4.11.2.2 I processi

I processi chimici sono forti ai tropici, o almeno evidenti, ma quelli meccanici sono presenti e importanti. I processi meccanici vanno insieme a quelli chimici, è raro che uno non esista senza l’altro, e anzi si rafforzano positivamente a vicenda. I processi saranno esaminati qui uno per uno, anche se in realtà i processi lavorano insieme in modo sinergico (vedi anche il capitolo 4.2).

Tra i processi meccanici, è improbabile che il ghiaccio sia un agente nei tropici classicamente definiti, così come lo stress da escursioni termiche sotto lo zero, a parte i cicli climatici che potrebbero essere rilevanti a quote più alte o a latitudini superiori. Si discute se lo shock termico ad alte temperature sia rilevante (vedi Bland e Rolls, 1998; Eppes et al., 2010). Anche se i tropici non raggiungono le alte temperature dell’aria dei deserti (anche se alcuni possono avvicinarsi), le temperature superficiali delle rocce possono ben superare i 70 °C, in particolare sulle rocce di colore scuro (Thomas, 1994). L’alta temperatura in sé potrebbe non essere sufficiente a creare fratture fragili senza grandi estremi di temperatura, ma l’argomento non è stato ben studiato ai tropici. Gli incendi, al di fuori della foresta pluviale durante le stagioni secche e nei periodi di siccità, sono noti per esercitare temperature estreme in grado di creare una frattura fragile della roccia (Goudie et al., 1992; Dorn, 2003). La crescita dei cristalli all’interno di pori confinati o fratture può essere la causa dell’erosione meccanica nei tropici. Normalmente, i minerali a crescita rapida come i sali, la calcite e il gesso sono facilmente dissolti e lavati via dalla pioggia. Tuttavia, nell’ambiente chimico aggressivo, il rapido rilascio di elementi come il sodio, il calcio e il potassio dai minerali che formano le rocce assicura una fornitura per una nuova crescita minerale, se ne viene data la possibilità. Questa possibilità può avere luogo durante le stagioni secche – che possono assumere improvvisamente – e i sali hanno l’opportunità di accumularsi all’interno dei vuoti, delle fratture e dei confini dei grani. L’erosione salina gioca un ruolo nella disintegrazione granulare e nell’erosione cavernosa delle rocce cristalline grossolane osservate nei tropici umidi-asciutti così come nelle regioni aride (Young, 1987; Turkington e Paradise, 2005). I tropici umidi-secchi stagionali sono in grado di sostenere il gesso pedogenico nei suoli su rocce carbonatiche (Luzzadder-Beach e Beach, 2008), un’altra possibile fonte di espansione dei cristalli attraverso l’idratazione della calcite. Anche le argille espansive e gli ossidi di ferro neoformati possono esercitare una pressione (Nahon e Merino, 1997). La riprecipitazione della silice dopo la dissoluzione può essere responsabile dell’ulteriore apertura dei confini dei grani e delle fratture su scala micrometrica e dei reticoli e delle faglie cristalline su scala nanometrica (Capitolo 4.4).

Lo “scarico di pressione”, a volte conosciuto come dilatazione o rivestimento, è l’alleggerimento dello stress di copertura che causa l’espansione e poi la frattura fragile delle rocce precedentemente sepolte. I corpi rocciosi resistenti, a causa della diversa petrologia o struttura, sopravvivono agli agenti atmosferici e all’erosione per diventare esposti come resti a forma di cupola (bornhardts, inselbergs, tors, o altri termini correlati). Le superfici esterne esposte sono quindi vulnerabili al rilascio di pressione, alla frattura parallela alla superficie della roccia e normale alla superficie per rilasciare lastre. Twidale (1973) ha offerto un’opinione opposta secondo la quale la giunzione a cupola preesiste all’esposizione per compressione (non per estensione), così che gli inselberg a cupola sono tali a causa delle loro fratture, non che le fratture sono tali perché la roccia è a cupola. Indipendentemente da ciò, anche se il fenomeno è comunemente osservato in rocce a cupola di varia litologia ai tropici (Figura 2, vedi anche Shroder, 1973), il processo non è limitato ai tropici.

È importante notare che i processi di invecchiamento meccanico, ad eccezione della crescita dei cristalli di minerali neoformati, sono limitati e determinati dalle condizioni di superficie. Poiché i profili di erosione possono avere molti metri di spessore, queste condizioni e processi di superficie non sono che una frazione del sistema di erosione totale (Ahnert, 1976).

La combinazione di abbondanti agenti di erosione e temperature più alte assicura il potenziale per un ambiente di erosione chimica attiva ai tropici. Detto questo, i prodotti finali degli agenti atmosferici – la caolinite, la gibbsite e gli ossidi di ferro comuni nei suoli tropicali e nel regolith – indicano anche un’eventuale stabilità chimica, spiegando la scarsità di nutrienti disponibili in alcuni suoli tropicali. I dettagli dell’erosione chimica sono spiegati meglio in Yatsu (1988), Nahon (1991), e Taylor e Eggleton (2001), ma riassunti qui con enfasi sulla rilevanza tropicale.

L’acido silicico risultante, H4SiO4, può essere trasportato fuori in acqua superficiale o freatica, ma ha anche la capacità di dissociare e riprecipitare la silice come quarzo neoformato o silice amorfa, rilevante nel processo di cementazione dei sedimenti, creando duricroste nel regolith, o in caso di indurimento di massi (Conca e Rossman, 1982). La soluzione di silice è generalmente vista come un processo minore rispetto alla dissoluzione atmosferica di altri minerali silicatici, e lento. Tuttavia, gli studi di Schulz e White (1998) e Murphy et al. (1998) mostrano che l’erosione chimica del quarzo in un ambiente tropicale genera il 25-75% della silice dissolta nell’acqua dei pori del regolith (rispetto a tutti gli altri minerali di silicato). La soluzione genera anche particelle più piccole (vedi capitolo 4.17; Pye (1983)) ha attribuito l’erosione umida tropicale delle dune di sabbia del Pleistocene alla formazione di quarzo di dimensioni silt, che si è accumulato al 10% del sedimento bulk negli orizzonti B e C del suolo. La soluzione del quarzo è anche il processo responsabile della generazione del carsismo di silice (vedi Sezione 4.11.3.1).

La maggior parte dei minerali alluminosilicati subiscono la “dissoluzione”, nota anche come soluzione incongruente o idrolisi, un processo multistep e parallelo che coinvolge gli acidi. Il processo generalizzato comporta l’attacco da parte di acqua e acido per produrre un’argilla, possibili altri minerali neoformati, cationi in soluzione, e acido silicico. L’acqua stessa è un debole donatore di protoni H+, ma gli acidi sono molto più efficienti. L’acido carbonico è l’agente atmosferico acido predefinito e onnipresente, attraverso l’acqua piovana carica di CO2 atmosferica, o l’acqua del suolo carica di CO2 dall’aria del suolo (concentrata più di due ordini di grandezza in più, se paragonata all’atmosfera, Ugolini e Sletten, 1991). Anche gli acidi organici, derivati dal decadimento organico e dalle funzioni biotiche (come le radici delle piante), sono importanti (Ugolini e Sletten, 1991), e forse anche dominanti in alcuni casi (Wasklewicz, 1994).

Quello che distingue la soluzione dalla dissoluzione dipende dal materiale genitore (minerale), ma anche dall’apporto di acqua come agente atmosferico o medium atmosferico, quindi sensibile alle diverse variazioni di umidità tropicale. Taylor e Eggleton (2001) spiegano che durante la dissoluzione incongruente, ci sono fasi intermedie di equilibrio dinamico. La saturazione e la neoformazione minerale avrebbero luogo durante i periodi di limitazione dell’acqua, un equilibrio chimico temporaneo. L’aggiunta di nuova acqua ringiovanisce il sistema, stabilisce un disequilibrio chimico, e i minerali primari rimanenti insieme ai minerali neoformati sono soggetti all’attacco.

Inoltre la goethite si disidrata per formare ematite. Gli ossidi di ferro come la goethite e l’ematite sono stabili e residuali nel suolo e nel profilo meteorologico. Questi minerali ossidati conferiscono i colori vividi giallo (goethite), arancione e rosso (ematite) ai suoli tropicali.

L’idratazione è un processo simile all’ossidazione, in cui gli ioni idrossido (OH), piuttosto che l’ossigeno, sono incorporati nella matrice minerale. I fillosilicati, comprese le argille, sono i più noti per l’idratazione, dove gli ioni di idrossido sono incorporati tra gli strati di silicato. Yatsu (1988) ha considerato l’idratazione come un processo meccanico piuttosto che chimico, un argomento parallelo a quello presentato nel capitolo 4.4.

I processi biochimici sono ora riconosciuti come importanti per gli agenti atmosferici (Krumbein e Dyer, 1985; Reith et al., 2008), e coinvolgono una serie di reazioni tra cui quelle menzionate sopra e la chelazione, un processo unicamente biochimico. Ollier e Pain (1996) hanno spiegato che l’ossidazione è coinvolta nell’assorbimento del ferro e di altri nutrienti da parte di una pianta attraverso le radici. Si dice che l’impoverimento di silice sia potenziato dall’azione batterica (Ollier e Pain, 1996). McFarlane (1987) ha dimostrato l’importanza dei microrganismi nell’evoluzione della bauxite.

La chelazione è il processo attraverso il quale i metalli sono estratti preferenzialmente da molecole organiche, derivate dalla decomposizione della vegetazione. Si presume, ma non ben studiato, che la rapida decomposizione organica nei suoli delle foreste pluviali potrebbe produrre un’abbondanza di agenti atmosferici chelanti. I suoli tropicali ospitano un’immensa diversità di microbi, in concomitanza con la biodiversità del terreno (Borneman e Triplett, 1997).