INTRODUCCIÓN A LA EDAFOLOGÍACarlos Dorronsoro

TEMARIO

  Tema 1. Edafología: concepto y fines. Formación del suelo. Procesos y factores formadores. El perfil del suelo.

Tema 2. CONSTITUYENTES DEL SUELO. Fase sólida. Minerales del suelo. Estabilidad y alteración de los minerales del suelo. Mecanismos de procedencia. Especies mineralógicas. Materia orgánica. Constituyentes. Humificación. Sustancias húmicas. Complejos organominerales. Propiedades de la materia orgánica. Cantidad y distribución de la materia orgánica en el suelo.

Tema 3. Fase líquida. Clases de agua. Constituyentes, origen y localizacion. Estado energetico. Metodos de medida de humedades y potenciales. Fase gaseosa. Localización. Composición. Dinámica.

Tema 4. PROPIEDADES DEL SUELO. Propiedades físicas. Textura: determinación e importancia.Estructura: morfología y estabilidad. Porosidad. Dinámica del agua. Permeabilidad. Perfil hídrico. Balance hídrico. Otras propiedades físicas: densidad aparente, color y calor.

Tema 5. Propiedades fisicoquímicas. Intercambio iónico. Conceptos y teorías. Capacidad de cambio de cationes. Acidez del suelo. Origen y factores. Importancia. Potencial de oxidación - reducción.

Lección 1. EL SUELO: CONCEPTO Y FORMACION

2. Formación

El suelo procede de la roca madre, la cual se altera por la acción de los factores ambientales y en su formación se desarrollan una serie de procesos que transforman el material original hasta darle una morfología y propiedades propias. La intensidad de los cambios que se desarrollan en el paso de roca a suelo podemos intuirlos si comparamos la morfología de una roca granítica y del suelo que a partir de ella se forma.

Acerca de las microfotografías

Los cambios se producen tanto a nivel de alteración de los granos de los minerales como en lo referente a su organización (estructura).

La alteración del material original comienza por un cambio en la coloración, aparecen coloraciones amarillas y pardas, muy tenues al principio y luego se van acentuando.

Además comienzan a desarrollarse pequeñas grietas muy estrechas y de paredes ajustables, que progresivamente se van ensanchando y haciéndose menos regulares y de morfología más compleja.

Después aparece el plasma (o masa basal) rellenando parcialmente los huecos, pero al principio sin que se produzcan reorganizaciones, las movilizaciones o carecen de importancia o son inexistentes en esta etapa.

A nivel de alteración mineral la transformación comienza afectando a los minerales más inestables (piroxenos, anfiboles y plagioclasas).

2. Formación (continuación)

El material se vuelve deleznable, más o menos suelto, de aspecto pulverulento. Se produce la desagregación de la roca, los cristales se separan unos de otros, pero conservando en gran medida el volumen inicial y manteniendo en cierta medida, la organización primitiva de roca. A este estadio de alteración se le llama saprolita.

En la fase final la transformación es tan intensa que el material adquiere una morfología propia. Se forma el suelo. A nivel de organización los cambios conducen a la pérdida total de la estructura de roca. Los minerales que en las etapas anteriores se habían fragmentado pero que permanecían in situ, formando entidades individuales, ahora se han movilizado y desplazado a distancias variables. Los minerales se reorganizan, se unen entre sí y a la fracción orgánica y forman nuevos agregados estructurales. Las movilizaciones de sustancias adquieren en esta fase un papel predominante.

Como resultado de la intensa alteración el plasma se vuelve muy abundante y llega a constituir una especie de masa basal que engloba a los demás constituyentes. Por otra parte, la porosidad aumenta espectacularmente, lo que conlleva un aumento de volumen considerable.

A nivel de alteración se observa una transformación profunda de los minerales de la roca madre. Se alteran ya los más resistentes, como los feldespatos potásicos (ortosa)y permanece sólo el cuarzo que es muy inalterable (sólo se fragmenta). Se produce en esta etapa final una importante formación de nuevos minerales edáficos (que no existían en la roca madre) que se acumulan en la fracción arcilla .

En esta etapa los organismos se implantan en este medio, lo transforman e incorporan sus residuos y sus propios cuerpos al morir. Estos restos orgánicos sufren unos profundos cambios hacia otros compuestos más estables.

Los cambios que hemos mostrado en todas estas fotografías son muy espectaculares, al tratarse de la edafización (formación del suelo) de una roca ígnea, como en el caso del granito, y por tanto, con mineralogía, textura y microestructura muy diferentes de las que presentan los suelos; sin embargo, si el material original es una roca sedimentaria, estos cambios desarrollados durante los procesos edáficos serán menos espectaculares.

En resumen, en la secuencia de transformación de la roca a suelo se producen progresivos incrementos de: fragmentación, porosidad, alteración mineral, material fino, materia orgánica y de estructura edáfica.

 

3. Factores de formación

Bien, cabe ahora preguntarse qué factores serán los que condicionen los cambios en los materiales originales hasta formar el suelo. Esta claro que la roca, con su aporte masivo de minerales, será un factor importante en la formación del suelo. ¿Pero qué otros factores influirán? Bueno, pues, como se ha mostrado en el punto 2, el suelo se forma además de a partir de una roca también a partir de unos restos vegetales y animales, por tanto, los organismos también constituyen un factor importante Si se comparan los suelos de la regiones húmedas y los de las regiones áridas salta a la vista el importante papel que juega el clima en la formación del suelo. Por otra parte, si analizamos la distribución de los suelos en una zona montañosa, observaremos como los suelos se encuentran escalonados en el paisaje (figura 2). Por último, es evidente que los cambios que se producen en el material para pasar de roca a suelo necesitan para desarrollarse que transcurra un determinado tiempo y este tiempo representa el quinto y último factor en la formación del suelo.

El suelo puede ser considerado como una determinada combinación de sus factores formadores. Esta concepción del suelo fue expresada por primera vez por Jenny en 1940 según la siguiente ecuación:

S = f (cl, o, r, p, t).

Representando "S" al suelo, "f" es una función , "cl" al clima, "o" a los organismos, "r" al relieve, "p" a la roca madre y "t" al tiempo.

Esta ecuación es muy importante pues representa que para una determinada combinación de los factores formadores sólo puede existir un tipo de suelo (la misma combinación de factores originará siempre el mismo tipo de suelo independientemente del lugar geográfico en que se encuentre). Igualmente importante es que la magnitud de cualquiera de las propiedades del suelo, tales como pH, contenido en arcillas, porosidad, etc. está determinada por la combinación de estos factores formadores.

Para evaluar la influencia de cada factor formador en las propiedades del suelo, basta en teoría con mantener constantes todos los demás, (hecho que frecuentemente es difícil de encontrar en la práctica). Así para ver la importancia del tiempo, la ecuación fundamental quedaría así:

S= f(t) cl, o, r, p; siendo cl, o, r, p, = constantes.

Lo que quiere decir que la variación de cualquier propiedad del suelo depende exclusivamente del tiempo. Así, en el tiempo cero, suelo y material original se funden uno en el otro. Variando el tiempo irán apareciendo una serie de tipos de suelos, cada vez más evolucionados, cuyas propiedades serán una consecuencia directa de la edad y obtendríamos lo que se llama una CRONOSECUENCIA. Por otra parte, si aislamos el factor roca madre (y mantenemos constantes a todos los demás) tendríamos una LITOSECUENCIA. Aislando el factor relieve obtendríamos una TOPOSECUENCIA o CATENA, si es el clima el único factor variable tenemos la CLIMOSECUENCIA y finalmente la acción de los organismos vendría representada en una BIOSECUENCIA.

 

3.1 La roca como factor formador

La roca representa la fuente de los materiales sólidos. Generalmente, los minerales del suelo proceden directamente o indirectamente de la roca madre. El influjo de las rocas en los constituyentes y propiedades de los suelos es muy marcado para los suelos más jóvenes, pero esta relación se va volviendo cada vez menos patente conforme va transcurriendo el tiempo.

Son muchos los parámetros de la roca que inciden en la formación y evolución de los suelos, pero de ellos podemos destacar claramente a tres.

Composición mineralógica. Aquellas rocas que contengan abundantes minerales inestables evolucionarán fácil y rápidamente para formar suelos, mientras que aquellas otras, como las arenas maduras, que sólo contienen minerales muy estables, como el cuarzo, apenas si llegan a edafizarse aunque estén expuestas durante largo tiempo a la meteorización.

Permeabilidad. Regula la penetración y circulación del aire y del agua, lo que va a condicionar de un modo decisivo la fragmentación, alteración y translocación de los materiales.

Granulometría. De los dos apartados anteriores se desprende el importante papel que el tamaño de las partículas de los constituyentes de la roca va a representar para la edafización de estos materiales.

Los materiales de granulometría grosera, los arenosos, van a presentar una gran estabilidad frente a la alteración. Cuanto mayor sea el tamaño del grano menos representará la superficie frente al volumen total del grano y por tanto menos superficie de ataque presentará a la agresión del medio.

Por otro lado la granulometría gruesa da lugar a materiales muy porosos, con poros lo suficientemente grandes como para la rápida circulación del agua (al ser grandes los granos dejan al empaquetarse huecos de tamaño también grande).

Los materiales arcillosos ofrecen unos comportamientos opuestos, mientras que los materiales de granulometrías equilibradas dan resultados intermedios.

 3.2 El clima como factor formador

La decisiva acción del clima en la formación del suelo se desprende al considerar que el clima va a regular el aporte de agua al suelo, así como su temperatura.

Como se muestra en la figura, ambos factores (humedad y temperatura) ejercen una influencia decisiva en los tres procesos básicos de formación de los suelos (figura 3).

Por otra parte el clima también influye directamente en otros factores formadores, como es el factor biótico y el relieve.

La disponibilidad y el flujo de agua regulan la velocidad de desarrollo de la mayoría de los procesos edáficos. Es por ello que la intensidad de percolación (infiltración) se considera un factor decisivo en la formación del suelo (condicionada por factores climáticos, cantidad y distribución anual de las precipitaciones, y algunos parámetros edáficos, como la permeabilidad). La intensidad de percolación nos va a indicar si en un suelo se produce suficiente exceso de agua como para producir el lavado y la translocación de materiales o si por el contrario el agua queda retenida sin que apenas se desplace hacia los horizontes profundos. La intensidad de la alteración, la clase de procesos que se presentan, el tipo de horizontes que se formen y el espesor del suelo van a ser muy diferentes según que los suelos sean percolantes (abundante infiltración de agua) o subpercolantes (figura 4).

 3.2.1 Acción del clima sobre los constituyentes

La cantidad de arcilla presente en un suelo aumenta con las precipitaciones y con la temperatura (ambos favorecen la alteración).

Pero también existe una relación entre el tipo de minerales presentes en esta fracción y las precipitaciones.

Igualmente se encuentra una marcada relación entre los elementos climáticos con el contenido en materia orgánica y su grado de evolución. En líneas generales, al aumentar la precipitación aumenta los porcentajes de materia orgánica (aumenta el desarrollo de la cobertura vegetal y, por tanto, sus aportes), mientras que al aumentar la temperatura disminuye el contenido de materia orgánica (prevalece la destrucción frente al aporte).

3.2.2 Influencia del clima en las propiedades del suelo

Las acciones del clima también quedan reflejadas en muchas de las propiedades del suelo. La capacidad de cambio (cantidad de iones adsorbidos en las superficies de los materiales del suelo)

aumenta proporcionalmente a las precipitaciones, e incluso los iones fijados en las posiciones de cambio también muestran una dependencia.

Por otra parte al aumentar las precipitaciones se producirá una progresiva acidificación, la cual irá acompañada de la correspondiente desaturación del complejo de cambio (los hidrogeniones van sustituyendo al Ca, Mg, Na y K).

3.2.3 Climosecuencias

La dependencia climática del suelo queda espectacularmente registrada en la clásica climosecuencia de Strakhov para los suelos de Rusia (figura 5).

 3.3 El relieve como factor formador

Los procesos edáficos repercuten en el relieve y viceversa.

Desde el punto de vista edáfico los elementos del relieve más importantes son la inclinación y longitud de las laderas, la posición fisiográfica y la orientación.

 3.3.1 Acciones del relieve

El relieve ejerce tres acciones fundamentales para la evolución del suelo.

  Transporte

Por la acción de la gravedad, en el relieve se produce el transporte de todo tipo de materiales que se trasladan pendiente abajo. Dependiendo de su posición en el paisaje, el suelo se ve sometido a la acción de erosión o por el contrario puede predominar la acumulación (figura 6).

En las zonas altas, sobre todo en las áreas en que se presentan fuertes inclinaciones, el suelo está sometido a una intensa erosión, por lo que la posición se considera residual y estará conformada por suelos esqueléticos.

A media ladera los suelos están sometidos a un continuo transporte de materiales sólidos y soluciones, por lo que suelen presentar pequeños o moderados espesores y en ellos son muy abundantes los cantos angulosos, tan representativos de los suelos coluviales.

En la ruptura de las pendientes se produce la deposición de los materiales arrastrados (compuestos solubles y partículas sólidas) por lo que en las posiciones de pie de ladera se forman suelos acumulativos que continuamente se están sobreengrosando, formándose suelos muy espesos y de texturas (granulometrías) muy finas.

En definiva en un relieve colinado existen básicamente tres posiciones con comportamiento muy diferente: relieve residual (o erosional), relieve transporsicional y relieve deposicional (figura 7).

  Características hídricas

El relieve también influye en la cantidad de agua que accede y pasa a través del suelo.

En relieves convexos el agua de precipitación circula por la superficie hacia las zonas más bajas del relieve y se crea un área de aridez local, mientras que lo contrario ocurre para las formas con relieve cóncavo.

También el drenaje del suelo se verá influenciado por el relieve, ya que este influye decisivamente en la textura, que a su vez condicionará en gran parte la permeabilidad. En las áreas altas tendremos un drenaje vertical rápido, que pasará a oblicuo en las laderas y quedará muy impedido en las depresiones.

Por otra parte la posibilidad de aporte de agua a través de niveles freáticos también estará condicionada a la posición del suelo en el relieve.

  Microclima

El relieve también modifica las características del clima edáfico, al influir en la temperatura y en la humedad en función de la inclinación (influirá en la intensidad calorífica de las radiaciones recibidas), orientación (que regulará el tiempo de incidencia de las radiaciones solares) y altitud (que influirá en los elementos climáticos generales).

Como consecuencia de todo ello también afectará al desarrollo de la vegetación y de la actividad microbiana.

 3.3.2 Relaciones entre el relieve y las propiedades y constituyentes del suelo

Las importantes acciones descritas en el apartado anterior se materializan en una clara dependencia de los constituyentes y propiedades del suelo con el relieve. Estas dependencias se definen como topofunciones y algunas de ellas las representamos de una manera esquemática en la figura 8.

 3.3.3 El relieve y la evolución del suelo: catenas o toposecuencias

Lógicamente también existe una dependencia entre el grado de evolución del suelo y su posición en el paisaje. Esta relación entre los suelos y el relieve se llama catenas de suelos o toposecuencias.

La catena (figura 9) representa el escalonamiento regular de suelos dando una sucesión cuyo grado de desarrollo varía de forma continua con la pendiente y mostrando niveles de igual desarrollo para suelos situados en la misma posición topográfica (con iguales inclinaciones y cotas topográficas).

 3.4. Los organismos como factor formador

3.4.1. Acciones de los organismos

Básicamente los organismos ejercen tres acciones fundamentales:

Constituyen las fuentes de material original para la fracción orgánica del suelo. Restos vegetales y animales que al morir se incorporan al suelo y sufren profundas transformaciones.

Ejercen importantes acciones de alteración de los materiales edáficos. Los organismos transforman los constituyentes del suelo al extraer los nutrientes imprescindibles para su ciclo vital. El papel de los microorganismos en la transformación de la materia orgánica es tan importante como para que la humificación apenas se desarrolle en su ausencia.

Producen una intensa mezcla de los materiales del suelo como resultado de su actividad biológica.

 3.4.2 Efectos sobre los constituyentes y propiedades

El tipo y abundancia de la materia orgánica del suelo está directamente relacionada con los organismos del mismo.

Favorecen el desarrollo y estabilidad de la estructura (como consecuencia directa de su circulación a través del suelo y también al excretar residuos de intenso poder agregante).

Aumentan la porosidad del suelo.

Favorecen el drenaje.

Influyen en el microclima (la vegetación produce sombra y disminuye la evaporación, aunque también consumen gran parte del agua del suelo).

Protegen al suelo de la erosión. Por efecto mecánico (la cobertura vegetal, así como los restos acumulados sobre la superficie, protege a éste de los impactos de las gotas de lluvia) o por el poder de agregación que unen a las distintas partículas del suelo y así quedan fuertemente retenidas.

 3.5. El tiempo como factor formador

Como hemos visto el suelo, se origina por una serie de procesos y cada uno de ellos se desarrolla con muy diferente velocidad. Como consecuencia las propiedades del suelo, que son el resultado de la actuación de los procesos, se manifestaran también de un modo desigual.

 3.5.1 Velocidad de formación del suelo

La velocidad de formación de un suelo es extraordinariamente lenta y depende del tipo de factores formadores de cada suelo. Así los suelos se desarrollaran mas fácilmente sobre materiales originales sueltos e inestables que a partir de rocas duras y constituidas por minerales estables. También es lógico esperar una mas rápida formación en los climas húmedos y cálidos que en climas secos y fríos. Por ello la velocidad de formación del suelo es muy variable, en la bibliografía se pueden encontrar valores desde 1mm/año hasta 0,001mm/año. Es de resaltar como la velocidad de formación del suelo decrece drásticamente con la edad, ya que en un principio el material edáfico evoluciona hacia la formación de un horizonte A (de alteración de materia orgánica), que es de rápida formación, y una vez formado este horizonte el suelo se desarrolla originando horizontes B (de alteración mineral), de mucha más lenta formación.

 3.5.2 Cronosecuencias de suelos

La antigüedad de un suelo puede valorarse de manera indirecta por la edad de la superficie geomorfológica sobre la que se desarrolla. Las superficies pueden estar datadas por métodos geológicos pero también se puede evaluar que superficie es más antigua que otra dada en base a criterios de campo. Así como se indica en la figura10 la superficie que disecta es más antigua que la que es cortada.

En los estudios de suelos es interesante valorar su antigüedad relativa (mejor aún es calcular la edad absoluta pero esta datación es muy difícil de realizar). Los suelos se ordenan en una secuencia de edad creciente y se analiza como han ido cambiando con el tiempo su tipología y sus propiedades.

De todos los tipos de cronosecuencias, son sin duda las desarrolladas en terrazas fluviales las más universalmente investigadas. Desde el punto de vista edáfico la propiedad más interesante de las terrazas fluviales es que, en condiciones normales, presentan una clara correlación entre la cota de la terraza y su edad, de manera que la terraza más alta es la más antigua y al descender son cada vez más jóvenes, hasta llegar a la terraza inmediatamente próxima al cauce, que será la de formación más reciente. La diferente evolución de cada suelo, así como el grado de desarrollo de sus propiedades está regulada exclusivamente por el factor tiempo (figuras 11 y 12).

La evolución de una propiedad concreta (o de un constituyente del suelo) en función de la edad se le llama crono función. Es decir cómo va variando la propiedad considerada al ir aumentando progresivamente la edad del suelo. La forma mejor para evaluarla es representarla en un diagrama de dispersión (propiedad frente a edad) y calcular la ecuación de regresión y valorar su grado de ajuste con el correspondiente coeficiente de correlación (como la grafica mostrada en el apartado anterior 3.5.1).

 3.5.3 Suelo climax o estado estacionario

En la siguiente figura 13 idealizamos el comportamiento de cómo se van manifestando una serie de propiedades en función del tiempo.

Unas propiedades van aumentando su grado de desarrollo (lineas A, C y D de la figura) mientras que otras tienen un comportamiento inverso (B), pero todas ellas llegan a alcanzar un estadío a partir del cual no experimentan variaciones con el tiempo (las curvas se vuelven paralelas al eje horizontal, lineas A', B', C' y D'), alcanzando cada una este estado de equilibrio a una edad diferente (edad 1, 2, 3 y 4). Cuando todas las propiedades se encuentran en esta situación se dice que el suelo está en estado climax o estado estacionario (punto D´; tiempo 4). El tiempo necesario para alcanzar esta etapa de madurez varía con cada tipo de suelo, según los procesos que en su formación hayan tenido lugar .

Algunos autores cuestionan esta teoría del estado estacionario y creen que el suelo siempre está evolucionando. De cualquier forma parece claro que en sus etapas finales el suelo evoluciona tan lentamente que podemos considerar sus cambios como poco significativos.

Unas propiedades alcanzan rápidamente su equilibrio, en sólo algunos cientos de años (por ejemplo, contenido en materia orgánica y lavado de los carbonatos), mientras que otras son de desarrollo mucho más lento, requiriendo del orden de muchas decenas de miles de años (por ejemplo, la translocación de arcilla). En consecuencia los distintos horizontes que componen los suelos necesitan de tiempos muy distintos para su formación (como se muestra en la siguiente figura el horizonte A es el de más rápida formación, mientras que el horizonte óxico necesita de hasta un millón de años para manifestarse totalmente).

Para aquellos suelos que se forman en menos de alguna decenas de miles de años se habla de ciclo corto, mientras que los que requieren de muchas decenas de miles hasta cientos de miles de años se habla de ciclo largo.

4 Procesos de formación

En los apartados anteriores se describe cómo la roca se transforma en suelo por la acción del clima, de los organismos, del relieve, y del tiempo, y hemos analizado también, brevemente, los cambios producidos en la secuencia roca-suelo. Analizaremos ahora los procesos que se desarrollan durante esta transformación y muy especialmente nos dedicaremos a poner de manifiesto las pruebas que la actuación de estos procesos dejan en el perfil del suelo.

 4.1 Esquema general

En la formación del suelo intervienen un conjunto de procesos muy heterogéneos y en ocasiones no totalmente esclarecidos. Esta complejidad se desprende si nos fijamos en la posición del suelo en la Naturaleza. Efectivamente, como esquematizamos en la siguiente figura 1, el suelo está sometido a las leyes de la litosfera, hidrosfera, biosfera y atmósfera.

En síntesis, la formación de un suelo la reproducimos en la figura 2. La formación del suelo tiene lugar como consecuencia de la actuación de los cinco factores formadores, ya descritos, y en ella desde el punto de vista didáctico se pueden distinguir dos etapas: la etapa inicial que representa la diferenciación de los constituyentes del suelo y una etapa final en la que los constituyentes se reorganizan y evolucionan para formar el suelo. La etapa inicial comienza, lógicamente, con la fragmentación de las rocas originales y también de los restos de los organismos que poco a poco han ido colonizando el material. La desagregación del material facilitará la circulación del aire y del agua, y también favorecerá la actividad biótica, todo lo cual conducirá a la subsiguiente alteración química del material.

Los minerales de las rocas originales, dependiendo de la estabilidad, se alteran en mayor o menor medida, apareciendo en el suelo más o menos transformados. Los iones liberados en la alteración mineral pasarán a la solución del suelo formando geles o se recombinarán para dar lugar a nuevos minerales.

Por otra parte, los vegetales y animales sufren al morir unas intensas transformaciones químicas, desarrollándose un nuevo material orgánico que evoluciona para alcanzar un equilibrio en las condiciones edáficas, llamado humus. Durante estos procesos de transformación del material orgánico se desprenderán compuestos sencillos que irán a engrosar la solución del suelo y también se pueden desprender como consecuencia de estas reacciones determinados gases, además de agua, pero el agua y los gases del suelo proceden fundamentalmente de la atmósfera.

Etapa final. Todos los constituyentes formados o liberados en la etapa inicial (minerales, humus, geles, gases, agua y soluciones) sufren una serie de procesos de mezcla y diferenciaciones que si evolucionan in situ conducen a la formación del suelo, mientras que si son arrastrados a otros lugares, dan lugar a los sedimentos (los cuales pueden edafizarse posteriormente para dar suelos).

4.2 Procesos básicos

Desde un punto de vista global en el esquema anterior de la formación del suelo se pueden definir tres acciones generales (figura 1):

Aporte, alteración y pérdidas del material geológico.

Aporte, alteración y pérdidas del material biológico.

Reorganización de ambos materiales por mezcla, agregación, translocación y diferenciación.

Es decir, que los complejos procesos de transformación de un suelo se reducen a: adiciones, transformaciones, transferencias y pérdidas de materiales. Los cuales básicamente se reducen a sólo tres procesos: meteorización física, alteración química y translocación de sustancias. Estos procesos afectan tanto a la fase mineral como a la fase orgánica del suelo y constituyen lo que tradicionalmente se denomina como los procesos básicos o generales en la formación del suelo ya que actuan siempre en la formación de todos los suelos.

 

4.2.1 Fragmentación

La actuación del proceso de fragmentación o desagregación física del material original se puede poner de manifiesto directamente en el perfil del suelo, simplemente observando como en la base de los perfiles se presentan las rocas fragmentadas en numerosos bloques de diverso tamaño.

También se demuestra claramente la actuación de este proceso observando el suelo en el microscopio, los fragmentos de rocas se encuentran en el suelo, como ya hemos visto, intensamente fracturados.

Esta fragmentación se origina por numerosas causas:

Insolación. Las radiaciones solares calientan de un modo desigual a las rocas, y el material soporta intensas presiones debidas a la dilatación diferencial. Cada capa soporta una temperatura diferente (la superficie se calienta más que las capas interiores y además se enfría más rápidamente con los cambios nocturnos),

Además cada mineral se calienta de distinta manera (dependiendo de su coeficiente de absorción; por ejemplo los minerales oscuros se calentaran en mayor medida que los de colores claros) y se dilata de manera diferente (en función de la temperatura alcanzada y de su coeficiente de dilatación). Todo ello crea fuertes presiones diferenciales.

Congelación. El agua penetra en los poros y al congelarse aumenta de volumen y fragmenta a las rocas encajantes.

Efecto de descarga. Las rocas se han formado normalmente bajo intensa presión, el material se encuentra comprimido y cuando afloran a la superficie, al perderse la presión, el material expande y se fractura.

Dilatación/contracción. Los cambios de humedad producen cambios de volumen que fracturan las rocas.

Cristalización. A partir de la solución del suelo se forman cristales en los poros de las rocas y al aumentar de volumen presionan las paredes llegando a romper las rocas.

Acción biótica. Las raíces de las plantas invaden las grietas de las rocas y al crecer llegan a fracturar al material encajante.

4.2 Procesos básicos (continuación)

 4.2.2 Alteración química

En contacto con el aire, y sobre todo con el agua, los minerales de las rocas se alteran. Por otra parte, los organismos atacan a los minerales para extraer elementos nutrientes (K, Ca, Mg...) y transforman a los minerales.

La alteración química del material original, se encuentra ampliamente desarrollada en los suelos y se puede poner de manifiesto simplemente comparando la mineralogía inicial de la roca frente a la mineralogía del suelo que se forma a partir de ella.

 cuarzo  ortosa  albita  biotita  moscovita  piroxeno  ilita  caolinita

 Suelo

 Hor. A

62%  14%  3%  1%  5%  0%  10%  5%

 Hor. B

 55%  18%  6%  5%  6%  1%  6%  3%

 Hor.C  52%  20%  8%  10%  7%  3%  0%  0%

Roca Hor. R

 48%  22%  8%  12%  7%  3%  0%  0%

También se puede evaluar el grado y el tipo de alteración sin más que hacer un estudio de cualquier muestra de suelo en el microscopio petrográfico.

Los principales procesos de alteración química son:

Solución. Afecta sólo a aquellos compuestos que son directamente solubles en agua.

NaCl   +  H2O  <==>   Cl-   +   Na+   +  H2O

halita                                      

Hidratación. Las moléculas de agua son atraídas por los desequilibrios eléctricos quedando fijadas en los constituyentes edáficos.

CaSO4   +   2H2O   <==>   CaSO4.2H2O

anhidrita                            yeso

Hidrólisis. Reacción química de los H+ y OH- del agua que se intercambian con los cationes y aniones de los minerales llegando en los casos extremos a destruir por completo a los minerales.

CaAl2Si2O8   +   8H+   <==>   Ca++   +   2Al3+  +   2H4SiO4

feldespato (anortita)                                     ac. metasilíco

Oxidación/reducción. Alteración química de los materiales del suelo por pérdida o ganancia de electrones de sus iones constituyentes. Normalmente los minerales se oxidan en el suelo (se han formado en los materiales geológicos originales en un medio pobre de oxígeno por lo que presentan sus iones en forma reducida y al contacto con el oxígeno del aire del suelo se oxidan). No obstante en los suelos permanentemente saturados en agua la tendencia, por el contrario, es de reducción.

Fe(OH)3   +   3H+   e-   <==>   Fe++   +   3H2O

Lo que acabamos de exponer se refiere fundamentalmente a la fracción mineral, pero el material orgánico también sufre una intensa transformación.

En el caso concreto de la materia orgánica la alteración puede conducir al desarrollo de dos procesos distintos: humificación y mineralización. Ambas inicialmente tienen una misma vía de actuación, la transformación de los restos vegetales y animales al morir, pero desembocan en dos resultados completamente distintos. La humificación engloba a una serie de procesos de alteración entre productos orgánicos, es decir que siempre se conserva la estructura orgánica. Por tanto la humificación conserva el material orgánico en el suelo, forma el humus. Por el contrario la mineralización conduce a la destrucción total de los restos orgánicos descomponiéndolos en sus productos inorgánicos sencillos (H2O, CO2, NH3...) eliminándose (realmente mineralizándose) gran parte de la materia orgánica del suelo.

 4.2.3 Translocación

Además de estos dos procesos de desagregación física y alteración química hay un tercer proceso que ejerce una importantísima acción en la formación del suelo y es la translocación de sustancias, que por un lado mezcla y agrega los materiales edáficos y por otro lado, los separa y los concentra. Todas estas acciones se realizan bien por los organismos del suelo, muy especialmente por los que excavan galerías, como las lombrices y las hormigas o por simple efecto mecánico, muy frecuentemente por la acción del agua que transporta los materiales, a veces en suspensión a veces en disolución. Este arrastre por la acción del agua ejerce efectos muy importantes en el suelo y puede eliminar a las sustancias transportadas fuera del perfil o acumularlas a una determinada profundidad.

La translocación de sustancias también se puede demostrar fácilmente viendo por ejemplo sustancias que tapizan las paredes de los poros e incluso rellenando completamente las grietas del suelo o simplemente observando el material que rellena las galerías de la fauna o también por los montoncitos acumulados en las entradas de los hormigueros y toperas.

Es decir que el proceso de translocación de materiales en el suelo es muy complejo afectando a muy distintas sustancias (minerales, materia orgánica y complejos organo minerales, ya sean como soluciones o suspensiones) y por muy diferentes causas (gravedad, capilaridad, evaporación, actividad biótica, o como consecuencia del hinchamiento y contracción de la masa del suelo).

4.3 Procesos específicos

En el apartado anterior acabamos de ver como la formación del suelo es la consecuencia del desarrollo de tres procesos básicos. Ahora bien, dependiendo de como se combinen en su actuación, es decir, dependiendo de la intensidad con que se desarrolle cada uno de ellos y del

tipo de materiales a los que afecte preferentemente se definen determinados procesos de formación. Al actuar estos procesos específicos conducen siempre o a la formación de un tipo concreto de suelo (por ejemplo los podzoles son la consecuencia directa del proceso específico de podzolización) o bien confieren a distintos tipos de suelos una característica común a todos ellos (por ejemplo el proceso específico de iluviación de arcilla confiere a tipos muy diferentes de suelos un horizonte Bt, u horizonte árgico).

A continuación revisaremos muy brevemente estos procesos efafogenéticos específicos y mostraremos las pruebas concretas que tenemos para demostrar que estos procesos se han desarrollado realmente en tipos concretos de suelos.

 4.3.1 Procesos específicos de alteración

Empezaremos por los procesos en los que predomina la alteración y dejaremos para después a aquellos en los que predomina la translocación de sustancias (la fragmentación actúa siempre y, por si misma, no define ningún proceso específico concreto).

  Melanización

Es el proceso responsable de la coloración oscura, más o menos negra, que adquieren los horizontes A de los suelos. Es el resultado de la impregnación de los restos orgánico en la masa del suelo.

Empardecimiento

Representa la coloración parda que aparece en el suelo como consecuencia de la alteración de los minerales primitivos que liberan importantes cantidades de hierro. Se forman hidróxidos férricos más o menos hidratados y parcialmente cristalinos. Estos geles se unen a las arcillas (directamente o a través del humus) formando unos compuestos (a veces complejos organominerales) de color pardo. Es el proceso característico de las regiones templadas húmedas, y se pone claramente de manifiesto en el paisaje de estas regiones.

Rubefacción

La rubefacción es otro proceso que también queda patente en la coloración del perfil.

Es un proceso ampliamente representado en las regiones de climas cálidos y templados, con un período de larga e intensa sequía. En estas condiciones los compuestos de hierro producidos como consecuencia de la alteración mineral, sufren una deshidratación total, cristalizando en forma de óxidos, tipo hematites. Como sabemos, la hematites presenta un color rojo vivo, que impregna el perfil, apareciendo la coloración típica de este proceso. Es pues, totalmente imprescindible para que se desarrolle este proceso, la existencia de una estación lo suficientemente seca como para producir la deshidratación de los compuestos de hierro.

  Fersialitización

Es el proceso de formación de silicatos de la arcilla (compuestos de hierro, sílice y aluminio, de ahí el nombre de este proceso). Si recordamos el cambio de una roca a suelo, observaremos como ese cambio conlleva una disminución del tamaño de las partículas constituyentes. Esto se puede poner claramente de manifiesto en el análisis mecánico de un suelo suficientemente evolucionado. Muy frecuentemente el suelo contiene una mayor cantidad de arcilla que la roca. Si analizamos la mineralogía de esta arcilla y observamos la presencia progresiva de minerales que no existen en la roca madre y que van siendo más abundantes conforme los horizontes van siendo más evolucionados, podremos demostrar el desarrollo de este proceso de fersialitización tan frecuente en muchos suelos.

Ferralitización

En cuanto a la ferralitización es un proceso de alteración máxima. Se desarrolla únicamente en climas tropicales, con fuertes precipitaciones, con un drenaje intenso, con una casi constante

percolación de agua. En estas condiciones se produce una intensa alteración de los minerales ya que se encuentran sometidos a la constante acción hidrolítica de un agua de lluvia constantemente renovada y por tanto, permanentemente agresiva, sin que llegue a saturarse en ningún momento con los iones liberados de los minerales (lo que disminuirían su poder hidrolítico, caso que ocurriría si el medio no fuese tan permeable).

Se caracteriza pues este proceso por una alteración extrema de los minerales, con un profundo lavado de alcalinos y alcalinotérreos, llegandose a producir hasta importantes perdidas del silicio, aunque la eliminación de sílice del perfil no llega a ser nunca completa (ya que el silicio es poco soluble y bajo la forma de mineral de cuarzo es muy estable). En definitiva, se produce un enriquecimiento de solo los compuestos muy estables, fundamentalmente óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio (hematites, goethita y gibsita), de cuarzo y también de los filosilicatos de la arcilla más estables, como son aquellos con una razón Si/Al baja, como es el caso de la caolinita.

4.3 Procesos específicos (continuación)

  Gleyzación y Pseudogleyzación

La formación de ambos procesos está condicionada a la existencia de capas de agua que de manera más o menos permanente saturan el suelo provocando una extensa hidromorfía.

El agua al desplazarse lentamente por el suelo, se irá empobreciendo en oxígeno a la vez que se irá acidificando por efecto de la materia orgánica, con lo que también el ambiente se irá volviendo reductor, lo que repercutirá en el suelo, fundamentalmente en relación a los compuestos de hierro y de manganeso, ya que sus comportamientos edafoquímicos van a ser muy diferente dependiendo del potencial redox existente.

El Fe el elemento químico que mejor refleja las condiciones de hidromorfía de los suelos. En condiciones reductoras, se moviliza el Fe++, que es bastante móvil, sufriendo una redistribución

por el perfil (pues las malas condiciones de drenaje impiden su total eliminación), acumulándose compuestos ferrosos, dándole al suelo su color gris-verdoso-azulado característico.

Si las condiciones de saturación se mantienen constantes a lo largo del año, las condiciones reductoras predominan, el Fe se encuentra formando compuestos ferrosos, el perfil es de color gris verde azulado y se desarrolla la gleyzación.

Vistos estos suelos al microscopio la masa basal aparece muy decolorada.

Cuando el suelo atraviesa fases de desecación estacionales más o menos largas (por alternancia climática con fluctuación de la capa freática, por ejemplo), se origina una alternancia de condiciones oxidantes y reductoras, apareciendo abundantes manchas rojizas debidas a los compuestos férricos, junto a otras zonas verdosas y grises, apareciendo un horizonte abigarrado, y en este caso se habla de un proceso de pseudogleyzación (o sea, de gleyzación parcial).

En muchas ocasiones, cuando el suelo no es tan impermeable, durante las fases reductoras, el Fe++ se moviliza y llega a ser eliminado del perfil quedando amplias zonas decoloradas, de colores grises más o menos claros, entre otras manchas rojizas. Estas coloraciones grises son debidas a la migración local del Fe++ y en las áreas rojizas el hierro se oxida y se acumula como Fe+++, representando a zonas localmente más oxidantes.

El manganeso también se ve afectado por los cambios de humedad. Se reduce (pasando a la solución del suelo) mucho mas fácilmente que el hierro y para oxidarse (inmovilizandose) requiere unas condiciones oxidantes más fuertes que las que necesita el Fe. Es por tanto mucho más móvil. Tiende a eliminarse del suelo y cuando se acumula lo hace formando nódulos y películas (llamadas cutanes o revestimientos) de color negro.

En definitiva, como acabamos de ver, parece existir una clara relación entre las condiciones hídricas de un perfil y sus rasgos morfológicos. Este hecho es muy importante ya que para reconocer la presencia de un exceso de agua en un suelo tendríamos que desarrollar complicadas y laboriosas medidas en el campo acerca de la profundidad y oscilaciones del nivel freático, del agua retenida, de su contenido en oxígeno disuelto, del potencial redox y de la temperatura edáfica, a lo largo del año y durante muchos años. Pero afortunadamente gran parte de todas estas condiciones las podemos deducir de un modo directo e instantáneo por la simple observación de los rasgos morfológicos y micromorfológicos del suelo. Por ello, el moteado de los horizontes se ha utilizado universalmente como signo de hidromorfía, si bien hemos de aclarar que a veces no se cumple totalmente la relación causa a efecto (es decir, exceso de agua a rasgos hidromorfos) por la existencia de determinadas condiciones, unas que impiden la reducción, como es el exceso de oxígeno disuelto en el agua o la ausencia de materia orgánica, y otras que dificultan la necesaria actividad microbiana, como sería una temperatura muy baja, o un pH excesivamente ácido.

4.3.2 Procesos específicos de translocación

Finalmente,vamos a considerar aquellos procesos en los que la translocación de sustancias tiene un efecto primordial en la formación del suelo. En general, la translocación se realiza por al acción del agua que se desplaza a través del suelo. Normalmente, el movimiento es vertical descendente, pero en relieves montañosos el desplazamiento lateral u oblicuo adquiere una extraordinaria importancia. Por otra parte, en los ambientes más o menos áridos los movimientos verticales ascendentes toman particular interés.

En general, es válido suponer que el agua de precipitación se desplaza desde al superficie, a través de los poros del suelo, a horizontes cada vez más profundos debido a la acción de la gravedad.

En este desplazamiento el agua arrastra diversos materiales, preferentemente los más móviles, con lo cual se producen importantes pérdidas de materiales en los horizontes superiores, que pueden ser o no acumulados en los horizontes inferiores.

Por tanto, en los procesos de translocación se distinguen dos fases distintos: una inicial de movilización, transporte y pérdida de materiales que se llama eluviación (que se presenta en los horizontes superiores, sobre todo en los horizontes E, pero también en los A) y un segundo proceso que representa la inmovilización y acumulación, o sea de ganancia o enriquecimiento de sustancias que se llama iluviación (se forman los horizontes subsuperficiales, horizontes B), siendo siempre el agua el medio de transporte.

Los conceptos de eluviación-iluviación son sinónimos de emigración-inmigración. Como es lógico, el proceso de iluviación requiere necesariamente del paso previo de la eluviación, ahora bien, la eluviación se puede producir seguida o no del proceso iluvial, así habrá suelos en los que se produzca solo la pérdida de los materiales lixiviados sin que lleguen a acumularse en ningún horizonte del suelo.

Las sustancias que se pueden translocar por la acción del agua son muy diversas y lo pueden hacer bajo muy diferentes formas, por lo que existe cierta confusión en su terminología. Las sustancias que se pueden eluviar lo hacen básicamente bajo tres formas distintas: como iones disueltos (lixiviación), en forma seudosoluble formando complejos organometálicos (queluviación), y en suspensión (iluviación de arcilla).

El hecho de que una sustancia migre bajo la forma de solución, suspensión o formando complejos va a depender fundamentalmente de su estabilidad, solubilidad y facilidad para la complejación. Veamos a continuación los procesos especificos más comunes.

En cuanto a los procesos edafogenéticos especificos en los que predomine una determinada translocación pueden ser los siguientes:

 4.3.2 Procesos específicos de translocación (continuación)

 

Lavado

Se trata de un arrastre y eliminación de los iones disueltos en la solución del suelo. Constituye un proceso que se desarrolla con mayor o menor intensidad en todos los suelos, especialmente importante en los suelos de climas húmedos.

 

Desbasificación

Representa una consecuencia de la intensificación del proceso anterior, produciéndose el arrastre y eliminación de los iones adsorbidos en el complejo de cambio del suelo. Es decir que el complejo adsorbente se desatura (en las posiciones de cambio las bases de cambio, como el Ca, Mg, Na y K son sustituidos por hidrogeniones de cambio. Proceso igualmente especialmente representativo de los suelos de climas húmedos

 

Salinización

Es el resultado de la acumulación de sales solubles en el suelo (más solubles que el yeso; por ejemplo el NaCl o sal común). Se desarrolla típicamente en las regiones áridas y semiáridas, con regímenes de humedad del suelo deficitarios de agua, ya que dada la movilidad de estas sales en regímenes más húmedos tienden a lavarse y ser eliminadas del perfil.

En estas regiones, con intensas evaporaciones, se produce un movimiento ascensional de las soluciones del suelo que ascienden capilarmente por la acción de esta evaporación o por la succión de las raíces, alcanzando, frecuentemente, estas soluciones la superficie del suelo y al evaporarse el agua se depositan las sales recubriendo la superficie con unas eflorescencias blanquecinas muy características.

La alta concentración en sales de la solución del suelo es un factor fuertemente limitante para el desarrollo normal de la vegetación, siendo esta escasa y especializada (plantas halofíticas).

 

Gypsificación

Es el proceso responsable de la acumulación de yeso (CaSO4.2H2O). Forma acumulaciones blancas, parecidas a las de los carbonatos pero fácilmente distinguible en el microscopio. Los

cristales de yeso presentan formas rombales, con colores de interferencia grises (en la microfotorafía adjunta los cristales de yeso se encuentran incluídos en una matriz de carbonatos microcristalinos y de color amarillo/marrón).

El yeso es más soluble que los carbonatos por lo que es muy móvil en el suelo.

Es típico de las regiones más o menos áridas.

 

Decarbonatación / carbonatación

En los suelos carbonatados se produce una lixiviación particular que se llama decarbonatación.

El proceso de decarbonatación representa la movilización de los carbonatos, que se disuelven bajo la forma de bicarbonatos solubles y migran con las aguas de percolación. La carbonatación se produce cuando los bicarbonatos pasan nuevamente a carbonatos insolubles y se acumulan. La disolución de los carbonatos se realiza por la acción de CO2 disuelto en el agua, según la siguiente ecuación:

 

------------------DECARBONATACION--------------->

Ca CO3  +  CO2  +  H2O  <----->  Ca++  +  2HCO3-

<------------------CARBONATACION------------------

 

De esta ecuación se deduce que la solubilidad de los Ca CO3 depende de la cantidad de agua que infiltre y de la cantidad de CO2 que esta lleve disuelto. Al aumentar cualquiera de ellos aumenta la cantidad de carbonatos disueltos.

Por otra parte, la carbonatación secundaria ocurre cuando se produce la precipitación de los CO3 al variar cualquier condición que rompa el equilibrio y hace que la ecuación anteriormente citada se desplace hacia la izquierda. Esta situación se puede provocar por una disolución del contenido de CO2 disuelto, aumento de pH, aumento de la temperatura, disminución de la humedad por evapotranspiración, o por causas físicas que impidan la circulación del agua a través del suelo. La

acumulación de los CO3 secundarios se produce a una determinada profundidad, de manera que el suelo se encuentra sin carbonatos en los horizontes superiores y con carbonatos en los horizontes inferiores (típicamente en el C).

El proceso de carbonatación es típico de las regiones áridas, semiáridas y subhúmedas, con una suficiente escasez de agua como para que los CO3 puedan acumularse en el suelo. Como resultado de este proceso, se forman horizontes cálcicos.

Las pruebas de que este doble proceso de disolución y reprecipitación de los carbonatos, las tenemos tanto en la morfología de los perfiles como en la propia morfología de los carbonatos. En efecto, en los suelos de las regiones mediterráneas desarrollados sobre materiales calcáreos es sintomático el encontrar los horizontes superiores descarbonatados y a una determinada profundidad se encuentran niveles altamente calcáreos. Además, la profundidad a que se encuentran estos horizontes cálcicos, está relacionada con la intensidad de las precipitaciones atmosféricas de las zonas en donde se encuentran.

Por otra parte, la propia morfología de las acumulaciones de carbonatos es una clara manifestación de su movilidad. Por ejemplo su distribución localizada en grietas y poros del suelo, también en nódulos blandos pulverulentos y de borde difuso, es decir, que se integran paulatinamente en el suelo, y la existencia de revestimientos en los agregados, así como otras veces localizadas en la parte inferior de las gravas.

Es interesante constatar que el desarrollo de un horizonte fuertemente calcáreo produce la destrucción o el arrastre y la expulsión a otros lugares de la gran mayoría de las partículas que originariamente conformaban el horizonte antes de que llegaran los carbonatos.

Un aspecto también muy interesante, sobre el que se ha debatido ampliamente y aún no resuelto en muchas ocasiones, es la procedencia de los carbonatos presentes en un horizonte cálcico.

Los carbonatos en muchos casos proceden del material original; bien porque ya estaban presentes en él, que es el caso más frecuente, o bien porque no estando físicamente presentes en la roca se han neoformado en el suelo a partir de la alteración de los minerales primitivos, como puede ser el caso para las plagioclasas, los piroxenos y los anfiboles.

También puede ocurrir que los carbonatos no guarden ninguna relación genética con el material original, en estos casos habrán tenido que llegar por la vía de algún aporte externo. Esto puede haberse realizado utilizando como vía de transporte el agua, ya sea por contaminación de un manto freático regional o debido a las escorrentías locales tan importantes en las zonas montañosas. Finalmente, en algunas ocasiones, sobre todo en las regiones áridas, los carbonatos de un determinado suelo pueden proceder de un origen eólico.

En cualquier caso, independientemente de su procedencia, en la fase final de acumulación de los CO3 interviene de una manera decisiva las condiciones hídricas del perfil.

4.3.2 Procesos específicos de translocación (continuación)

 

Iluviación de arcilla

El proceso de ILUVIACIÓN DE ARCILLA o ILIMERIZACION representa la migración mecánica de la arcilla de los horizontes superficiales a los horizontes profundos del perfil.

Este proceso se puso de manifiesto al analizar la distribución de los contenidos en arcilla de los suelos en función de la profundidad. Se comprobó que en numerosos suelos se producía un fuerte incremento de los porcentajes de arcilla en los horizontes subsuperficiales. Hoy día esta distribución se justifica prioritariamente por la acción de las aguas de infiltración que arrastran parte de la arcilla de los horizontes superiores y la depositan en las zonas más profundas.

El proceso de eluviación-iluviación de arcilla, aunque muy complejo y no totalmente conocido, se puede explicar básicamente de una manera muy simple. El agua de las precipitaciones atmosféricas moviliza a la arcilla de los horizontes superiores, la cual al dispersarse pasa a la solución del suelo en forma de suspensión. Por la acción de la gravedad, las suspensiones se infiltran por el suelo a través de los macroporos. Al alcanzar estas suspensiones horizontes profundos en los que el suelo se encuentra seco (imagen A de la siguiente figura), el agua de las suspensiones que migran por los macroporos es succionada por los microporos de las zonas circundantes (imagen B; el agua pasa a estos microporos por presentar fuerzas de succión mucho mayores que las existentes en los macroporos). Las paredes de los macroporos actuan como filtros, ya que las partículas de arcilla no pueden pasar a través de los microporos y son retenidos y se concentran formando delgadas películas acuosas que rodean las paredes de los macroporos (imagen C). Finalmente al ser succionada la totalidad del agua del macroporo, las partículas quedan materialmente aplastadas sobre sus paredes y forman unas finas películas de arcilla con sus partículas dispuestas paralelamente entre si y a su vez paralelas a las paredes del poro, quedando fuertemente retenidas (imagen D).

Luego, en la siguiente fase húmeda, el proceso se repite y se forman de esta manera periódica unas películas de arcilla orientadas, cada vez más espesas y que muestran fuerte brillo. Estas películas se denominan clay-skins, o revestimientos o cutanes de arcilla, o arcilanes.

De igual manera, al entrar el agua de las suspensiones en el interior de los agregados edáficos va depositando sobre la superficie de estos a las partículas de arcilla, formando también arcilanes de iluviación que recubren los agregados.

El clima tiene una influencia decisiva en el proceso de iluviación. Así de la propia génesis de este proceso se deduce que para que tenga lugar es absolutamente imprescindible que el suelo pase por unas fases húmedas los suficientemente intensas como para que haya un exceso de agua de gravedad que se infiltre a través del suelo, ya que de no ser así no se produciría el arrastre de la arcilla. Además usualmente es necesario que el suelo pase por períodos de sequedad lo suficientemente largos e intensos como para que se produzca la total desecación de los macroporos de los horizontes inferiores del suelo. Un clima mediterráneo, sobre todo si es húmedo o subhúmedo, se considera como el más favorable para el desarrollo de la iluviación de arcilla.

En cuanto a las características favorables de los otros factores formadores, destacamos:

Roca madre. Permeable y con arcillas (o con minerales inestables que por alteración originen arcillas en suficientes cantidades). Relieve. Llano o suavemente inclinado. Tiempo. Como es un proceso intermitente y recurrente en el tiempo, necesita tiempos largos para manifetarse con suficiente intensidad. Típicamente en superficies muy estables.

El arrastre de las partículas de arcilla de los horizontes superficiales y su acumulación a una determinada profundidad, origina cambios visibles de coloración, textura, estructura y consistencia.

Desde un punto de vista macromorfológico, la translocación de las partículas de arcilla de un punto a otro, produce importantes efectos en el suelo, que podemos considerar a nivel macroscópico y microscópico. Su manifestación macromorfológica más significativa es la de producir un fuerte cambio textural en el perfil, apareciendo un horizonte superior empobrecido en partículas finas, de textura gruesa (es el horizonte eluvial u horizonte E) y un horizonte subsuperficial donde se acumula la arcilla iluvial, por tanto de textura fina (horizonte iluvial, Bt o árgico).

La deposición de la arcilla iluvial concentrada en determinadas zonas, da lugar a los revestimientos de arcilla (clay-skins o cutanes), que recubren las paredes de los macroporos o la superficie de los agregados.

 

Así, un perfil en el que la iluviación de arcilla ha sido muy intensa muestra una secuencia típica de horizontes A, E y Bt. El horizonte eluvial E se presenta decolorado, a veces de color blanco neto, de textura arenosa y estructuras poco desarrolladas. Por el contrario, el horizonte iluvial, presenta coloración parda o roja de altos cromas, su textura es arcillosa y presenta un fuerte desarrollo de la estructura, con amplias y numerosas grietas, de tipo en bloques angulares gruesos o prismática. Pero desgraciadamente, muy frecuentemente el perfil de un suelo ilimerizado no es tan demostrativo y es muy normal que el suelo carezca de horizonte E, bien porque no haya sido la iluviación de arcilla lo suficientemente intensa como para diferenciar al horizonte E del horizonte A, o porque al ser un horizonte superficial y de estructura poco desarrollada tiene gran tendencia a erosionarse, o muy frecuentemente debido simplemente a su mezcla con los horizontes adyacentes por el arado.

El estudio del suelo en el microscopio (micromorfología) constituye, a nuestra manera de ver, la técnica más eficaz para el reconocimiento de la arcilla iluvial, pues en lámina delgada es donde los revestimientos de arcilla muestran el conjunto de sus características, y tras un detenido estudio de su naturaleza, morfología, localización y contextura, es generalmente posible diferenciarlos de los cutanes de arcilla de presión . Debido a su hábito laminar, las partículas de arcilla tienden a orientarse paralelamente. El resultado es que al atravesarlas la luz polarizada, los fenómenos ópticos de cada partícula individual se suman a los de las partículas vecinas, comportándose el dominio arcillosos orientado como si se tratara de un único cristal, mostrando propiedades ópticas distintivas: color de interferencia, fenómenos de extinción (el modelo de extinción es una medida del grado de orientación), continuidad óptica, etc., que permiten hacer interpretaciones acerca del ambiente en el cual la partículas se han distribuido, así como la forma de acumularse.

Las características por las cuales se reconoce el origen iluvial de la arcilla en lámina delgada son: continuidad óptica, fuerte orientación preferida, intenso color de interferencia, existencia de laminaciones, contraste textural con la matriz adyacente, límite abrupto, color natural propio (amarillo o rojizo, dependiendo del Fe que las acompaña) y localización siempre recubriendo las paredes de los macroporos o las superficies de los agregados.

Las dificultades en el reconocimiento de los arcilanes iluviales mediante el microscopio petrográfico son debidas a dos situaciones distintas. Por un lado tenemos la propia estabilidad de las películas, que regulará su permanencia (los arcilanes al cabo del tiempo se destruyen desapareciendo totalmente) y por otra parte pueden existir problemas de confusión con otros arcilanes y dominios arcillosos de muy distintos orígenes (en general con orientaciones menos marcadas, de borde difusos, etc).

En resumen, en el perfil puede detectarse la iluviación por la presencia de un sequm E-Bt o por la existencia de clay-skins. A los clay-skins se les reconoce un importante papel diagnóstico. No obstante en algunas ocasiones, sobre todo en los suelos arcillosos, pueden confundirse con los cutanes formados por orientaciones de las partículas de arcilla por efecto de la presión, por lo que resulta muy recomendable su estudio en el microscopio.

El correcto reconocimiento del proceso iluvial es un hecho muy importante y su erróneo diagnóstico es la causa más frecuente de interpretaciones equivocadas en los estudios de suelos.

 4.3.2 Procesos específicos de translocación (continuación)

 

Podzolización

La podzolización engloba la queluviación de Al y Fe, junto con materia orgánica, de las zonas superficiales y su acumulación en las zonas profundas del perfil.

Las mejores condiciones para que se desarrolle la podzolización son un medio fuertemente ácido, un clima húmedo y frío y una roca permeable.

Bajo estas condiciones, la intensa percolación de agua producirá un desarrollo extremo del lavado y de la desbasificación. El complejo adsorbente se desatura, los carbonatos si están presentes en el material original son lavados fuera del perfil y el medio se vuelve cada vez más ácido. La fuerte acidez provoca una serie de consecuencias muy importantes que condicionan la evolución del suelo. En primer lugar, bajo estas condiciones, la materia orgánica evoluciona lentamente debido a la débil actividad microbiana de estos medios y libera abundantes compuestos orgánicos de carácter ácido.

En lo referente a la fracción mineral, la intensa acidez produce la inestabilidad mineral. Los minerales muy resistentes se acumulan, como el cuarzo, pero en general, los minerales sufren una extrema alteración liberando abundantes elementos que son lixiviados por las aguas de drenaje, mientras que el medio se va enriqueciendo en elementos insolubles, como el Fe y el Al, que van

siendo queluviados por los compuestos orgánicos hacia horizontes más profundos. En definitiva en superficie se forma un horizonte eluvial con intensas pérdidas de sustancias.

En cuanto a la inmovilización de los complejos organometálicos existen una serie de teorías que tratan de justificarla, pero la más aceptada es que la inmovilización ocurre por una adquisición progresiva de cationes metálicos por parte del complejo organomineral al ir descendiendo por el suelo. Cuando la razón ión metálico a ácido orgánico es baja el complejo es soluble y puede migrar, pero cuando se rebasa cierto valor crítico se produce su inmovilización, acumulándose y originando el horizonte Bh y Bs de los podzoles, quedando en definitiva un perfil muy diferenciado con una consecuencia de horizontes muy completa y muy destacados: O/A/E/Bh/Bs.

En algunas ocasiones, el proceso de podzolización da un perfil menos evolucionado, con formación de un horizonte Bh sin Bs y en otras ocasiones, ocurre al revés, que se forma el Bs pero no el Bh.

Las pruebas de que se ha desarrollado el proceso de podzolización en un suelo las tenemos reflejadas en la espectacular morfología del perfil, aunque a veces los horizontes no son tan patentes y entonces se hace absolutamente necesario analizar la distribución de la materia orgánica, del Fe y del Al en función de la profundidad y recurrir a la micromorfología, para buscar las recubiertas cutánicas de materia orgánica de los granos de arena del horizonte Bh.

 

Arcilloturbación

Un proceso también de translocación de materiales pero referido ahora a todos los materiales del suelo en conjunto es el proceso denominado unas veces como arcilloturbación y otras como edafoturbación pero que podríamos también llamar vertisolación, dado el tipo de suelos que origina. Este proceso provoca ahora la mezcla de los materiales del suelo (al contrario que los anteriores que producían la diferenciación del perfil) y conduce a la formación de suelos muy homogéneos, sin cambios importantes de las propiedades y de los constituyentes con la profundidad.

Se debe a la capacidad de hinchamiento y contracción que tienen determinadas arcillas de los suelos. En los períodos húmedos, se hidratan y aumentan de volumen, mientras que durante los períodos secos se deshidratan y disminuyen de volumen y desarrollan un amplio sistema de anchas grietas.

Estos cambios de volumen producen unas fuertes presiones dentro de los horizontes del suelo que obligan a los materiales a desplazarse.

Las pruebas de estas presiones las tenemos en esas superficies lisas y brillantes y frecuentemente estriadas llamadas slickensides tan representativas de los suelos en los que se desarrolla este proceso (las partículas de arcilla son obligadas a orientarse, aplastandose unas a otras por efecto de la presión debida al hinchamiento de las arcillas y al deslizarse unas masas sobre otras, los granos de arena se clavan y dejan estrias de deslizamiento).

El proceso sería el siguiente, durante la fase seca, las arcillas del suelo contraen y producen unas anchas y profundas grietas que atraviesan el suelo hasta la superficie.

Luego, estas grietas al permanecer abiertas durante todo el período seco se van rellenando de diversos materiales que caen desde las paredes superiores y desde la superficie del suelo, fundamentalmente debidas a las acciones de los animales, del viento y de la propia desecación progresiva. Las grietas quedan así parcialmente rellenadas, especialmente en profundidad, y al

llegar el período húmedo, las arcillas hinchan, aumentan de volumen, pero no pueden ocupar el espacio que ocupaban inicialmente debido a estar ahora ocupado por los materiales allí caídos; hay en definitiva un exceso de material que produce unas fuertes presiones que voltean al material sobrante a la superficie del suelo, produciendo unos montículos muy característicos llamados gilgai. Como resultado de esta mezcla periódica, de materiales que suben y bajan, se origina un suelo muy homogéneo.

De la génesis expuesta se deduce que para que se desarrolle este proceso se requiere que el suelo disponga de un alto contenido de arcillas hinchables e igualmente se necesita de un clima contrastado que facilite las fases periódicas de hinchamiento y contracción.

 

Cementación

En ocasiones, al acumularse los materiales en un horizonte, sobre todo cuando lo hacen en gran cantidad, originan un cemento que engloba a los demás materiales del suelo produciendo el endurecimiento del horizonte. Se forma lo que se llaman costras. Frecuentemente el agente de encostramiento son los carbonatos, pero también el yeso, y en ocasiones sílice o compuestos de hierro.

 

4.4 Carácter dinámico del suelo

Para finalizar diremos que generalmente en un mismo suelo se desarrollan varios de estos procesos edafogenéticos, que pueden actuar simultáneamente, pero muy frecuentemente se presentan de una manera escalonada actuando en etapas sucesivas, de manera que el desarrollo de un determinado proceso prepara el terreno para la actuación del proceso siguiente y como resultado el suelo va evolucionando progresivamente, por lo que en los estudios edafogenéticos

los suelos de una determinada región se agrupan en secuencias evolutivas como la que mostramos en esta última figura en la que se idealiza una clásica secuencia evolutiva para suelos desarrollados sobre un material original de carácter ácido.

5. El perfil del suelo y sus horizontes

Como la edafización actúa desde la superficie y va perdiendo su intensidad conforme profundizamos en el perfil del suelo, el material se altera de un modo diferencial y como resultado de la actuación de estos procesos de meteorización y translocación se pasa de un material homogéneo o uniforme, como es la roca, a un material heterogéneo, estratificado en capas con diferentes propiedades como es el suelo; es decir, se produce la horizonación del material. Y es precisamente esta característica, representada por la variación regular de las propiedades y constituyentes del suelo en función de la profundidad, la característica más representativa de los suelos, rasgo que los diferencia claramente de las rocas.

A estas capas se les denomina horizontes y su superposición constituye el perfil del suelo.

Los horizontes constituyen las unidades para el estudio y para la clasificación de los suelos.

Los horizontes edáficos son capas aproximadamente paralelas a la superficie del terreno. Se establecen en función de cambios de las propiedades y constituyentes (que son el resultado de la actuación de los procesos de formación del suelo) con respecto a las capas inmediatas.

Los horizontes se ponen, normalmente, de manifiesto en el campo, en el perfil del suelo, pero los datos de laboratorio sirven para confirmar y caracterizar a estos horizontes.

Generalmente bastan solo tres propiedades para establecer la horizonación de un suelo: color, textura y estructura, aunque otras propiedades, como la consistencia, son a veces de gran ayuda. El más mínimo cambio detectado (en una sola o en varias de estas propiedades) es suficiente para diferenciar un nuevo horizonte.

 

5.1 Nomenclatura "A B C" para los horizontes del suelo

La designación de horizontes constituye uno de los pasos fundamentales en la definición de los suelos.

Para designar a los horizontes del suelo se usan un conjunto de letras y de números.

 

5.1.1 Horizontes principales

H. Acumulaciones de materia orgánica sin descomponer (>20-30%), saturados en agua por largos períodos. Es el horizonte de las turbas.

O. Capa de hojarasca sobre la superficie del suelo (sin saturar agua; >35%), frecuente en los bosques.

5.1.1 Horizontes principales (continuación)

 

C. Material original. Sin desarrollo de estructura edáfica, ni rasgos edáficos. Blando, suelto, se puede cavar con una azada. Puede estar meteorizado pero nunca edafizado.

R. Material original. Roca dura, coherente. No se puede cavar.

 

5.1.2 Horizontes de transición

Se presentan cuando el límite entre los horizontes inmediatos es muy difuso, existiendo una capa ancha de transición con características intermedias entre los dos horizontes. Se representan por la combinación de dos letras mayúsculas (p.ej., AE, EB, BE, BC, CB, AB, BA, AC y CA). La primera letra indica el horizonte principal al cual se parece más el horizonte de transición.

5.1.3 Horizontes mezcla

En algunas ocasiones aparecen horizontes mezclados que constan de partes entremezcladas. Están constituidos por distintas zonas en cada una de las cuales se puede identificar a un horizonte principal ( en la misma capa existen trozos individuales de un horizonte completamente

rodeados de zonas de otro horizonte). Se designan con dos letras mayúsculas separadas por una raya diagonal (p.ej. E/B, B/C); la primera letra indica el horizonte principal que predomina.

5. El perfil del suelo y sus horizontes (continuación)

 

5.1.4  Letras sufijo más usuales

Las letras minúsculas se usan como sufijos, para calificar a los horizontes principales especificando el carácter dominante de este horizonte. Las letras minúsculas van inmediatamente después de las letras mayúsculas.

p horizonte arado, (de plow = arar). Prácticamente siempre referida al hor. A, (Ap).

h acumulación de materia orgánica (h de humus). Normalmente por mezcla, en el horizonte A de suelos vírgenes (Ap y Ah son excluyentes) y sólo en los podzoles, por iluviación, en el horizonte B (Ah Bh).

w horizonte B de alteración, (de weathering = meteorización) reflejada, con respecto al horizonte inferior, por: la arcilla (alto contenido, formada in situ), y/o el color (más rojo o más pardo), y/o la estructura (edáfica, no la de las rocas originales). Si en el material original había carbonatos el B se puede formar simplemente por lavado de estos carbonatos (hor. de enriquecimiento residual). Bw.

t acumulación de arcilla iluvial, (de textura, o sea granulometría). Bt.

 5.1.4  Letras sufijo más usuales (continuación)

 

k acumulación de carbonatos secundarios (k de kalcium). Llamado "ca" en otras terminologías). En B (frecuente), en C (muy frecuentemente) y a veces en A (Ak Bk Ck).

y acumulación de yeso. Ay By Cy

z acumulación de sales más solubles que el yeso (y + z = sa, en otras terminologías). Az Bz Cz.

s acumulación de sesquióxidos, típico de los podzoles. Bs, también en los ferralsoles.

 5.1.4  Letras sufijo más usuales (continuación)

 

g moteado (abigarrado) por reducción del Fe. Manchas de colores pardos/rojos y gris/verde. Hidromorfía parcial. Bg Cg y más raramente Ag.

r reducción fuerte, como resultado de la influencia de la capa freática, colores gris verdoso / azulados (hidromorfía permanente, o casi). Cr Br.

m fuertemente cementado. Frecuentemente por carbonatos (Bmk), pero en otras condiciones puede ser por materia orgánica (Bmh), por sesquióxidos de Fe (Bms) o por sílice (Bmq)

b horizonte de suelo enterrado (paleosuelo) o bicíclico (p.e. Btb), (de buried = enterrado).

 

5.1.5 Cifras sufijo

Se usan las cifras sufijos para indicar una subdivisión vertical de un horizontes del suelo. El número sufijo siempre va después de todas las letras símbolo. La secuencia numérica se aplica solo a un conjunto de letras determinado, de tal forma que la secuencia se empieza de nuevo en el caso de que el símbolo cambie (p.e. Bt1 - Bt2 - Btg1 - Btg2). Sin embargo, una secuencia no se interrumpe por una discontinuidad litológica (p.e. Bt1 - Bt2 - 2Bt3 - 2Bt4 - 3Bt5).

 

5.1.5 Cifras prefijo

Se usan las cifras prefijos, para indicar discontinuidades litológicas, indican que el material que formó el suelo no era homogéneo, (por ejemplo, suelo formado a partir de distintos estratos sedimentarios superpuestos).

 

5.2 Descripción de horizontes

Para el estudio de los horizontes ha de hacerse una completa descripción de sus características morfológicas, en el campo, junto a un completo análisis de sus propiedades físicas y químicas, en el laboratorio.

En líneas generales los datos se refieren:

al medio ambiente en el que se encuentra el suelo: localización geográfica, roca, relieve, vegetación y uso, clima, drenaje,...)

a los horizontes en sí mismos. Con datos de campo (espesores, textura, estructura, color, consistencia,... y límite) y datos del análisis del suelo en el laboratorio: análisis físicos (granulometría, retenciones de agua, densidades,...), químicos (materia orgánica, N, CaCO3,...), fisicoquímicos (pH, capacidad de cambio iónico, Eh, conductividad,...) y micromorfológico.

Con todos estos datos podrán establecerse interesantes conclusiones acerca del la clase de suelo, de sus propiedades, de su formación, de su fertilidad y de su uso más racional.

Lección 2. CONSTITUYENTES DEL SUELO. FASE SOLIDA

 

1 Los minerales del suelo

1.1 La fase sólida

Como resultado de la actuación de los factores formadores se desarrollan unos procesos de formación que conducen a la aparición de los suelos, los cuales están constituidos por tres fases: fase sólida, fase líquida y fase gaseosa.

Como consecuencia de estas tres fases el suelo presenta unas determinadas propiedades que dependen de la composición y constitución de sus componentes. La fase líquida constituye el medio ideal que facilita la reacción entre las tres fases, pero también se producen reacciones dentro de cada fase.

Los minerales constituyen la base del armazón sólido que soporta al suelo (figura 1). Cuantitativamente en un suelo normal la fracción mineral representa de un 45-49% del volumen del suelo. Pero dentro de la fase sólida constituyen, para un suelo representativo, del orden del 90-99% (el 10-1% restante corresponde a la materia orgánica). La fase sólida representa la fase mas estable del suelo y por tanto es la más representativa y la más ampliamente estudiada. Es una fase muy heterogénea, formada por constituyentes inorgánico y orgánico.

1.2 Composición y constitución de los minerales del suelo.

El grupo más importante de los minerales del suelo es el de los silicatos. Todos los silicatos están constituidos por una unidad estructural común, un tetraedro de coordinación Si-O. El silicio situado en el centro del tetraedro de coordinación y rodeado de 4 oxígenos situados en los vértices. Este grupo tetraédrico se encuentra descompensado eléctricamente (SiO4)4-, por lo que los oxígenos se coordinan a otros cationes para compensar sus cargas (figura 1).Dependiendo del número de oxígenos que se coordinen a otros silicios se originan los grandes grupos de silicatos (es decir, según el número de vértices compartidos por tetraedros, que pueden ser 0, 1, 2, 3, y 4):

 Nº   de   oxígenos compartidos   por   cada 

 Tipo de agrupamiento de  Nombre del gran grupo de 

tetraedro los tetraedros silicato

 0  aislados  NESOSILICATOS

 1  parejas  SOROSILICATOS

 2  anillos  CICLOSILICATOS

 2 y 3  cadenas  INOSILICATOS

 3  planos  FILOSILICATOS

 4  tridimensional  TECTOSILICATOS

Una representación de estos agrupamientos se muestra en la figura 2.

Según sea la coordinación de los otros oxígenos que se unen a otros cationes distintos del silicio se forman los diferentes minerales dentro de cada gran grupo de silicatos.

La estructura de estos minerales se origina por repetición de una celdilla unidad constituida por la asociación de tetraedros (aislados, o parejas , etc) y por los cationes que se sitúan entre los grupos tetraédricos (figura 3).

Desde el punto de vista edáfico el gran grupo de los filosilicatos es la clase más importante, ya que a este grupo pertenecen la mayoría de los minerales de la fracción arcilla.

Los filosilicatos están constituidos por el agrupamiento de los tetraedros compartiendo entre sí tres vértices (los tres del plano basal) formando planos.

El cuarto vértice (el vértice superior) se une a un catión de coordinación octaédrica. Generalmente el catión octaédrico es Mg (capa llamada trioctédrica) o Al (capa dioctaédrica).

 

De esta manera la estructura de estos minerales está formada por un apilamiento de capas de tetraedros y octaedros, formando estructuras laminares (figura 4).

Según el modelo de repetición se forman dos tipos de láminas con diferentes estructuras. La 1:1 con una capa de tetraedros y otra de octaedros y la 2:1 con dos capas de tetraedros que engloban a una de octaedros. Las capas de tetraedros y octaedros no están aisladas sino que comparten planos comunes en los que los oxígenos están unidos simultáneamente a un Si tetraédrico y a un Mg o Al octaédricos.

En las capas tetraédricas y octaédricas se producen sustituciones entre cationes que cuando son de distinta valencia crean déficit de carga y para compensarlos son atraídos otros cationes que se introducen entre las láminas, son los llamados cationes interlaminares(figura 5). Dependiendo del déficit que se origine, de donde se produzca (capa tetraedrica u octaédrica) y de los cationes interlaminares atraídos, aparecen las distintas especies minerales: caolinitas, serpentinas, micas (moscovita, biotita, ilita), esmectitas (montmorillonita), vermiculita, clorita, sepiolita y vermiculita, principalmente.

Para ver un estudio muy detallado de la estructura de estos minerales pulsar aquí

Por otra parte, los tectosilicatos (con los feldespatos) constituyen otro grupo muy importante, el más representativo de la fracción arena de los suelos. El cuarzo, aunque es un óxido, por su estructura es considerado por muchos autores como un constituyente de este grupo de tectosilicatos.

1.3 Estabilidad de los minerales del suelo

La existencia de los minerales en el suelo está regulada por su presencia en el material original y sobre todo por su estabilidad.

La estabilidad se define como la resistencia que opone el mineral a toda modificación en su composición química o de su estructura cristalina. Por tanto a mayor estabilidad menor será la alteración.

 

1.3.1 Factores que afectan a la estabilidad mineral. La estabilidad depende de numerosos factores. Unos son debidos al propio mineral pero también determinadas características del medio van a modificar sensiblemente la estabilidad de los minerales. Así en medios muy agresivos sólo vamos a poder encontrar presentes minerales muy estables, mientras que en otros suelos podremos encontrar minerales inestables.

 

a) Factores del mineral en sí mismo. Los parámetros propios del mineral que van a regular su estabilidad son muchos:

Composición. Modificará la estabilidad en función de que el mineral contenga iones más o menos solubles y según se comporten frente a la oxidación y la hidrólisis. En definitiva la estabilidad vendrá regulada por el hecho de que las partículas constituyentes sean más o menos lábiles.

Estructura. También va a ser un factor decisivo. Por ejemplo la estabilidad disminuirá cuanto más abierta sea la estructura y aumentara para los empaquetamientos densos y compactos. Por otra parte, resulta evidente que la fuerza del enlace entre las partículas del mineral también va a ser un factor importante.

Tamaño. Cuanto menor tamaño más superficie presentará el grano (la relación superficie/volumen crece) y más inestable se tornará el mineral (hay muchos minerales en las arenas que no resisten al pasar al tamaño de las arcillas).

Exfoliación y fragilidad. Recordemos que la exfoliación expresa la facilidad de fracturarse un mineral de un modo regular. Por tanto la exfoliación disminuye la estabilidad. Igual podemos decir para la fragilidad, que se refiere a la facilidad de fracturación pero ahora de una manera desordenada.

Inclusiones. Se considera que aumentan la inestabilidad al presentar superficies de contacto íntimo de dos materiales con diferentes composiciones.

 

b) Factores del suelo. En lo referente al medio podemos destacar otros factores.

Temperatura del suelo. Favorece la velocidad de alteración (es un catalizador).

Humedad. El agua es el agente de alteración por excelencia en la Naturaleza.

Drenaje. Va a regular el tiempo de contacto del agua con partículas del suelo. También influirá regulando la concentración de las sales de la solución del suelo y modificará su poder hidrolítico. En medios impermeables el agua se satura de iones y deja de atacar a los minerales. Si el medio es permeable el agua de lluvia atravesará el suelo y una vez cargada de bases se eliminará al subsuelo.

Acidez/alcalinidad. Los valores extremos de la escala del pH potencian la alteración.

Potencial redox. Dependiendo del ambiente que predomine, oxidante o reductor, los minerales que contengan formas reducidas u oxidantes podrán o no alterarse.

Factor biótico. Los organismos (principalmente microorganismos y raíces de las plantas) atacan a los minerales para extraer nutrientes.

 

1.3.2 Evaluación de la estabilidad mineral

Considerando la variabilidad y complejidad de los parámetros que hemos visto que influyen en la estabilidad, resulta evidente que es extraordinariamente difícil evaluar la estabilidad de los minerales en el suelo, sobre todo considerando la gran diversidad edáfica. No obstante, dada la enorme importancia de esta característica, los investigadores han tratado ampliamente de evaluar este parámetro. Básicamente se pueden agrupar estos trabajos en dos líneas distintas: experimentales y cálculos teóricos.

 

a) Trabajos experimentales.

i) Ataque mineral en el laboratorio. Dada la diversidad mineral y la complejidad de los parámetros edáficos, hasta la fecha, estos métodos no han proporcionado una escala general de estabilidad.

ii) Observación de la naturaleza. Las rocas llevan millones de años meteorizándose y nosotros podemos evaluar la estabilidad comparando la mineralogía de las rocas frescas (no alteradas) con los minerales presentes en los materiales de alteración (los suelos que sobre ellas se desarrollan).

De los numerosísimos trabajos destaca la investigación de Goldich. GOLDICH estudiando la mineralogía de numerosas rocas de muy distinta naturaleza y los suelos sobre ellas desarrollados establece una escala de 10 grados (que es la misma que estableció BOWEN al estudiar la sucesión de minerales formados en la cristalización magmática).

 

b) Cálculos teóricos.

Otros autores calculan la estabilidad en base a razonamientos empíricos. Existen numerosísimos ensayos, pero de entre todos ellos podemos citar los de Reiche y Keller.

REICHE calcula un índice potencial de alteración en base a la composición química de los minerales. Este índice viene expresado por la razón del porcentaje molar de alcalinos y alcalinotérreos menos el agua estructural y el total de iones presentes sin tener en cuenta ahora el agua.

KELLER lo enfoca desde el punto de vista de la energía de formación del mineral (energía que necesita para formarse). A mayor energía de formación mayor estabilidad (ya que un mineral una vez formado necesita la misma energía, al menos, para destruirse).

1.4 Mecanismos de procedencia

Los minerales del suelo proceden directa o indirectamente de la roca madre.

En función de su estabilidad los minerales pueden proceder de tres orígenes.

 

1.4.1 Herencia

Minerales muy estables que pasan de la roca al suelo sin transformarse. Se les conoce como minerales primarios. Típicamente el cuarzo.

 

1.4.2 Alteración

Minerales que se transforman durante la edafización. Es una alteración química en la cual el mineral primitivo pasa a otro secundario de una manera gradual y progresiva. Son minerales secundarios.

Generalmente es posible establecer una secuencia de granos cada vez más alterados. Típicamente la transformación comienza en la superficie del grano y se va formando una recubierta de alteración que progresivamente va desplazandose hacia el interior del grano, llegando a invadirlo completamente. Muy frecuentemente el borde entre el mineral primitivo y el secundario está constituido por una zona de transición gradual entre ambos materiales.

 

1.4.3 Neoformación

Cuando no exista (o si ha existido, no ha quedado ninguna prueba) relación genética entre un mineral edáfico y los minerales que existían en la roca. Como los del apartado anterior se les llama minerales secundarios, o edáficos.

1.5 Especies mineralógicas

En el suelo se encuentran una gran variedad de minerales, de manera similar a lo que ocurre con las rocas, si bien ahora las posibilidades de existencia están reguladas por la estabilidad de los minerales en el medio edáfico.

La estabilidad del mineral también va a ser la responsable de que la mineralogía de las fracciones gruesas (arenas) y la de las finas (arcillas) sea distinta. Las arenas representan una fracción muy estable (los granos de las arenas al ser de gran tamaño presentan poca superficie relativa frente a su volumen) y en ellas predominan los granos heredados, más o menos transformados. Las arcillas se caracterizan por su gran superficie (partículas de muy pequeño tamaño, casi toda ella

es superficie), por ello son muy activas y están constituídas por minerales de neoformación y de alteración.

La mineralogía de las arenas es muy diversa, según resumimos en la siguiente tabla.

 ABUNDANCIA  GRUPO MINERAL  ESPECIE MINERAL Poca  Nesosilicatos  Circón, granates, distena Escasa  Ciclosilicatos  Turmalina Poca  Inosilicatos  Piroxenos y anfíboles Abundantes  Filosilicatos  Micas y cloritas Muy abundantes  Tectosilicatos  Feldespatos Muy abundantes  Oxidos  Cuarzo Media  Oxidos e hidróxidos  Hematites, goethita Muy variable*  Carbonatos, sulfatos  Calcita, yeso

* En determinadas ocasiones pueden ser muy abundantes, pero normalmente se encuentran ausentes.

La mineralogía de las arcillas está constituida fundamentalmente por filosilicatos como se muestra en la siguiente tabla.

 ABUNDANCIA  GRUPO MINERAL  ESPECIE MINERAL Muy abundantes  Filosilicatos  Ilita, moscovita y caolinita

 Abundantes  Filosilicatos Biotita, clorita y montmorillonita

 Media  Filosilicatos  Vermiculita Poca  Filosilicatos  Sepiolita y paligorsquita Poca  Silicatos amorfos  Alofanas Media  Oxidos  Cuarzo Poca  Tectosilicatos  Feldespatos Poca*  Oxidos  Hematites y goethita Poca*  Carbonatos  Calcita Poca*  Sulfatos  Yeso Poca*  Haluros  Halita

* En determinadas ocasiones pueden ser muy abundantes, pero normalmente se encuentran ausentes.

En las siguientes figuras mostramos unos ejemplos de los minerales dominantes, frecuentes y ocasionales en la fracción arena de los suelos españoles.

2 Materia orgánica.

 

2.1 Constituyentes orgánicos.

Son un conjunto complejo de sustancias constituidas por restos vegetales y organismos que están sometidos a un constante proceso de transformación y síntesis. Normalmente se presenta en cantidades muy inferiores a la fracción mineral, no obstante su papel es tan importante o más para la evolución y propiedades de los suelos (Figura 1).

Se pueden agrupar en dos grupos.

 

2.1.1 Grupo de materiales vivientes.

Microbiota: microorganismos: algas, bacterias, hongos, protozoos...

Mesobiota: nematodos, gusanos...

Macrobiota: raíces vegetales, lombrices...

Representa un grupo enormemente diverso, tanto desde el punto de vista cualitativo como cuantitativo. Valores usuales son de 10.000 a 10.000.000 de organísmos por gramo de suelo para la microflora y de 1.000 a 100.000 para la microfauna.

 

2.1.2 Grupo de materiales no vivientes.

Está constituido por restos orgánicos frescos (tejidos vegetales y animales), productos excretados por los organismos, productos de descomposición y compuestos de síntesis.

Dentro de este grupo tenemos el humus. Se define como materia orgánica transformada y alterada. Constituye un conjunto muy complejo de compuestos orgánicos coloidales de color oscuro sometidos a un constante proceso de transformación. Dentro de él se definen un grupo de sustancias llamadas sustancias húmicas.

El concepto de materia orgánica del suelo se refiere a la fase muerta, pero en la práctica se incluyen también a los microorganismos vivos dada la imposibilidad de separarlos del resto de material orgánico transformado.

2.2 Evolución de los constituyentes orgánicos

La humificación es el proceso de formación del humus (es decir, conjunto de procesos responsables de la transformación de la materia orgánica). La transformación de la materia orgánica puede llegar a la destrucción total de los compuestos orgánicos dando lugar a productos inorgánicos sencillos como CO2, NH3, H20 etc y se habla, en este caso, del proceso de mineralización.

Dependiendo de las características del suelo y de la naturaleza de los restos vegetales aportados dominará la humificación o la mineralización aunque siempre se dan las dos procesos con mayor o menor intensidad.

La humificación es responsable de la acumulación de la materia orgánica en el suelo mientras que la mineralización conduce a su destrucción.

En la transformación de los restos orgánicos se pueden diferenciar tres etapas sucesivas.

i) Transformación química inicial, es una alteración que sufren los restos vegetales antes de caer al suelo. Las hojas son atacadas por los microorganismos, en el mismos árbol, y se producen importantes transformaciones en su composición y estructura. Consiste en pérdida de sustancias orgánicas y elementos minerales P, N, K, Na.

ii) Acumulación y destrucción mecánica. La hojarasca, ramas, tallos, etc, se acumulan sobre el suelo y se van destruyendo mecánicamente, fundamentalmente por la acción de los animales que reducen su tamaño, lo mezclan con la fracción mineral y lo preparan para la posterior etapa.

iii) Alteración química. En esta etapa se produce una intensa transformación de los materiales orgánicos y su mezcla e infiltración en el suelo. Los restos orgánicos en el suelo pierden rápidamente su estructura celular y se alteran a un material amorfo que va adquiriendo un color cada vez más negro, con una constitución y composición absolutamente distintos de los originales. Poco a poco los restos transformados se van desintegrando, difuminandose en el suelo y finalmente se integran totalmente con la fracción mineral, formando parte íntima del plasma basal del suelo.

El papel de los microorganismos es decisivo para el desarrollo de estos procesos. Los microorganismos necesitan del carbono como fuente de energía (oxidan el C y lo devuelven a la

atmósfera como CO2) y el nitrógeno para incorporarlo a su protoplasma y ambos los toman de los restos vegetales. El C en los restos vegetales es muy abundante, aproximadamente del 58%. El N es elemento minoritario, por él entran en competencia las raíces de las plantas y los microorganismos, por lo que puede ser un factor limitante.

Relación C/N. Es un parámetro que evalua la calidad de los restos orgánicos de los suelos.

Cuando los restos orgánicos tienen una relación C/N de alrededor de 100 se dice que la razón es alta. Es el caso de las espículas de los pinos. Como contienen poco nitrógeno la actividad biológica es limitada. Se trata de una vegetación acidificante.

Cuando C/N vale 30 los restos contienen suficiente nitrógeno para soportar una intensa actividad microbiana. En este caso la vegetación es mejorante.

Cuando se incorporan los resto orgánicos al suelo se produce un intensa actividad microbiana, debido a la abundancia de restos fácilmente atacables. Después disminuye la actividad al ir quedando los restos más estables que sólo pueden ser descompuestos por los organismos más agresivos. Al principio actúan hongos, después las bacterias y por último los actinomicetos.

Los restos orgánicos se transforman muy rápidamente comparados con la fracción mineral, por ello la velocidad de formación del horizonte A es mayor que la del horizonte Bw. La velocidad de descomposición depende del tipo de resto vegetal aportado y del medio.

El fin inexorable de todos los compuestos orgánicos del suelo es su mineralización, por tanto sus destrucción. Pero muchos compuestos son lo suficientemente estables como para permanecer en cantidades suficientes en los suelos (su descomposición se compensa con los aportes). Los compuestos húmicos pueden tener una vida media de cientos a miles de años.

La humificación, enormemente compleja, se desarrolla en tres fases fundamentales.

i) Degradación de la moléculas. Las macromoléculas de los restos orgánicos (celulosa, almidón, pectina, lignina, proteínas, glucosa, grasas, ceras, etc)se fragmentan a formas más sencillas, más

cortas. Los polímeros se transforman en monómeros. A esta etapa se le llama despolimerización enzimática o humificación directa.

ii) Oxidación de los compuestos aromáticos con formación de quinonas.

iii) Condensación, polimerización y fijación de nitrógeno, formando aminoácidos y péptidos, para originar los ácidos húmicos. En esta fase los compuestos orgánicos sencillos formados en la etapa anterior se reorganizan, conservando sus estructuras orgánicas para dar nuevo polímeros más estables. Es la fase de polimerización biológica o humificación indirecta. Para que se desarrolle es imprecindible la actuación de las bacterias.

La existencia de factores limitantes (ausencia de agua, baja temperatura, acidez, carencia de nitrógeno, encharcamiento permanente, etc) obstaculizará en gran medida la correcta evolución de los rectos orgánicos.

2.3 Sustancias húmicas

 

Constituyen grupos heterogéneos que no están definidos por una composición determinada (como seria lo ideal) sino que se establecen en base a su comportamiento frente a determinados reactivos (según sean solubles o precipiten). El humus al tratarlo con una serie de reactivos extractantes se separa en una serie de fracciones. A cada fracción extraída se le da un nombre.

Mediante los reactivos alcalinos, como la NaOH, se separan las huminas (que son insolubles) de los ácidos fúlvicos y húmicos, que son solubles. Estos últimos se separan mediante tratamiento ácido, generalmente ClH; los ácidos fúlvicos son solubles en ClH mientras que los húmicos son insolubles.

El comportamiento frente al calcio diferencia dos fracciones de ácidos húmicos: ácidos húmicos pardos, solubles en calcio y ácidos húmicos grises, insolubles en calcio.

 

2.3.1 Acidos Fúlvicos

Constituyen una serie de compuestos sólidos o semisólidos, amorfos, de color amarillento y naturaleza coloidal, fácilmente dispersables en agua y no precipitables por los ácidos, susceptibles en cambio de experimentar floculación en determinadas condiciones de pH y concentración de las soluciones de cationes no alcalinos.

 

2.3.2 Acidos húmicos

Se presentan como sólidos amorfos de color marrón oscuro, generalmente insolubles en agua y en casi todos los disolventes no polares, pero fácilmente dispersables en las soluciones acuosas de los hidróxidos y sales básicas de los metales alcalinos, constituyendo un hidrosol que puede experimentar floculación mediante el tratamiento de los ácidos o los demás cationes.

Desde el punto de vista estructural, su molécula parece estar constituida por un núcleo de naturaleza aromática más o menos condensado, y de una región cortical con mayor predominio de radicales alifáticos, presentando en conjunto el carácter de heteropolímeros condensados.

 

2.3.3 Huminas

Los compuestos húmicos no extraibles con reactivos alcalinos o huminas, constituyen un grupo de sustancias relativamente diferentes entre sí, cuyo origen puede tener lugar mediante la vía de herencia o la de neoformación. En el primer caso se encuentra la humina heredada.

La humina heredada está constituida por partículas de densidad menor de 1,8 gr/cm3 pero que al contrario que la materia orgánica libre, con la que presenta otras diferencias de tipo químico, se hallan retenidas en los agregados de la fracción pesada del suelo mediante uniones que no se rompen por medio de la agitación mecánica común pero si por la de los ultrasonidos. Es mayoritaria en aquellos suelos que tienen una vegetación de difícil biodegradación. La fracción de humina heredada se encuentra débilmente ligada a la fracción arcilla de los suelos mediante una serie de enlaces lábiles que resisten la acción de la agitación mecánica clásica, pero no la de los ultrasonidos, que se utilizan para su extracción.

Entre las huminas de neoformación se encuentran las huminas de insolubilización extraíbles, de naturaleza comparable a la de los ácidos húmicos y fúlvicos, pero irreversiblemente ligada a la fracción mineral por medio de enlaces que solo pueden ser destruidos en el laboratorio por medio de agentes químicos que rompen la unión con los silicatos. Así obtenemos la humina unida al hierro y la humina unida a la arcilla (Humina de insolubilización). Al finalizar el tratamiento obtenemos un residuo que se denomina humina de insolubilización no extraíble

Características comunes de las sustancias húmicas. Se admite que se trata de sustancias amorfas de colores oscuros, polímeros tridimensionales de elevado peso molecular, de carácter ácido, constituidos por unos grupos funcionales: núcleo (grupos aromáticos nitrogenados, como el indólico y el pirrólico, y grupos bencénicos aromáticos, como el naftaleno y el benceno), grupos reactivos (responsables de importantes propiedades de la materia orgánica: hidroxilo, carboxilo, amino, metoxilo...) y puentes de unión (nitrilo, amino, cetónicos...) y cadenas alifáticas.

Cada una de estas fracciones tienen unas características particulares.

 

Acidos Fúlvicos acidos. HúmicosHuminas

pardos - grises------------------------------------------------------------------------------>- color, tamaño de partículas, grado de polimerización, peso molecular +

<------------------------------------------------------------------------------+ movilidad, solubilidad, carácter ácido-

 

 

2.3.4 Tipos de humus

Desde un punto de vista global (evolución, morfología, propiedades, unión a la fracción mineral) el material orgánico se clasifica en tres tipos básicos de humus.

Mor. Materia orgánica muy poco transformada.

Moder. Mayor transformación de la materia orgánica (Fúlvicos y precursores).

Mull. Materia orgánica evolucionada (ácidos húmicos, coloración del horizonte muy oscura).

 

2.4 Complejos organominerales

 

Es notable la facilidad con la que la materia orgánica tiende a unirse con la fracción mineral, en particular con los cationes, arcillas y óxidos de hierro y aluminio, formando complejos organominerales cuyas características se relacionan con la mayor parte de las propiedades físicas y fisicoquímicas de los suelos.

El tipo de complejos organominerales está influenciado por las características del suelo. Veamos dos situaciones distintas.

Suelos neutros, aireados y biológicamente activos

En estas condiciones, la humificación es muy intensa, llegando hasta ácidos húmicos o huminas, poco móviles de elevado peso molecular.

En estas condiciones la arcilla es estable, existe en el medio cationes de calcio, magnesio... que actúan como coagulantes y se obtiene un complejo materia orgánica - Ca++ - arcilla que permanece floculado, (es estable) y favorece la formación de estructura en el suelo.

Suelos ácidos y biológicamente poco activos

Ahora la materia orgánica no se polimeriza, existen muchos compuestos orgánicos ácidos poco polimerizados, hay poca actividad microbiana. En estas condiciones la materia orgánica tiene un fuerte carácter ácido. Las arcillas son inestables y se descomponen. En el suelo hay pocos cationes (medio ácido) pero a estos pH existen Fe+++ y Al+++ en la solución del suelo y se forman complejos organominerales materia orgánica - Fe+++ y materia orgánica-Al+++ que son solubles o seudosolubles dando lugar al proceso de podsolización.

2.5 Propiedades de la materia orgánica

La materia orgánica tiene una gran importancia en la génesis y fertilidad del suelo.

 

2.5.1 Propiedades físicas.

Confiere al suelo un determinado color oscuro

Estructura. Da lugar a una buena estructura, estable. Las sustancias húmicas tienen un poder aglomerante, las cuales se unen a la fracción mineral y dan buenos flóculos en el suelo originando una estructura grumosa estable, de elevada porosidad, lo que implica que la permeabilidad del suelo sea mayor.

Tiene una gran capacidad de retención de agua lo que facilita el asentamiento de la vegetación, dificultando la acción de los agentes erosivos

La temperatura del suelo es mayor debido a que los colores oscuros absorben más radiaciones que los claros.

Protege al suelo de la erosión. Los restos vegetales y animales depositados sobre la superficie del suelo lo protegen de la erosión hídrica y eólica. Por otra parte, como ya hemos mencionado, el humus tiene un poder aglomerante y da agregados que protegen a sus partículas elementales de la erosión.

Protege al suelo de la contaminación. La materia orgánica adsorbe plaguicidas y otros contaminantes y evita que estos percolen hacia los acuíferos.

 

2.5.2 Propiedades químicas y fisicoquímicas.

Las sustancias húmicas tienen propiedades coloidales, debido a su tamaño y carga (retienen agua, hinchan, contraen, fijan soluciones en superficie, dispersan y floculan).

La materia orgánica es por tanto una fase que reacciona con la solución del suelo y con las raíces.

Capacidad de cambio. La materia orgánica fija iones de la solución del suelo, los cuales quedan débilmente retenidos, están en posición de cambio, evita por tanto que se produzcan pérdidas de nutrientes en el suelo.

La capacidad de cambio es de 3 a 5 veces superior a la de las arcillas, es por tanto una buena reserva de nutrientes.

Influye en el pH. Produce compuestos orgánicos que tienden a acidificar el suelo.

Influye en el estado de dispersión/floculación del suelo.

Es un agente de alteración por su carácter ácido. Descompone los minerales.

 

2.5.3 Propiedades biológicas

Aporte de nutrientes a los microorganismos y fuente de energía.

2.6. Cantidad y distribución de la materia orgánica en el suelo

Los contenidos son muy variables. Valores usuales 0.5 - 10%.

Se concentra en el horizonte superficial y disminuye gradualmente con la profundidad (a excepción de determonados tipos de suelos, como podsoles, turbas y fluvisoles).

En los suelos de pradera el contenido en materia orgánica es mayor que en los de bosque y alcanza niveles más profundos (figura).

En la cantidad y calidad de la materia orgánica intervienen numerosos factores.

Del material orgánica original: cantidad, calidad, edad y tamaño de los restos.

De las características del suelo: presencia de microorganismos, existencia de nutrientes, pH, aireación y minerales.

De las características climáticas: humedad, temperatura y alternancias climáticas, fundamentalmente.

Tema 3. CONSTITUYENTES. FASES LIQUIDA Y GASEOSA

 

1 Fase líquida

1.1 Constituyentes, origen y localizacion

1.2 Estado energetico del agua del suelo

1.3 Metodos de medida de humedades y potenciales

1.4 Tipos de agua en el suelo

1.4.1 Desde el punto de vista físico

1.4.2 Desde el punto de vista agronómico

 

2 Fase gaseosa

2.1 Localización

2.2 Composición

2.3 Dinámica

2.3.1 Movimiento en masa

2.3.2 Difusión

 

3 Test

1 Fase líquida 

1.1 Constituyentes, origen y localización

La fase líquida del suelo está constituida por el agua y las soluciones del suelo.

El agua procede de la atmósfera (lluvia, nieve, granizo, humedad atmosférica). Otras fuentes son infiltraciones laterales, capas freáticas etc...

Las soluciones del suelo proceden de la alteración de los minerales y de la materia orgánica.

El agua ejerce importantes acciones, tanto para la formación del suelo (interviene decisivamente en la meteorización física y química, y translocación de sustancias) como desde el punto de la fertilidad . Su importancia es tal que la popular sentencia "Donde no hay agua, no hay vida" podemos adaptarla en nuestro caso y decir que "Donde no hay agua, no hay suelos".

La fase líquida circula a través del espacio poroso, queda retenida en los huecos del suelo y está en constante competencia con la fase gaseosa. Los cambios climáticos estacionales, y concretamente las precipitaciones atmosféricas, hacen variar los porcentajes de cada fase en cada momento.

 

1.2 Estado energético

El concepto de estado energético es tan importante o más que la cantidad de agua del suelo, pues predice el comportamiento, ya que el movimiento del agua está regulado por su energía.

El agua en el suelo tiene varias energías y su medida se expresa en unidades de potencial (energía por unidad de masa). Los tipos de energía más importantes son: energía potencial (es la que tiene un cuerpo por su posición en un campo de fuerza), energía gravitacional (es la que tiene un cuerpo en función de su posición en el campo gravitacional), energía cinética (debida al movimiento), energía calorífica, energía química, energía atómica, energía eléctrica... La energía libre será la suma de todas estas energías.

E. libre = Ep + Eg + Ec + Ecal + Eq + Ea + Ee +..

Como resultado de esa energía un cuerpo se puede desplazar o queda en reposo. El grado de energía de una sustancia representa una medida de la tendencia al cambio de ese cuerpo. Las sustancias sufren cambios para liberar y disminuir su energía.

Al conjunto de fuerzas que retienen el agua del suelo se llama potencial de succión. Tiene un sentido negativo y es el responsable de las fuerzas de retención del agua dentro del suelo, es igual al potencial matricial más el osmótico. Frente a él está el potencial gravitacional que tiene un signo positivo y tiende a desplazar el agua a capas cada vez más profundas.

Cuando el potencial de succión es mayor que el potencial gravitacional, el agua queda retenida en los poros, y cuando el potencial de succión es menor que el gravitacional, el agua se desplaza hacia abajo.

Potencial matricial es debido a dos fuerzas, adsorción y capilaridad. La atracción por adsorción se origina como consecuencia de superficie de sólidos descompensados eléctricamente. Las moléculas del agua actúan como dipolos y son atraídas, por fuerzas electrostáticas, sobre la superficie de las partículas de los constituyentes del suelo.

Por otra parte en los microporos del suelo queda retenida el agua por fuerzas capilares.

Potencial osmótico es debido a las sales. Cuando se ponen en contacto dos líquidos de diferente concentración la disolución más concentrada atrae al agua para diluirse. Sólo es importante en el caso de suelos salinos.

 

1.3 Métodos de medida de humedades y potenciales

Para medir la humedad del suelo se efectúa por el método de la perdida de peso de una muestra húmeda tras eliminar el agua en estufa a 105ºC. Se van efectuando sucesivas pesadas hasta obtener valores constantes.

H= (Ph-Ps)/Ps x 100

donde, Ph= peso del suelo húmedo; Ps= peso del suelo seco.

Esa cantidad de agua que tiene el suelo, debe expresarse en función de la fuerza a que es retenida, ya que su comportamiento va a ser muy distinto dependiendo de las fuerzas de retención a que se encuentre sometida. Efectivamente si la mayor parte del agua está debilmente retenida esta se podrá mover y será asimilable para las plantas, mientras que si toda el agua está fuertemente retenida, carecerá de movilidad y será un agua inútil para las plantas.

Para medir el potencial de succión existen varios métodos para utilizar en el campo o en el laboratorio.

a) Métodos de campo. El más sencillo es el método del tensiómetro. Consiste en introducir en el suelo una bujía (porosa en su parte inferior, generalmente cerámica) llena de agua. La bujía está cerrada herméticamente y lleva acoplada un manómetro. Al succionar el suelo parte del agua de la bujía se produce en ella un vacío que se mide en el manómetro. Más que medir potenciales de succión refleja variaciones de este y sirve para controlar in situ la cantidad de agua retenida por el suelo y por tanto para el control de riego.

a) Métodos de laboratorio. El más universal es el método la placa de presión (o membrana de Richards).

Se somete a una muestra de suelo a una serie de presiones en una olla metálica conectada a un compresor. Cuando se iguala la presión que suministramos a la fuerza de succión, el agua sale del suelo.

Las medidas de fuerzas de retención del agua del suelo llegan hasta 16.000 gr/cm2. Para simplificar los datos se utilizan unidades de pF que representan los valores de los logaritmos decimales de las fuerzas de succión medidas en gr/cm2 (una fuerza de 1000gr/cm2 equivale a un pF de 3). También son frecuentes las medidas expresadas en atmósferas.

Así, las medidas de humedad del suelo se acompañan de las fuerzas de retención correspondientes, por ejemplo, 35% de humedad a un pF de 2,5 y un 20% a un pF de 4,2. El estudio de la humedad de un suelo es mucho más completo si calculamos la curva característica que relaciona gráficamente los valores de humedades y las fuerzas de retención correspondientes. Pero esta curva no es unívoca. Para una misma muestra de suelo la curva obtenida no es la misma en una muestra húmeda que se va desecando (desorción) con respecto a la que se obtiene si se parte de la muestra seca y la vamos humedeciendo (sorción). Este distinto comportamiento del suelo según se encuentre en un periodo de desecación o de humectación en relación con la fuerza con la que el agua está retenida, es el fenómeno de histéresis. Para un determinado contenido de humedad, cuando vamos desecando un suelo se necesita aplicar un pF mayor que cuando este se va humedeciendo. Por norma internacional las medidas de humedad y retenciones se calculan siempre desecando las muestras de suelo, previamente humedecidas.

 

1.4 Tipos de agua en el suelo

El agua del suelo puede clasificarse en una serie de términos diferentes, ya sea desde un punto de vista físico o desde el punto de vista agronómico.

 

1.4.1 Desde el punto de vista físico

Agua higroscópica. Absorbida directamente de la humedad atmosférica, forma una fina película que recubre a las partículas del suelo. No está sometida a movimiento, no es asimilable por las plantas (no absorbible). Está fuertemente retenida a fuerzas superiores a 31 atmósferas, que equivale a pF de 4,5.

Agua capilar. Contenida en los tubos capilares del suelo (figura). Dentro de ella distinguimos el agua capilar absorbible y la no absorbible.

i) Agua capilar no absorbible. Se introduce en los tubos capilares más pequeños <0.2 micras. Está muy fuertemente retenida y no es absorbible por las plantas; la fuerza de succión es de 31-15 atmósferas, que corresponde a pF de 4,5 a 4,2.

ii) Agua capilar absorbible. Es la que se encuentra en tubos capilares de 0.2-8 micras. Es un agua absorbible por las plantas. Es un agua útil para la vegetación, constituye la reserva durante los períodos secos. Está fuertemente absorbida; la fuerza de retención varia entre 15 a 1 atmósfera y se extrae a pF de 4.2 a 3.

Agua gravitacional. No está retenida en el suelo (figura).

Se habla de agua gravitacional de flujo lento y agua gravitacional de flujo rápido en función de su velocidad de circulación.

De flujo lento. La que circula por poros comprendidos entre 8 y 30 micras de diámetro, se admite que está retenida a un pF que varia desde 3 a un valor que varia entre 1,8 y 2,5. Tarda de 10 a 30 días en atravesar el suelo y en esos días es utilizable por las plantas.

De flujo rápido. La que circula por poros mayores de 30 micras. Es un agua que no queda retenida en el suelo y es eliminada al subsuelo, pudiendo alcanzar el nivel freático. Es un agua inútil, ya que cuando está presente en el suelo los poros se encuentran totalmente saturados de agua, el medio es asfixiante y las raíces de las plantas no la pueden tomar.

 

1.4.2 Desde el punto de vista agronómico

Capacidad máxima. Momento en el que todos los poros están saturados de agua. No existe fase gaseosa. La porosidad total del suelo es igual al volumen total de agua en el suelo.

Capacidad de retención. Cantidad máxima de agua que el suelo puede retener. Representa el almacenaje de agua del suelo. Se produce después de las precipitaciones atmosféricas cuando el agua gravitacional abandona el suelo; no obstante, durante ese período se producen pérdidas por evaporación, absorción de las plantas, etc. Por ello es muy difícil de medir. Hay una medida equivalente que se realiza en el laboratorio a un pF=3. Corresponde al agua higroscópica más la capilar, es decir el agua que ocupa los poros <8 micras.

Capacidad de campo. Surge este término para paliar la dificultad de medida de la capacidad de retención. Representa un concepto más practico, que trata de reflejar la cantidad de agua que puede tener un suelo cuando se pierde el agua gravitacional de flujo rápido, después de pasados unos dos dias de las lluvias (se habrá perdido algo de agua por evaporación). La fuerza de retención del agua variará para cada suelo, pero se admite generalmente una fuerza de succión de 1/3 de atmósfera o pF=2,5 y corresponde a poros <30 micras (para algunos suelos el pF de 1,8 es más representativo).

Punto de marchitamiento. Representa cuando el suelo se deseca a un nivel tal que el agua que queda está retenida con una fuerza de succión mayor que las de absorción de las raíces de las plantas. Es el agua que queda a una presión de 15 atmósferas o pF=4,2. El agua contenida corresponde al agua higroscópica más el agua capilar no absorbible.

En esta figura mostramos las relaciones entre el espacio poroso ocupado por el agua y el correspondiente al aire en cada uno de estos estados. En esta otra figura se reproducen los tipos de aguas presentes en un suelo al irse humedeciendo progresivamente.

Agua útil. Es el agua de flujo lento más la absorbible menos la no absorbible e higroscópica. Representa el agua en capacidad de campo menos la que hay en el punto de marchitamiento.

En esta figura mostramos los valores típicos para suelos con distintas granulometrías. En ella destacan hechos muy interesantes.

Suelos arenosos, muy baja capacidad de campo, pero casi toda su humedad es agua útil pues la cantidad de agua en punto de marchitamiento es muy pequeña.

Suelos arcillosos, muy alta capacidad de campo, pero con gran cantidad de agua inútil en punto de marchitamiento.

Suelos de granulometrías equilibradas, buenas características al compensarse los efectos de las arenas y de las arcillas.

 

 

2 Fase gaseosaEs la menos estudiada, debido a que cambia fácilmente y es muy difícil de muestrear y estudiar. Sin embargo es una fase muy importante para la respiración de los organismos y responsable de las reacciones de oxidación.

 

2.1 Localización

Se sitúa en los poros del suelo, en ellos las fases líquida y gaseosa están en mutua competencia, variando sus contenidos a lo largo del año. Un suelo en capacidad máxima no contendrá fase gaseosa mientras que otro en punto de marchitamiento presentará valores muy altos. En condiciones ideales la fase atmosférica representa un 25%, otro 25% para el agua y un 50% para la fase sólida. Se admite que un porcentaje de aire del 10% es insuficiente.

 

2.2 Composición

Se supone que tiene una composición parecida a la del aire atmosférico, pero mucho menos constante.

 Aire atmosférico %  Aire suelo %

 Oxígeno  21  10-20

 Nitrógeno  78  78,5-80

 CO2  0,03  0,2-3

 Vapor de agua  variable  en saturación

Esta composición media del aire del suelo varía no solo con la profundidad del aire sino con los cambios estacionales. En los períodos de mayor actividad biológica (primavera y otoño), hay menos O2 y más CO2 (figura).

El aire del suelo muestra variaciones locales principalmente en los contenidos de O2 y CO2. En el suelo hay menos O2 que en el aire y más CO2. Esto se explica por todos los procesos que tienen lugar en el suelo y que implican el consumo de O2 y el desprendimiento de CO2, es decir aquellas reacciones en las que estén implicados todos los organismos del suelo: respiración de las plantas, actividad de microorganismos, procesos de mineralización y procesos de oxidación.

 

2.3 Dinámica

El aire del suelo está en continuo intercambio con el aire atmosférico y gracias a esta constante renovación la atmósfera del suelo no se vuelve irrespirable. Este movimiento puede realizarse por movimiento en masa o por difusión.

 

2.3.1 Movimiento en masa.

Se produce debido a variaciones de temperatura y de presión entre las distintas capas del suelo y entre este y la atmósfera. Estos gradientes hacen que entre y salga aire del suelo. El viento impulsa el aire dentro del suelo y succiona aire de la atmósfera. También la lluvia al penetrar dentro de los poros expulsa al aire del suelo.

 

2.3.2 Difusión

La superficie del suelo actúa como una membrana permeable que permite el paso de los gases. Se intercambian selectivamente los gases del suelo con los de la atmósfera para tratar de equilibrar su composición. Así, cuando en el suelo aumenta el CO2, se produce una difusión del CO2 a la atmósfera y si en el suelo disminuye el O2 se produce una difusión del O2 de la atmósfera al suelo. Es el factor principal en los intercambios de gases entre el suelo y el aire exterior y, por tanto, el causante principal de la renovación de la atmósfera del suelo.

La difusión depende de cada tipo de gas y de la porosidad del suelo.

La cantidad de gas transferido de un medio a otro se puede expresar como:

Q = -DA c/x

D= Coeficiente de difusión

A= superficie a través de la cual se produce la difusión

c= Incremento de concentración

x= Distancia entre la cual se produce la difusión.

El signo negativo de la difusión se debe a que en realidad representa una pérdida de un medio concentrado a otro menos concentrado.

Lección 4. PROPIEDADES FÍSICAS

1 Textura

El suelo está constituido por partículas de muy diferente tamaño.

Conocer esta granulometría es esencial para cualquier estudio del suelo (ya sea desde un punto de vista genético como aplicado). Para clasificar a los constituyentes del suelo según su tamaño de partícula se han establecido muchas clasificaciones granulométricas. Básicamente todas aceptan los términos de grava, arena, limo y arcilla, pero difieren en los valores de los límites establecidos para definir cada clase. De todas estas escalas granulométricas, son la de Atterberg o Internacional (llamada así por haber sido aceptada por la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo) y la americana del USDA (Departamento de Agricultura de los Estados Unidos) las más ampliamente utilizadas. Ambas clasificaciones se reproducen en la siguiente figura.

El término textura se usa para representar la composición granulométrica del suelo. Cada termino textural corresponde con una determinada composición cuantitativa de arena, limo y arcilla. En los términos de textura se prescinde de los contenidos en gravas; se refieren a la fracción del suelo que se estudia en el laboratorio de análisis de suelos y que se conoce como tierra fina. Por ejemplo, un suelo que contiene un 25% de arena, 25% de limo y 50% de arcilla se dice que tiene una textura arcillosa. Los términos texturales se definen de una manera gráfica en un diagrama triangular que representa los valores de las tres fracciones.

 

1.1 Determinación de la textura

Las partículas no están sueltas sino que forman agregados y hemos de destruir la agregación para separar las partículas individuales. Por ello antes de proceder a la extracción de las diferentes fracciones hay una fase previa de preparación de la muestra.

En esta fase previa existen diversos métodos para separar a las partículas del suelo, unos son métodos físicos (trituración suave, agitación lenta, agitación rápida, ultrasonidos, lavado y cocción) y otros son técnicas químicas (oxidación de la materia orgánica con agua oxigenada, ataque ácido de los carbonatos y compuestos de Fe con ClH, dispersión de las arcillas con hexametafosfato sódico o amoníaco). Como los agentes agregantes pueden ser muy distintos, normalmente no sirve uno sólo de estos métodos sino que se monta una cadena de tratamientos.

La extracción final de las fracciones se realiza por tamizado para las arenas, mientras que la sedimentación en fase acuosa es el método normal de separación de los limos y de las arcillas. Si se necesita subfraccionar a la fracción arcilla se ha de recurrir a la centrifugación.

Existe un método para calcular la textura de una manera aproximada en base a la plasticidad que presenta la fracción arcilla al añadirle agua. Se toma una pequeña cantidad de muestra en la palma de la mano, se le añade agua hasta saturación. Se frotan las manos para hacer un cilindrito y en función de la facilidad de formar un tubito delgado y según que se pueda o no doblar se establecen las texturas arcillosas, francoarcillosas y francas. En función de la aspereza (se frota la muestra junto al oído y se escucha el chirrido de los granos) se determina la importancia de los contenidos en arena. En esta figura se reproduce este diagrama textural simplificado.

 

1.2 Importancia de la granulometría

El análisis granulométrico representa el dato más valioso para interpretar la génesis y las propiedades de los suelos.

a) Génesis

a.1) Textura y factores formadores

La acción de laos factores formadores queda reflejada en la textura del suelo.

Así, la roca tiende a dar una determinada clase textural, que quedara más patente cuanto más joven sea el suelo (en un principio el suelo hereda la textura del material original). El clima tiende a condicionar la textura en función de su agresividad (texturas groseras en climas áridos y texturas arcillosas en climas húmedos y templados). El relieve condiciona el transporte de las partículas. El tiempo tiende a dar una mayor alteración y favorece el aumento de la fracción arcilla.

a.2) Textura y procesos de formación

La actuación de determinados procesos queda reflejada en la textura: fersialitización (texturas arcillosas), ferralitización y podsolización (concentración de arenas), iluviación de arcilla (produce contrastes texturales entre los horizontes de un suelo).

a.3) Grado de evolución

La relación entre la cantidad de arcilla del material original y la de cada uno de los horizontes de un suelo es un buen índice del grado de evolución.

 

b) Clasificación de suelos

En todas las clasificaciones de suelos la textura es un carácter diferenciante ampliamente utilizado para definir las clases de suelos a todos los niveles.

 

c) Evaluación de suelos

De igual manera que en las clasificaciones de suelos, también a nivel de evaluación la textura del suelo es un parámetro evaluador de la calidad.

 

d) Propiedades del suelo

La gran mayoría de las propiedades físicas, químicas y fisicoquímicas están influenciadas por la granulometría : estructura, color consistencia, porosidad aireación, permeabilidad, hidromorfía, retención de agua, lavado, capacidad de cambio, reserva de nutrientes...

 

e) Propiedades agrológicas

Los suelos arenosos son inertes desde el punto de vista químico, carecen de propiedades coloidales y de reservas de nutrientes. En cuanto a las propiedades físicas presentan mala estructuración, buena aireación, muy alta permeabilidad y nula retención de agua.

Por el contrario los suelos arcillosos son muy activos desde el punto de vista químico, adsorben iones y moléculas, floculan (la fracción arcilla permanece inmóvil) y dispersan (migran), muy ricos en nutrientes, retienen mucha agua, bien estructurados, pero son impermeables y asfixiantes.

Los suelos limosos tienen nula estructuración, sin propiedades coloidales, son impermeables y con mala aireación.

Los suelos francos son los equilibrados con propiedades compensadas.

 

f) Erosión

Las partículas de arena son arrastradas por el viento y agua, las arenas finas son muy erosionables. Las arcillas se pegan y se protegen, los limos no se unen y se erosionan más fácilmente.

 

g) Contaminación

Las arenas son muy inertes mientras que las arcillas tienen un alto poder de amortiguación , pueden fijar y transformar a los contaminantes y presenta por tanto una alta capacidad de autodepuración.

2 Estructura

Las partículas del suelo no se encuentran aisladas, forman unos agregados estructurales que se llaman peds, estos agregados (o terrones) por repetición dan el suelo. Es como un poco la celdilla unidad de los cristales que por repetición origina el mineral. Los agregados están formados por partículas individuales (minerales, materia orgánica y huecos) y le confieren al suelo una determinada estructura.

Se habla de estructura como una propiedad y es más bien un estado, ya que cuando el suelo está seco, se agrieta y se manifiesta la estructura, pero si está húmedo, el suelo se vuelve masivo, sin grietas y la estructura no se manifiesta.

En los peds hay un material inerte, arenas, que se unen por la materia orgánica y las arcillas y otros agentes cementantes. Si las arcillas están dispersas, el suelo carece de estructura, si están floculadas, forman estructura (figura 1).

 

2.1 Morfología

Desde el aspecto morfológico la estructura del suelo se define por una forma, un tamaño y un grado de manifestación de los agregados.

a) Forma. Es la tendencia a manifestarse con un determinado hábito.

Se definen los siguientes tipos.

Migajosa. Agregados porosos de forma redondeada (no se ajustan a los agregados vecinos). Típica de los horizontes A.

Granular. Agregados sin apenas poros en su interior, de forma redondeada (no se ajustan a los agregados vecinos). Es similar a la migajosa pero con los agregados compactos. Típica de los horizontes A.

Angular (o en bloques angulares). Agregados de forma poliédrica, con superficies planas, de aristas vivas y con vértices. Las caras del agregado se ajustan muy bien a las de los agregados vecinos. Típicamente en los horizontes arcillosos, como son los hor. B.

Subangular (o en bloques subangulares). Agregados de forma poliédrica, con superficies no muy planas, de aristas romas y sin formación de vértices. Las caras del agregado se ajustan moderadamente a las de los agregados vecinos. Típicamente en los horizontes arcillosos, como son los hor. B.

Prismática. Cuando los bloques se desarrollan en una dirección (vertical) más que en las dos horizontales. Presente en los horizontes más arcillosos, a veces hor. B y en ocasiones hor. C.

Columnar. Prismas con su cara superior redondeada. Estructura muy rara.

Laminar. Cuando los agregados se desarrollan en dos direcciones (horizontales) más que en la tercera (vertical). Típica de los horizontes arenosos, como los hor. E.

Sin estructura. Cuando no hay desarrollo de agregados. Horizontes de partículas sueltas (pulverulentos) o masivos (endurecidos).

Un esquema de todos estos tipos estructurales se muestran en la figura.

 

b) Tamaño

Por el tamaño de los agregados las estructuras se clasifican en: gruesa, media, fina y muy fina.

 

c) Grado de desarrollo

Según la intensidad con que se manifieste el desarrollo de la estructura: fuerte, media, débil, nula.

Los agentes responsables de la estructura son las características hídricas junto a la textura y materia orgánica.También influyen: pH, CO3=, oxidos e hidróxidos de Fe, actividad biológica...

 

2.2. Micromorfología

La estructura se presenta en el campo, en el perfil del suelo, pero su estudio se completa con el microscopio petrográfico. Se analiza no sólo la forma de los agregados sino que además se estudia la composición (fragmentos gruesos, minerales y orgánicos, material fino y poros) y organización (distribuciones, orientaciones y organizaciones de los elementos que componen la estructura; figura). A partir de la observación micromorfológica se pueden deducir los procesos que han tenido lugar durante la formación del suelo (figura).

La micromorfología estudia los constituyentes del suelo y su organización (distribuciones, orientaciones y organizaciones)

 

2.3 Estabilidad de la estructura

Representa la resistencia a toda modificación de los agregados.

El agente destructor de la estructura es el agua. Hincha los materiales y dispersa los agregados.

Los agregados que están en la superficie del suelo, son dispersados por el impacto de las gotas de lluvia.

Por otra parte, al mojarse los peds el agua va entrando hacia el interior de los agregados, va comprimiendo el aire que había y llega un momento en el que el aire tiene que salir y resquebraja o rompe el agregado.

 

3 Porosidad

Representa el porcentaje total de huecos que hay entre el material sólido de un suelo.

Es un parámetro importante porque de él depende el comportamiento del suelo frente a las fases líquida y gaseosa, y por tanto vital para la actividad biológica que pueda soportar.

Se estudia con la técnica micromorfológica y se cuantifica de una manera indirecta en las medidas de pF y de densidad aparente.

4 Dinámica del agua

4.1 Movimientos del agua en el suelo

Como hemos visto el tema anterior (lección 3) el agua del suelo está sometida a dos tipos de fuerzas de acciones opuesta. Por un lado las fuerzas de succión tienden a retener el agua en los poros mientras que la fuerza de la gravedad tiende a desplazarla a capas cada vez más profundas. De esta manera si predominan las fuerzas de succión el agua queda retenida mientras que si la fuerza de la gravedad es más intensa el agua se mueve hacia abajo.

Pero también el agua asciende en el suelo. Esto se debe a la capilaridad (efecto especialmente intenso en los climas áridos) y por diferencia de humedad (los horizontes más profundos permanecen más húmedos al estar protegidos, por su lejanía de la superficie del suelo, a las pérdidas de agua debidas a la evaporación y a la absorción de las plantas.

Por otra parte el agua no sólo se mueve en sentido vertical sino que también lo hace en dirección lateral, movimiento generalizado en todos los relieves colinados y montañosos.

Formación de la costra seca superficial o efecto self mulching. Es una capa de extrema aridez que se produce en los horizontes superiores del suelo y protege de la evaporación al agua contenida en los horizontes profundos. Se debe al distinto grado de humedecimiento que presenta el suelo en función de la profundidad. Al haber un gradiente de humedad con la profundidad del perfil también habrá diferentes potenciales de succión para las distintas capas del suelo. En los horizontes superiores las fuerzas de succión de agua son más intensas que las de los horizontes inferiores. Como resultado el agua asciende desde los niveles más húmedos hacia la superficie. Pero en el suelo no llega a igualarse los contenidos en humedad de las distintas capas debido a la histéresis que muestran las curvas de desorción y sorción de agua que describimos en el punto 1.3 del tema anterior. A igualdad de fuerza de retención el suelo que se está desecando (horizontes inferiores) contiene siempre más agua que el suelo que se está humedeciendo (horizontes superiores). A igualdad de pF un determinado nivel del suelo está recibiendo de su capa inferior menos agua de la que allí queda y a su vez él cede a una capa superior menos agua de la que se queda. Como consecuencia cada vez asciende menos agua y llega un momento que se interrumpe el movimiento ascensional, cuando ocurre se produce la ruptura del lazo capilar que rodea a todas las partículas del suelo. Esto evita que se pierda gran cantidad de agua, es decir, el suelo se protege de la pérdida de agua.

 

4.2 Permeabilidad

Representa la facilidad de circulación del agua en el suelo. Es un parámetro muy importante que influirá en la velocidad de edafización y en la actividad biológica que puede soportar un suelo.

Está condicionada fundamentalmente por la textura y la estructura.

Se evalua por la velocidad de infiltración que representa el caudal de agua que puede pasar por unidad de tiempo. Valores de dm/hora corresponden a suelos muy permeables, cm/hora dan suelos permeables y mm/hora para suelos poco permeables.

La velocidad de infiltración no es siempre la misma para un mismo suelo, pues depende de las condiciones de humedad que presente. Cuando el suelo se encuentra seco la infiltración tiene sus máximos valores y luego conforme cada vez esta más húmedo su capacidad de admitir más agua es cada vez menor hasta que en condiciones de saturación total alcanza un valor constante.

4.3 Perfil hídrico

Normalmente en el suelo existe un gradiente de humedad, de forma que no todos los horizontes del suelo se presentan con el mismo grado de humedad en un momento determinado. A la curva que representa el estado de humedad del suelo con la profundidad se le llama perfil hídrico. Como es lógico el perfil hídrico de un suelo varia a lo largo del año. En esta figura mostramos como varía el perfil hídrico en un suelo de textura franca que soporta vegetación arbustiva, en tres períodos representativos, durante el período seco, al producirse la lluvia y después de terminar las precipitaciones.

 

4.4 Balance hídrico

Representa la valoración del agua en el suelo a través del año. Se valora, como en cualquier balance, por los aportes, pérdidas y retenciones.

AGUA RETENIDA = RECIBIDA- PERDIDA

Agua recibida: Precipitaciones atmosféricas y condensaciones.

Agua perdida: Evaporación, transpiración (o sea evapotranspiración) y escorrentía (superficial, hipodérmica y profunda).

De los aportes de agua que llegan al suelo procedente de las precipitaciones atmosféricas una parte penetra y otra parte no lo hace.

El agua que penetra en el suelo, parte se evapora, otra escurre, otra pasa a la capa freática, otra es consumida por las plantas y finalmente otra parte es retenida.

Se hace un balance anual (en una ficha o en una gráfica) partiendo de los datos climáticos mensuales de precipitación y temperatura (figura). A partir de las temperaturas se calculan las evapotranspiraciones potenciales (cantidad de agua que se podría perder considerando las características climáticas) y reales (cantidad de agua que realmente se pierde teniendo en cuenta la que hay en el suelo en cada momento). Se calcula la reserva de agua en el suelo (agua útil por profundidad de enraizamiento en dm por la densidad aparente) para saber la cantidad de agua que puede almacenar el suelo (reserva de agua para los meses secos) y se mide como varía la reserva a lo largo del año (figura).

La capacidad de reserva de agua de un suelo es fundamental para los suelos sometidos a pocas o medias precipitaciones

 5 Densidad aparente

El suelo como todo cuerpo poroso tiene dos densidades. La densidad real (densidad media de sus partículas sólidas) y la densidad aparente (teniendo en cuenta el volumen de poros).

La densidad aparente refleja el contenido total de porosidad en un suelo y es importante para el manejo de los suelos (refleja la compactación y facilidad de circulación de agua y aire). También

es un dato necesario para transformar muchos de los resultados de los análisis de los suelos en el laboratorio (expresados en % en peso) a valores de % en volumen en el campo.

 

6 Color

Es una propiedad muy utilizada al estudiar los suelos pues es fácilmente observable y a partir de él se pueden deducir rasgos importantes. Puede ser homogéneo para un horizonte o presentar manchas.

Se mide por comparación a unos colores estandar recogidos en las tablas Munsell.

Los agentes cromógenos son diversos, los colores más comunes son:

Color oscuro o negro. Normalmente debido a la materia orgánica (cuanto más oscuro es el horizonte superficial más contenido en materia orgánica se le supone). Cuando esta localizado en nódulos y películas se le atribuye a los compuestos de hierro y, sobre todo, de manganeso.

Color blancuzco. Debido a los carbonatos o al yeso o sales más solubles. En los horizontes eluviales es consecuencia del lavado de las arenas (constituidas por cuarzo y en menor proporción, por feldespatos).

Colores pardos amarillentos. Oxidos de hierro hidratados y unidos a la arcilla y a la materia orgánica.

Colores rojos. Oxidos férricos tipo hematites. Medios cálidos con estaciones de intensa y larga sequía.

Colores abigarrados grises y rojos/pardos. Compuestos ferrosos y férricos. Característicos de los suelos pseudogley con condiciones alternantes de reducción y oxidación.

Colores grises verdosos/azulados. Compuestos ferrosos, arcillas saturadas con Fe++. Indican intensa hidromorfía, suelos gley.

 

7 Calor

El suelo recibe las radiaciones procedentes del Sol y se calienta. Su temperatura depende de como lleguen las radiaciones a la superficie (humedad atmosférica, transparencia, nubosidad, precipitaciones, vientos, topografía, cobertera vegetal, etc) y de como el suelo las asimile (humedad, color, calor específico, conductividad, etc) (figura).

La temperatura del suelo está directamente relacionada con la temperatura del aire atmosférico de las capas próximas al suelo. La temperatura del suelo, como la del aire, está sometida a cambios estacionales y diurnos. Estas oscilaciones se van amortiguando hacia los horizontes profundos. La distribución de la temperatura con la profundidad constituye el perfil térmico.

La temperatura del suelo es una medida de la que se dispone de muy pocos datos. Se acepta que la temperatura del suelo a 50 centímetros de profundidad es equivalente a la del aire atmosférico más 1 grado centígrado.

Lección 5. PROPIEDADES FISICOQUIMICAS

 

1 Cambio iónico

1.1 Teorías del intercambio iónico

1.2 Capacidad de cambio de cationes

1.3 Importancia de la capacidad de cambio iónico

2 Acidez del suelo

2.1 Importancia del pH

3 Potencial de oxidación - reducción

4 TEST

 

1 Cambio iónicoDesde muy antiguo se sabía que al pasar un disolución a través de un material pulverulento se perdía parte de la concentración de la disolución. Por ejemplo era muy conocido el hecho de que los suelos pueden extraer sales y colorantes de una solución. Hoy día estas reacciones se justifican por un intercambio de iones entre la solución y el material sólido.

Se define el cambio iónico como los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas del suelo adsorben iones de la fase acuosa liberando al mismo tiempo otros iones en cantidades equivalentes, estableciéndose el equilibrio entre ambas fases.

Según el tipo de iones que se intercambien,

Cambio de cationes: Suelo-M   +   X+   ----->   Suelo-X   +   M+

Cambio de aniones: Suelo-N   +   Y-    ----->    Suelo-Y   +   N-

Es proceso dinámico que se desarrolla en la superficie de las partículas. Como los iones adsorbidos quedan en posición asimilable constituyen la reserva de nutrientes para las plantas.

Las causas que originan el intercambio iónico son los desequilibrios eléctricos de las partículas del suelo. Para neutralizar las cargas se adsorben iones, que se pegan a la superficie de las partículas. Quedan débilmente retenidos sobre las partículas del suelo y se pueden intercambiar con la solución del suelo.

Cuanto más superficie tenga el material y más desequilibrada se encuentre, más iones se fijaran.

 

1.1 Teorías del intercambio iónico

Existen tres teorías que tratan de explicar el porqué de este proceso.

Red cristalina. Considera las partículas de los minerales como sólidos iónicos. Los iones de los bordes están débilmente retenidos por lo que pueden abandonar la estructura y pueden cambiarse con los de la solución del suelo.

Doble capa eléctrica. Considera el contacto entre el sólido y la fase líquida como un condensador plano. Entre el metal (el sólido) y el electrólito (la disolución) existe una diferencia de potencial que atrae a los iones de la solución del suelo. Se forma una doble capa eléctrica formada por los iones del sólido y los atraídos en la solución.

Membrana semipermeable. La interfase sólido-líquido actúa como una membrana semipermeable que deja pasar los iones de la solución y a los de la superficie de las partículas pero no a los del interior de los materiales.

Básicamente las tres teorías son compatibles y simplemente se trata de enfoques distintos:

iones débilmente retenidos para la teoría cristalina.

desequilibrios eléctricos para la teoría de la doble capa eléctrica.

diferentes concentraciones para la teoría de la membrana semipermeable.

 

1.2 Capacidad de cambio de cationes

Es el más importante, y mejor conocido.

En el suelo son varios los materiales que pueden cambiar cationes. Los principales cambiadores son las arcillas y la materia orgánica (los dos materiales presentan propiedades coloidales).

Las causas de la capacidad de cambio de cationes de las arcillas son:

Sustituciones atómicas dentro de la red.

Existencia de bordes (superficies descompensadas).

Disociación de los OH de las capas basales.

Enlaces de Van der Waals.

En las arcillas, además de en su superficie, los iones pueden entrar entre las láminas.

Las causas de la capacidad de cambio de materia orgánica son:

Disociación de los OH.

Disociación de los COOH.

En cuanto a los factores que hacen que un suelo tengan una determinada capacidad de cambio de cationes son varios.

Tamaño de las partículas. Cuanto más pequeña sea la partícula, mas grande será la capacidad de cambio.

Naturaleza de las partículas. La composición y estructura de las partículas influirá en las posibilidades de cambio de sus cationes. Así la capacidad de cambio catiónico (CCC) de algunos de los materiales más comunes en los suelos los representamos en la siguiente tabla.

 Naturaleza de la partícula  CCC, meq/100g

 cuarzo y feldespatos  1-2

 oxidos e hidróx. Fe y Al  4

 caolinita  3-15

 ilita y clorita  10-40

 montmorillonita  80-150

 vermiculita  100-160

 materia orgánica  300-500

Como vemos la naturaleza del cambiador confiere mayor a menor capacidad de cambio. Cada 1% de arcilla puede repercutir en medio miliequivalente en la capacidad de cambio de cationes del

suelo. Si en vez de arcilla nos referimos a la materia orgánica, cada 1% puede repercutir en 2 miliequivalentes más (miliequivalente / 100gr = cmol(+)Kg-1).

Tipo de cationes cambiables. La capacidad de cambio de cationes representa el total de cargas negativas, o lo que es lo mismo el número de cargas positivas que incorporan los cationes que vienen a fijarse.

No obstante, la naturaleza de los cationes de cambio pueden modificar el valor de la capacidad de cambio, aumentándola o disminuyéndola, en función de su carga y de su tamaño. Los cationes divalentes, trivalentes... al adsorberse aumentan la capacidad de cationes de cambio mientras que los cationes de gran tamaño (radicales orgánicos) disminuyen la CCC al bloquear, por su tamaño, posiciones de cambio.

pH. Los suelos presentan distinta capacidad de cambio en función del pH. A pH bajos los hidrogeniones están fuertemente retenidos en las superficies de las partículas, pero a pH altos los H de los grupos carboxílicos primero y de los OH después, se disocian y los H+ pueden ser intercambiados por cationes.

Esto es la consecuencia de que la capacidad de cambio de cationes aumente con el pH.

Los cationes que frecuentemente ocupan las posiciones de cambio en los suelos son: Ca++, Mg++, K+, Na+, H+, Al+++, Fe+++, Fe++, NH4+, Mn++, Cu++ y Zn++.

En los suelo ácidos predominan H+ y Al+++, en los suelos alcalinos predominan las bases fundamentalmente el Na+ y en los neutros el Ca++.

La relación en el complejo de cambio entre los cationes y el H+ + Al+++, expresado en %, representa el grado de saturación

grado de saturación : V=S/Tx100

siendo, T = capacidad de cambio. Mide la cantidad de bases de cambio (T = S + Al+++ + H+)

S = Ca++ + Mg++ + Na+ + K+.

Cuando V > 50% el suelo está saturado.

Si V < 50% el suelo se encuentra desaturado. Las posiciones de cambio están ocupadas principalmente por H+ y Al+++; se trata de un medio pobre en nutrientes.

 

1.3 Importancia de la capacidad de cambio

Controla la disponibilidad de nutrientes para las plantas: K+, Mg++, Ca++, entre otros.

Interviene en los procesos de floculación - dispersión de arcilla y por consiguiente en el desarrollo de la estructura y estabilidad de los agregados.

Determina el papel del suelo como depurador natural al permitir la retención de elementos contaminantes incorporados al suelo.

2 Acidez del sueloLa acidez del suelo mide la concentración en hidrogeniones.

En los suelos los hidrogeniones están en la solución, pero también existen en el complejo de cambio, o sea hay dos tipos de acidez, activa o real (en solución) y de cambio o de reserva (para los adsorbidos). Ambas están en equilibrio dinámico. Si se eliminan H+ de la solución se liberan otros tantos H+ adsorbidos. Como consecuencia el suelo muestra una fuerte resistencia a cualquier modificación de su pH, está fuertemente tamponado.

Los factores que hacen que el suelo tenga un determinado valor de pH son diversos, fundamentalmente:

Naturaleza del material original. Según que la roca sea de reacción ácida o básica.

Factor biótico. Los residuos de la actividad orgánica son de naturaleza ácida.

Precipitaciones. Tienden a acidificar al suelo y desaturarlo al intercambiar los H+ del agua de lluvia por los Ca++, Mg++, K+, Na+... de los cambiadores.

Complejo adsorbente. Según que esta saturado con cationes de reacción básica (Ca++, Mg++...) o de reacción ácida (H+ o Al+++). También dependiendo de la naturaleza del cambiador variará la facilidad de liberar los iones adsorbidos.

 

2.1 Importancia del pH

Influye en las propiedades físicas y químicas.

Propiedades físicas. Los pH neutros son los mejores para las propiedades físicas de los suelos. A pH muy ácidos hay una intensa alteración de minerales y la estructura se vuelve inestable. En pH alcalino, la arcilla se dispersa, se destruye la estructura y existen malas condiciones desde el punto de vista físico.

Propiedades químicas y fertilidad. La asimilación de nutrientes del suelo está influenciadas por el pH, ya que determinados nutrientes se pueden bloquear en determinadas condiciones de pH y no son asimilable para las plantas (figura 1).

Alrededor de pH 6-7,5 son las mejores condiciones para el desarrollo de las plantas (figura 2, figura 3, figura 4 y figura 5).

 

3 Potencial de oxidación - reducciónLas condiciones de oxidación-reducción del suelo son de gran importancia para procesos de meteorización, formación de diversos suelos y procesos biológicos, también están relacionadas con la disponibilidad de ciertos elementos nutritivos.

La formulación química de las reacciones de oxidación-reducción es la siguiente:

ESTADO OXIDADO + ELECTRONES <=> ESTADO REDUCIDO

En el suelo existe un equilibrio entre los agentes oxidantes y reductores. La materia orgánica se encuentra reducida y tiende a oxidarse, es reductora, ya que al oxidarse tiene que reducir a otro de los materiales del suelo. Por el contrario el oxígeno es oxidante. Por otra parte hay muchos elementos químicos que funcionan con valencias variables, pudiendo oxidarse o reducirse según el ambiente que predomine.

Los procesos de oxidación reducción envuelven a elementos que pueden actuar con diferentes valencias y entre ellos tenemos: Fe, Mn, S, N. Algunos ejemplos de procesos de de oxidación en el suelo son:

Oxidación: del Fe+2 de minerales primarios en Fe+3 formando óxidos e hidróxidos; la transformación de Mn+2 en Mn+4; la oxidación de S=, por ejemplo de pirita, en sulfatos; la nitrificación o sea la transformación de NH4 en nitritos y nitratos.

Por el contrario muchos procesos suceden bajo condiciones reductoras como la desnitrificación, la desulfuricación, la formación de compuestos Fe+2 y Mn+2.

En los suelos normales el ambiente es aireado y por tanto la tendencia general es oxidante. En los suelos hidromorfos la saturación en agua tiende a provocar un ambiente reductor (figura 6).

Los valores de pH y potencial redox (medidas Eh) delimitan los campos de estabilidad de los materiales del suelo. Los compuestos de Fe y Mn son muy sensibles a cambios de pH y Eh.