 
P
E
D
O
G
E
N
E
T
I
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
P
R
O
C
E
S
S
S
I
 
D
I
 
T
R
A
S
F
O
R
M
A
Z
I
O
N
E
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
   
     
     
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
T
E
M
P
O
 
  
A
T
M
O
S
F
E
R
I
C
I
 
O
2
,
N
2
,
 
C
O
2
 
H
2
 
O
 
C
L
I
M
A
 
G
R
A
V
I
T
A
’
 
T
E
R
M
O
C
L
A
S
T
I
S
M
O
 
C
R
I
O
C
L
A
S
T
I
S
M
O
 
A
L
O
C
L
A
S
T
I
S
M
O
 
U
M
I
D
I
F
I
C
A
Z
I
O
N
E
 
E
D
 
E
S
S
I
C
C
A
Z
I
O
N
E
 
C
O
M
P
O
S
I
Z
I
O
N
E
 
 
M
O
R
F
O
L
O
G
I
A
 
E
S
P
O
S
I
Z
I
O
N
E
 
S
O
L
U
Z
I
O
N
E
 
 
I
D
R
O
L
I
S
I
 
I
D
R
A
T
A
Z
I
O
N
E
 
O
S
S
I
D
A
Z
I
O
N
E
 
F
R
A
M
M
E
N
T
A
Z
I
O
N
E
 
M
I
N
E
R
A
L
I
Z
Z
A
Z
I
O
N
E
 
U
M
I
F
I
C
A
Z
I
O
N
E
 
O
R
G
A
N
I
S
M
I
 
P
E
D
O
F
L
O
R
A
 
 
P
E
D
O
F
A
U
N
A
 
Q
U
A
R
Z
O
,
 
O
S
S
I
D
I
, 
I
D
R
O
S
S
I
D
I
,
 
S
I
L
I
C
E
,
 
M
I
N
E
R
A
L
I
 
 
A
R
G
I
L
L
O
S
I
;
 
I
O
N
I
 
I
N
 
S
O
L
U
Z
I
O
N
E
 
(
 
N
a
+
, 
 
K
+
,
 
 
 
C
a
+
+
, 
 
M
g
+
+
,
 
 
 
H
C
O
-
3
,
 
 
C
l
-
, 
 
S
O
4
-
 
-
,
 
 
 
H
2
 
P
O
4
 
-
 
-
 
, 
S
i
O
4
-
)
 
H
U
M
U
S
,
 
 
N
O
3
-
, 
N
H
4
+
,A
C
I
D
I
 
O
R
G
A
N
I
C
I
 
 
D
I
S
G
R
E
G
A
Z
I
O
N
E
 
F
I
S
I
C
A
 
A
L
T
E
R
A
Z
I
O
N
E
 
 
 
C
H
I
M
I
C
A
 
D
I
S
I
N
T
E
G
R
A
Z
I
O
N
E
 
F
I
S
I
C
A
 
E
 
 
D
E
C
O
M
P
O
S
I
Z
I
O
N
E
 
B
I
O
L
O
G
I
C
A
 
P
R
O
D
O
T
T
I
 
R
O
C
C
I
A
 
M
A
D
R
E
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
T
a
b
.
1
.
1
 
 
S
c
h
e
m
a
 
r
i
a
s
s
u
n
t
i
v
o
 
d
e
i
 
p
r
o
c
e
s
s
i
 
c
h
e
 
p
o
r
t
a
n
o
 
a
l
l
a
 
f
o
r
m
a
z
i
o
n
e
 
e
d
 
e
v
o
l
u
z
i
o
n
e
 
d
e
l
 
s
u
o
l
o
.
 
 9
1. 3   Il  Profilo 
 
Come già è stato detto il suolo si origina per effetto di una serie di 
trasformazioni fisiche e chimiche a carico della roccia madre e dei residui  
vegetali, queste nel tempo portano alla differenziazione di profili 
pedogenetici
1
 via via sempre più complessi e comprendenti un numero 
sempre più elevato di orizzonti. 
Gli orizzonti differiscono fra loro nella morfologia, composizione, 
consistenza e per convenzione vengono indicati con le lettere maiuscole O; 
A; B; E; R.  ( fig. 1.1) 
FIG 1.1 Sequenza di orizzonti e sub-
orizzonti in un profilo tipico (da : Dazzi 1994) 
 
                                          
1)Per profilo si intende la proiezione verticale del suolo, dove è possibile distinguere, anche con una 
semplice osservazione visiva, una successione di strati detti orizzonti. Essi si formano per effetto della 
lisciviazione o dell’accumulo, a determinati livelli, dei prodotti della trasformazione del substrato 
minerale ed organico. 
 10
L’orizzonte O è caratterizzato da materiale organico indecomposto o 
in via di decomposizione. Può essere suddiviso nei seguenti sotto-orizzonti: 
Oi = materiali organici poco decomposti : fibre vegetali >40% del volume. 
Oe= materiali organici mediamente decomposti : 17-40% di fibre vegetali. 
Oa  = materiali organici altamente decomposti : fibre vegetali <17% . 
L’orizzonte A è l'orizzonte superficiale caratterizzato generalmente da 
un accumulo di sostanza organica umificata, fortemente legata alla frazione 
minerale del suolo e da una struttura grumosa e/o poliedrica. 
L’orizzonte E risulta fortemente lisciviato e caratterizzato dal colore 
grigio-cenere e da un tenore in sostanza organica e/o in sesquiossidi e/o in 
argilla inferiore all'orizzonte che segue immediatamente. 
L’orizzonte B è un orizzonte arricchito di argilla (per illuviazione o 
alterazione), di sesquiossidi di ferro e di alluminio (per illuviazione o 
accumulo residuale) e di altri elementi. Può presentare accumuli di 
carbonati, di gesso o di sali più solubili. La struttura è di diverso tipo, ma 
più frequentemente poliedrica angolare o prismatica. Su di esso può 
trovarsi un orizzonte di transizione che, se permangono in prevalenza le 
caratteristiche dell’orizzonte sovrastante, ma compaiono alcuni attributi 
dell’orizzonte B, viene designato AB (oppure EB); se invece prevalgono i 
caratteri di B viene designato come BA (oppure B E). 
L’orizzonte C costituisce il substrato pedogenetico incoerente che 
generalmente ha origine da processi di alterazione della roccia dura 
sottostante (orizzonte R). Al di sopra può trovarsi un orizzonte di 
transizione che viene designato BC o CB a seconda del prevalere 
rispettivamente dei caratteri dell’orizzonte B o dell’orizzonte C (Dazzi, 
1994). 
 11
L’orizzonte A è anche detto ‘eluviale’ costituisce una zona dove 
l’acqua percolante asporta ioni e molecole dai componenti minerali, invece 
l’orizzonte B è detto ‘illuviale’, in esso si deposita il materiale disciolto 
negli strati superiori; l’insieme di questi orizzonti forma, nei terreni naturali 
il tratto che viene chiamato ‘solum’.  
Esiste una varietà infinita di profili con caratteristiche proprie che 
corrispondono alle differenti  tipologie di suolo. 
                     
1.4   Il Suolo Come Sistema Polifasico 
 
Il suolo può essere considerato un complesso sistema trifasico, che 
comprende: una fase solida, una fase liquida e una fase gassosa. 
Queste tre fasi interagendo ed integrandosi tra loro, garantiscono la 
funzionalità del terreno e consentono il perpetuarsi dell’attività biologica 
sia animale che vegetale (Pignatti, 1995). 
La Fase solida, è rappresentata da materiale incoerente sia di origine 
minerale che organico. La frazione organica del suolo, sarà trattata 
ampiamente in seguito. La pozione minerale: è quella che deriva dai 
processi di alterazione della roccia e costituisce la gran parte della massa 
del suolo. Dal punto di vista mineralogico, essa è costituita in parte da 
minerali non alterati, ereditati dal substrato pedogenetico, in parte da 
minerali di neoformazione, tra cui quelli delle argille e gli ossidi di Fe e Al. 
Le argille hanno una struttura cristallina e proprietà colloidali, dovute 
alle loro piccole dimensioni (diametro < 2 µ) e alla presenza di cariche 
elettriche superficiali. Dal punto di vista strutturale, essi sono dei 
‘fillosilicati’, formati da una serie di fogli elementari costituiti da tetraedri 
 12
con Si
+4
  al centro e 4 atomi di O
2-
 (o OH
-
) ai vertici. Nei tetraedri il Si può 
essere sostituito isomorficamente dall’Al
3+
, si creano così delle cariche 
negative superficiali, che costituiscono i siti cui si legano i vari cationi 
(Ca
++
, Mg
++
, K
+
, Fe
+++
 ecc.). In questo modo, gli elementi nutritivi vengono 
messi a disposizione delle piante man mano che queste ne hanno bisogno. 
A seconda delle caratteristiche climatiche e delle condizioni del mezzo, che 
influiscono sulla solubilità selettiva del Si e dell’Al e sulla natura dei 
cationi presenti nel reticolo, si hanno vari tipi di argille.  Infatti, in presenza 
di soluzioni ricche in silice, si originano argille con due strati di tetraedri di 
Si e uno di ottaedri di Al (reticolo 2:1), quali montmorillonite, illite, 
vermiculite ecc.; mentre, in condizioni favorevoli all'asportazione della 
SiO
2
, dal suolo, si formano argille con uno strato di tetraedri di Si e uno di 
ottaedri di Al (reticolo 1:1), come la caolinite. 
Per quanto riguarda le dimensioni, la frazione inorganica del suolo è 
costituita da un insieme di particelle di grandezza molto variabile. Un 
primo limite dimensionale convenzionale è quello dei 2 mm, che separa lo 
‘scheletro’ (> 2 mm) dalla ‘terra fine’ (< 2 mm).  In quest’ultima si possono 
distinguere, in base al diametro, diverse frazioni granulometriche; i loro 
limiti dimensionali  sono riportati nella tabella 1.2. La percentuale relativa 
delle diverse particelle elementari, raggruppate secondo le dimensioni, 
costituisce la tessitura o composizione granulometrica del terreno. Essa 
viene determinata per sedimentazione (argilla e limo) e per setacciamento 
(sabbie), dopo eliminazione dello scheletro e pretrattamento del campione 
al fine di distruggere eventuali cementi organici o argillosi. 
 
 13
 
Per classificare un suolo in base alla sua composizione 
granulometrica, si può utilizzare il cosiddetto ‘triangolo della tessitura’, 
cioè un diagramma triangolare sui cui lati sono riportate rispettivamente le 
%  di sabbia (grossa + media + fine), di limo e di argilla (fig. 1.2) 
Fig. 1.2 Triangolo della tessitura. (S = sabbioso, 
 F= franco, L = limoso, A = argilloso. 
 
Per struttura o stato di aggregazione, si intende il modo con cui le 
particelle elementari e i composti organici si riuniscono a costituire degli 
 
SABBIA 
 
M
O
L
T
O
 
 
G
R
O
S
S
A
 
G
R
O
S
S
A
 
M
E
D
I
A
 
F
I
N
E
 
M
O
L
T
O
 
F
I
N
E
 
LIMO
ARGILLA 
 ∅          >   2                 2 -  0,2        0.2 - 0.02        0,02 – 0.002         < 0,002      mm 
Tab. 1.2 Ripartizione delle particelle che sono nel suolo in base al 
diametro (mm)  
 14
aggregati di forma, dimensioni e stabilità diverse. Si distinguono quattro 
fondamentali tipi di struttura, in base alla forma degli aggregati: 
- grumosa o granulare, con aggregati  sferoidali; è la più favorevole perché 
tra gli aggregati rimangono spazi occupati da aria e da acqua; 
- poliedrica, con aggregati poliedrici, ad angoli smussati o vivi; gli spazi tra 
gli aggregati sono più limitati; 
- prismatica, con aggregati di forma allungata prismatica generalmente 
originata per fatturazione di orizzonti argillosi sottoposti a variazioni di 
umidità di temperatura; 
- lamellare, con aggregati appiattiti, sviluppati solo parallelamente alla 
superficie del suolo. E’ tipica dei terreni molto calpestati o pascolati. 
La formazione di aggregati è strettamente condizionata dalla presenza 
di sostanze che agiscono come cementanti tra le singole particelle del 
suolo.  Queste possono essere: humus, carbonato di calcio, ossidi d ferro, 
escreti radicali, prodotti elaborati dai microrganismi edafici ecc. Esistono 
anche terreni privi di struttura, o perché gli aggregati non si possono 
formare per mancanza di cementi (per es. i terreni troppo sabbiosi, poveri d 
sostanza organica), o al contrario perché le particelle sono così cementate 
tra loro che il suolo diventa un unico blocco compatto. Struttura e tessitura 
dei suolo sono, tra le proprietà fisiche, quelle che più condizionano il 
comportamento del suolo nei confronti della circolazione dell’aria e 
dell’acqua, in quanto regolano la quantità e la forma degli spazi vuoti (pori) 
che vengono occupati dalla fase liquida e da quella gassosa. 
Per porosità si intende la percentuale di spazi presenti in un certo 
volume di suolo e si esprime in % del volume totale. In genere gli interstizi 
a luce più ampia (diametro superiore a 8µ), definiti ‘macropori’, esprimono 
 15
nel suolo la ‘capacità per l’aria’, in quanto l’acqua viene più o meno 
rapidamente rimossa da essi per gravità; mentre i capillari di diametro 
inferiore a 8µ, detti ‘micropori’, indicano la ‘capacità per l’acqua’ di un 
suolo, poiché in essi l’acqua tende a permanere molto più a lungo, essendo 
trattenuta da forze di adesione più forti della forza di gravità. La quantità 
massima, di acqua, che può essere presente entro i pori capillari costituisce 
la ‘capacità di ritenuta idrica’ del suolo e, in condizioni di drenaggio 
normale, essa rappresenta la riserva idrica delle piante. Un altro importante 
limite dimensionale per i pori è quello dei 0,2 µ, al di sotto del quale 
l’acqua viene trattenuta con un’energia superiore alle 16 atmosfere, che è 
una soglia non superabile dalla forza di assorbimento delle radici. I terreni 
molto argillosi, in cui tale microporosità è in eccesso, trattengono l’acqua al 
punto che le piante non riescono ad utilizzarla e, già con un 15% di umidità 
nel suolo, mostrano sintomi di appassimento (Pignatti, 1995) 
La Fase liquida è costituita dall’acqua proveniente dalle 
precipitazioni, dalla falda sotterranea o da infiltrazioni laterali, che circola 
negli interstizi dei terreno, per fenomeni di capillarità, igroscopicità, 
percolazione. In essa sono disciolti sali e colloidi di varia natura; la sua 
composizione tuttavia varia continuamente, a causa dei numerosi scambi 
ionici con le fasi solida e gassosa o dell’apporto di nuovi elementi con la 
pioggia, le irrigazioni, le concimazioni, come pure per l’asportazione dei 
nutrienti da parte delle piante e dei microrganismi. L’acqua, come si sa, ha 
un ruolo determinante nella costruzione del suolo, sia nelle fasi iniziali 
dell’alterazione fisica e chimica della roccia madre, sia successivamente 
nella dinamica evolutiva del profilo e nella differenziazione degli orizzonti. 
L’acqua si muove liberamente nel suolo in diverse forme più o meno 
 16
disponibili per la vegetazione, fatta eccezione per l’acqua di 
cristallizzazione, che è legata al reticolo dei minerali, e per l’acqua 
igroscopica, che viene trattenuta dalle particelle colloidali. La sua dinamica 
nel terreno può essere schematizzata nel modo seguente: quando piove, 
l’acqua che arriva al suolo tende a penetrare negli strati più profondi per 
gravità (acqua gravitativa), occupando temporaneamente macropori e 
micropori.  Man mano che essa si distribuisce nel terreno, va a concentrarsi 
solo nei micropori, mentre i macropori vengono occupati dall’aria. L’acqua 
contenuta nei micropori è per la gran parte disponibile per le piante, che 
l’assorbono per capillarità (acqua capillare); soltanto una piccola frazione 
quella presente nei micropori di diametro inferiore a 0,2µ non può essere 
utilizzata, in quanto è trattenuta con una tale energia che le piante non 
riescono ad assorbirla, nonostante la loro grande forza di suzione. Quindi le 
forme di acqua che possono essere utilizzate dalla vegetazione sono 
costituite da quella gravitativa e da una parte di quella capillare; man mano 
che l’acqua disponibile viene assorbita, aumenta la forza con cui il suolo 
trattiene la rimanente. Quando le riserve idriche sono ridotte all’acqua 
igroscopica e a quella dei capillari più sottili, viene raggiunto il ‘punto di 
appassimento’. Esso è strettamente correlato con la quantità di colloidi 
presenti nel suolo e con la  tessitura: è piuttosto basso nel suoli limosi (8-
10%), tende a crescere nei suoli argillosi (15-20%) e ancor più in quelli 
torbosi (35-50%) (Pignatti, 1995).  
La Fase gassosa: il suolo ha una sua atmosfera interna, che 
condiziona la presenza della gran parte degli organismi edafici e lo 
svolgimento delle loro attività.  Nel terreno essa occupa in genere gli spazi 
lasciati liberi dall’acqua (cioè i macropori) e perciò la sua presenza è in 
 17
relazione principalmente con lo stato di umidità del suolo. La composizione 
dell’aria interna non differisce molto da quella dell'aria esterna, ma variano  
i rapporti tra i vari componenti: mentre le concentrazioni di O
2
, e di N
2
 
sono pressoché simili (rispettivamente 18-20,5% e 79%), il contenuto di 
CO
2
, nell’interno del suolo è sempre più elevato, essendo prodotto dalla 
respirazione delle radici delle piante e dei microrganismi e soprattutto dei 
processi di mineralizzazione delle sostanze organiche. Il tenore di CO
2
, 
varia in media tra 0,3 e 3%, ma può raggiungere valori del 5-10% nella 
zona della rizosfera; la sua concentrazione, inoltre, tende ad aumentare con 
la profondità (Pignatti, 1995). 
 
1.5  Le proprietà chimiche 
 
Gli elementi minerali contenuti nel suolo derivano  dalla roccia madre 
e dalla materia organica, e secondariamente da apporti eolici, da acque 
meteoriche e di scorrimento superficiale, come pure da fertilizzazioni fatte 
dall’uomo. Dal punto di vista della disponibilità ai fini della nutrizione 
delle piante, gli elementi possono trovarsi nel suolo in diverse forme:   
a) come costituenti i reticoli cristallini dei minerai del suolo (K, Ca, Na di 
feldspati, pirosseni ecc.); essi non sono prontamente disponibili, ma 
possono diventarlo man mano che, con il tempo, procede l’alterazione dei 
minerali; 
b) combinati in forme complesse, molto stabili, dotate di scarsissima 
solubilità: per esempio, tra i composti del fosforo, si può menzionare il 
Ca
3
(PO
4
), che si forma in ambiente alcalino; questi composti possono 
divenire assimilabili solo se si trasformano in altre forme;