suelos

Edafologa y Climatologa Forestal. Tema 7.- Los componentes del suelo

TEMA 7.- LOS COMPONENTES DEL SUELO

INDICE

7.1. Introduccin 7.2. La fraccin mineral

7.2.1. Origen y mineraloga 7.2.2. Textura

7.3. La materia orgnica 7.3.1. Definicin y ciclo de la materia orgnica 7.3.2. Componentes del humus 7.3.3. Calidad de la materia orgnica 7.3.4. Tipos de humus 7.3.5. Papel de la materia orgnica en el suelo

7.4. Los complejos organo-minerales 7.4.1. Tipos de complejos 7.4.2. El estado coloidal 7.4.3. Capacidad de cambio y el complejo adsorbente 7.4.4. Estructura

7.5. El color del suelo 7.6. El aire en el suelo

7.6.1. La atmsfera edfica 7.6.2. Oxidacin y reduccin

7.7. El agua en el suelo 7.7.1. Estado energtico. Potencial hdrico 7.7.2. Tipos de agua en el suelo 7.7.3. Movimientos del agua

7.8. La solucin del suelo 7.8.1. El pH 7.8.2. Transporte de sustancias: migraciones

7.1.- INTRODUCCIN

Como resultado de la actuacin de los factores formadores se desarrollan unos procesos de formacin que conducen a la aparicin de los suelos, los cuales estn constituidos por tres fases: fase slida, fase lquida y fase gaseosa (Figura 7.1).

Figura 7.1. Fases del suelo

Como consecuencia de estas tres fases el suelo presenta unas determinadas propiedades que dependen de la composicin y constitucin de sus componentes. La fase lquida constituye el medio ideal que facilita la reaccin entre las tres fases, pero tambin se producen reacciones dentro de cada fase.

Los minerales constituyen la base del armazn slido que soporta al suelo (Figura 7.2.)


Figura 7.2. Representacin de las fases del suelo

La fase slida representa la fase mas estable del suelo y por tanto es la ms representativa y la ms ampliamente estudiada. Es una fase muy heterognea, formada por constituyentes inorgnicos y orgnicos. Los seres vivos son uno de los constituyentes ms importantes del suelo y se estudiarn en el tema 8, ya que son uno de los factores importantes de formacin del suelo

7.2.- LA FRACCIN MINERAL

Cuantitativamente en un suelo normal la fraccin mineral representa de un 45-49% del volumen del suelo. Dentro de la fase slida constituye, para un suelo representativo, del orden del 90-99% (el 10-1% restante corresponde a la materia orgnica).

7.2.1. Origen y mineraloga

La fraccin mineral deriva principalmente del sustrato geolgico por procesos de meteorizacin in situ. Sin embargo, en algunas ocasiones la fraccin mineral del suelo no tiene como origen la roca madre subyacente:

En algunos casos los materiales han sido transportados por un ro y depositados dando lugar a depsitos aluviales

Se pueden dar arrastres de material que proceden de zonas superiores de la ladera dando lugar a coluvios o depsitos coluviales

La fraccin mineral puede ser arrastrada por el viento dando lugar a depsitos elicos.

Corrientes de lava pueden ser el origen de depsitos volcnicos.

Dependiendo de su estabilidad los minerales pueden proceder de tres orgenes:

- Minerales heredados: son minerales muy estables que pasan de la roca al suelo sin transformarse. Se les conoce como minerales primarios. Tpicamente el cuarzo.

- Minerales de alteracin: son minerales que se transforman durante la edafizacin. Es una alteracin qumica en la cual el mineral primitivo pasa a otro secundario de una manera gradual y progresiva. Se les denomina minerales secundarios. Generalmente es posible establecer una secuencia de granos cada vez ms alterados. Tpicamente la transformacin comienza en la superficie del grano y se va formando una recubierta de alteracin que progresivamente va desplazndose hacia el interior del grano, llegando a invadirlo completamente. Muy frecuentemente el borde entre el mineral primitivo y el secundario est constituido por una zona de transicin gradual entre ambos materiales.

- Minerales de neoformacin: cuando no existe (o si ha existido, no ha quedado ninguna prueba) relacin gentica entre un mineral edfico y los minerales que


existan en la roca. Como los del apartado anterior se les llama minerales secundarios, o edficos.

La existencia de los minerales en el suelo est 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 modificacin en su composicin qumica o de su estructura cristalina. Por tanto a mayor estabilidad menor ser la alteracin.

La estabilidad depende de numerosos factores. Unos son debidos al propio mineral pero tambin determinadas caractersticas del medio van a modificar sensiblemente la estabilidad de los minerales. As en medios muy agresivos slo vamos a poder encontrar presentes minerales muy estables, mientras que en otros suelos podremos encontrar minerales inestables.

Los parmetros propios del mineral que van a regular su estabilidad son muchos:

- Composicin. Modificar la estabilidad en funcin de que el mineral contenga iones ms o menos solubles y segn se comporten frente a la oxidacin y la hidrlisis.

- Estructura. Tambin va a ser un factor decisivo. Por ejemplo la estabilidad disminuir cuanto ms abierta sea la estructura y aumentara para los empaquetamientos densos y compactos. Por otra parte, resulta evidente que la fuerza del enlace entre las partculas del mineral tambin va a ser un factor importante.

- Tamao. Cuanto menor tamao ms superficie presentar el grano (la relacin superficie/volumen crece) y ms inestable se tornar el mineral (hay muchos minerales en las arenas que no resisten al pasar al tamao de las arcillas).

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

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

Los factores del medio que regulan la estabilidad son:

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

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

- Drenaje. Va a regular el tiempo de contacto del agua con partculas del suelo. Tambin influir regulando la concentracin de las sales de la solucin del suelo y modificar su poder hidroltico. 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 atravesar el suelo y una vez cargada de bases se eliminar al subsuelo.

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

- Aireacin. Dependiendo del ambiente que predomine, oxidante o reductor, los minerales que contengan formas reducidas u oxidantes podrn o no alterarse.

- Factor bitico. Los organismos (principalmente microorganismos y races de las plantas) atacan a los minerales para extraer nutrientes.

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

La estabilidad del mineral tambin va a ser la responsable de que la mineraloga de las fracciones gruesas (arenas) y la de las finas (arcillas) sea distinta. Las arenas representan una fraccin muy estable (los granos de las arenas al ser de gran tamao presentan poca superficie relativa frente a su volumen) y en ellas predominan los


granos heredados, ms o menos transformados. Las arcillas se caracterizan por su gran superficie (partculas de muy pequeo tamao, casi toda ella es superficie), por ello son muy activas y estn constitudas por minerales de neoformacin y de alteracin.

La mineraloga de las arenas es muy diversa, segn se resume en la Tabla 4.1.

Abundancia Grupo mineral Especie mineral

Poca Nesosilicatos Circn, granates, distena

Escasa Ciclosilicatos Turmalina

Poca Inosilicatos Piroxenos y anfboles

Abundantes Filosilicatos Micas y cloritas

Muy abundantes Tectosilicatos Feldespatos

Muy abundantes Oxidos Cuarzo

Media Oxidos e hidrxidos Hematites, goethita

Muy variable Carbonatos, sulfatos Calcita, yeso

Tabla 4.1. Mineraloga de las arenas.

En las zonas templadas y hmedas, la fraccin arenosa est compuesta sobretodo por partculas de cuarzo, algunos granos de feldespato, mica y otros minerales raros como circonio, tourmalina y glouconita. Estos minerales pueden servir para determinar el origen del material y el proceso de meteorizacin sufrido. Es frecuente que los granos de cuarzo supongan el 90-95% de las partculas de arena y limo de los suelos procedentes de rocas sedimentarias.

En suelos tropicales hmedos, los minerales primarios ms alterables como feldespato y mica suelen faltar. Predomina el cuarzo y las arcillas mineralgicas secundarias (caolinita) junto con los hidrxidos de hierro y aluminio (arcilla granulomtrica).

La mineraloga de las arcillas est constituida fundamentalmente por filosilicatos, como se muestra en la Tabla 4.2.

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 Alfanas

Media Oxidos Cuarzo

Poca Tectosilicatos Feldespatos

Poca Oxidos Hematites y goethita

Poca Carbonatos Calcita

Poca Sulfatos Yeso

Poca Haluros Halita

Tabla 4.2. Mineraloga de las arcillas.


La arcilla mineralgica es el componente ms importante del suelo. Son pequeos partculas planas de mineral (< 2 micras) con una estructura cristalina plana de tetraedros de slice (SiO4) y octaedros de aluminio o magnesio. Se distinguen tres grupos principales: caolinita, esmectita y micas hidratadas.

Muchos de los minerales de arcilla proceden de la roca madre pero tambin pueden formarse por recristalizacin de otras sustancias. Por ejemplo, la caolinita puede formarse a partir de la solucin del suelo rica en aluminio y slice.

Debido al reducido tamao de las partculas de arcilla mineralgica, las fuerzas elctricas de las molculas provocan que una determinada carga sea predominante en la superficie. Esta peculiaridad, reducido tamao y carga elctrica superficial, confiere a estas partculas un estado coloidal, que se define como la capacidad de estar disperso en un medio determinado. Ejemplos de dispersiones son el humo y el cuarzo ahumado.

Otros minerales secundarios que pueden formarse en el suelo son, adems de las arcillas, los xidos de hierro y aluminio, el carbonato clcico y el yeso. En suelos donde hay ciclos de oxidacin y reduccin, los xidos de Fe y Mg pueden precipitar en los horizontes con mal drenaje cuando se secan formando concreciones que van creciendo por adicin de capas concntricas. Por otro lado, las costras de CaCO3 y yeso son frecuentes en los suelos de clima seco y estacional.

7.2.2. Textura

Los distintos horizontes del suelo pueden estar formados por fragmentos de roca de ms de un metro, hasta partculas menores de una micra. Atendiendo al tamao de partcula se suelen distinguir los elementos especificados en la Tabla 4.3

Elementos gruesos Dimetro aparente > 2mm

Bloques 25 a 60 cm y ms

Cantos 6 a 25 cm

Grava gruesa 2 a 6 cm

Grava media 0,6 a 2 cm

gravilla 0,2 a 0,6 cm

Tierra fina Dimetro aparente < 2mm

Arena

Limo

Arcilla

Tabla 4.3 Denominacin de distintos tamaos de partcula

El estudio de las partculas minerales puede llevarse a cabo desde muy distintos puntos de vista (mineraloga, grado de meteorizacin, relacin entre ellas, etc.) pero un planteamiento ms sencillo y, por ello, ms generalizado, consiste en determinar la textura o composicin granulomtrica.

La textura o composicin granulomtrica de la tierra fina se define como las proporciones relativas de las partculas minerales del suelo inferiores a 2 mm, agrupadas por categoras de tamaos, previa destruccin de los agregados y supuestas esfricas.

La textura es una de las caractersticas ms estables y puede considerarse una determinacin bsica de cada horizonte de un suelo. El inters de conocer la granulometra reside en inferir otras propiedades y caractersticas directamente relacionadas con el uso y comportamiento del suelo como:


Capacidad de retencin de agua disponible para las plantas.

Facilidad de circulacin del agua.

Facilidad de laboreo

Riesgo de formacin de costras superficiales.

Riesgo de erosin hdrica y elica

Capacidad de almacenar nutrientes

Magnitud de la superficie especfica

Para separar las distintas fracciones granulomtricas (arcilla, limo y arena) es necesario establecer los lmites entre cada una de ellas, siendo los criterios adoptados algo arbitrarios. Los ms comunes en Edafologa son los propuestos por Attenberg, adoptados por la Sociedad Internacional de Ciencias del Suelo (ISSS) y los del Departamento de Agricultura de Estados Unidos (USDA). Estas clasificaciones se presentan en la Tabla 4.4.

Fracciones Clasificacin

Denominacin Dimetro (micras)

USDA Simple Arena 50 2000

Limo 2 50

Arcilla < 2

USDA Arena gruesa 500 2000

Arena fina 50 500

Limo 2 50

Arcilla < 2

USDA Completa Arena muy gruesa 1000 2000

Arena gruesa ss 500 1000

Arena media 250- 500

Arena fina ss 100 250

Arena muy fina 50 100

Limo 2 50

Arcilla < 2

ISSS Simple Arena 20 2000

Limo 2 - 20

Arcilla < 2

ISSS Completa Arena gruesa 200 2000

Arena fina 20 200

Limo 2 - 20

Arcilla < 2

Tabla 4.4. Clasificaciones granulomtricas ms comunes. ss: en sentido estricto

La justificacin de los lmites adoptados en las distintas clasificaciones se indica en la Tabla 4.5.


Lmite Fraccin Justificacin

> 2 mm El. gruesos

A partir de ese tamao las fuerzas de unin actan difcilmente y las partculas se mantienen separadas y sin cohesin, incluso si estn hmedas

200 micras Lmite superior de arena fina ISSS

Por debajo de ese tamao los granos de los minerales formadores de las rocas se presentan separados. Tiene inters para el estudio mineralgico de la arena

50 micras Lmite superior Limo USDA

El predominio de partculas de tamao de limo (50 2 micras) en un suelo le confiere unas caractersticas fsicas desfavorables, inestabilidad estructural, apelmazamiento, susceptibilidad a formar costra superficial, deficiente movimiento de agua, etc...

20 micras Lmite superior del limo ISSS Lmite arbitrario

< 2 micras Arcilla Partculas con elevada carga elctrica superficial. Superficie especfica elevada

Tabla 4.5. Justificacin de lmites entre fracciones granulomtricas

Todos los sistemas han adoptado como lmites extremos comunes 2 mm y 2 micras. Los lmites a 20 y 50 micras, que separan las clases arcilla y limo en la clasificacin ISSS y USDA respectivamente son bastante arbitrarios y obedece a que en los aos en los que se fijaron el conocimiento de los suelos era muy imperfecto. El valor de 100 micras, que slo utiliza la clasificacin USDA para identificar la arena muy fina ha ido adquiriendo importancia y se emplea para evaluar las prdidas potenciales de suelo por erosin en la Ecuacin Universal de Prdidas de Suelo (USLE).

El predominio de la fraccin de 50 100 micras favorece la formacin de poros de tamao muy pequeo. El agua inmovilizada en estos poros puede llegar a crear condiciones reductoras.

Clases texturales

Las combinaciones posibles de los porcentajes de arena, limo y arcilla pueden agruparse en unas pocas clases de tamaos o clases texturales, que proporcionan una idea de sntesis y facilitan la utilizacin de la informacin.

Al establecer cada clase se ha buscado agrupar aquellos suelos con anlogo comportamiento frente al agua y la respuesta a las plantas, fijando los lmites entre clases para dejar claras esas diferencias. El nombre tiene su origen en la experiencia de aos de estudio. Al establecer los nombres se ha querido dejar patente que la accin de ciertas fracciones es ms acentuada que la de otras , a igualdad de porcentaje , para determinar propiedades del suelo y el comportamiento del agua y las plantas.

Para representar la distintas clases texturales se han construido los tringulos de textura o diagramas triangulares que se presenta en la Figura 7.3. y 7.4, tanto para la clasificacin ISSS como para la clasificacin USDA.


Figura 7.3. Tringulo de texturas. Clasificacin USDA


Figura 7.4. Tringulo de texturas. Clasificacin ISSS.

La fraccin arcilla resulta mucho ms determinante del comportamiento de un horizonte y en consecuencia del suelo y de la respuesta a las plantas que el resto de fracciones, y as se pone de manifiesto en la denominacin de la clase textural. Debe haber unas tres veces ms arena gruesa que arcilla para que el suelo tenga unas propiedades condicionadas por la arena.

De acuerdo con los criterios USDA, con tan slo un 20% de arcilla, la denominacin de la clase textural incluye ya la calificacin de arcilloso. Un horizonte no pasa a llamarse limoso hasta alcanzar un 40% de limo, mientras que es necesario que exista un 44% de arena para que se manifiesten propiedades derivadas de esta fraccin, que slo se hacen claramente patentes a partir de un 70%, en la clase arenoso-franca.

Una textura se denomina equilibrada si presenta contenidos ptimos para la mayora de cultivos y especies, que es aproximadamente 40-45% de arena, un 30-35% de limo y un 25% de arcilla.

7.2. LA MATERIA ORGNICA

7.2.1. Origen y ciclo de la materia orgnica

La materia orgnica del suelo est formada por una acumulacin de residuos en distintos grados de descomposicin y en parte re-sintetizados, gracias a la accin de


los organismos del suelo. Se puede dividir en dos grandes grupos: la materia orgnica fresca (materia orgnica no humificada) y el humus:

- La materia orgnica fresca es la materia prima para la formacin de sustancias hmicas y est integrada por:

Biomasa vegetal (mayoritaria) senescente (necromasa) procedente de la parte area de la vegetacin y races y de restos, deyecciones y secreciones de animales. Constituye una fuente de energa para las comunidades saprofitas que la consumen.

Biomasa microbiana, masa de microorganismos y microfauna menores de 5 x 10-3 micras.

- Humus: Es una sustancia amorfa formada por un complejo de productos orgnicos de naturaleza coloidal originado por un doble proceso de descomposicin y sntesis de los despojos orgnicos del suelo. Presenta uniones dbiles con la fraccin mineral y estn originados por la accin microbiana y procesos abiticos. Suponen de un 60 al 80 % de la materia orgnica (MO) del suelo.

El ciclo que experimenta la Materia orgnica se indica en la Figura 7.5. El proceso de humificacin implica tanto la descomposicin del material original como la mayor o menor sntesis de esta descomposicin. Parte del material de partida es mineralizado directamente (mineralizacin directa). En el humus se integra, asimismo, una mayor o menor cantidad de nitrgeno incorporado por los organismos fijadores. El humus es, pues, un complejo de compuestos orgnicos ms o menos polimerizado que, lentamente, sufre una mineralizacin progresiva sin perjuicio de que algunos iones finales vuelvan a ser reincorporado al humus en un proceso de sntesis. En el proceso de formacin del humus es esencial la accin de los microorganismos que se estudiarn en el Tema 8.

La materia orgnica del suelo puede presentarse de varias formas: puede estar ntimamente mezclada con la fraccin mineral del horizonte superficial (A); puede estar acumulada en un horizonte profundo (Bh); o puede formar capas discretas sobre la superficie (O, H)


Figura 7.5 El ciclo de la materia orgnica en el suelo

7.2.2. Componentes del humus

El humus es una sustancia qumicamente muy compleja. Son sustancias de alto peso molecular con una estructura amorfa. Sus componentes esenciales son los cidos flvicos, los cidos hmicos y la humina.

Todos estos compuestos estn formados por ncleos aromticos unidos entre s por cadenas alifticas y por grupos funcionales de carcter cido. Es una serie continua de manera que los cidos flvicos son los compuestos ms sencillos, incluso solubles en agua, que pueden evolucionar, en determinadas condiciones, en el sentido cidos hmicos humina por polimerizacin progresiva de los ncleos con disminucin de la importancia relativa de las cadenas alifticas.

Los cidos hmicos se pueden dividir en fracciones ms o menos polimerizadas: cidos himatomelnicos, cidos hmicos pardos y cidos hmicos grises, que son los de mayor grado de polimerizacin de este grupo.

Los grupos carboxilicos COOH proporcionan una carga superficial negativa que confiere propiedades coloidales. Es bastante estable y tiene una gran capacidad de cambio. Los cidos flvicos tienen la capacidad de unirse a hidrxidos de hierro y aluminio hacindose ms solubles (pseudosolubles) y fciles de mover en el suelo.

La Figura 7.6 indica las caractersticas de los principales compuestos del humus.

cidos flvicos

cidos hmicos

Ac. H. himatomelnicos

Ac. H. pardos

Ac. H. Grises

Humina

calid

ad

polim

eriz

aci

n

esta

bilid

ad

sint

esis

c. a

lift

icas

c. a

rom

tic

as

solu

bilid

ad

Figura 7.6. Caractersticas de composicin de los distintos tipos de humus


7.2.3. Calidad de la materia orgnica

La marcha bioqumica de descomposicin y sstesis de residuos orgnicos y, por consiguiente, las proporciones relativas de cidos flvicos, cidos hmicos y humina depender de las caractersticas de los despojos que caen al suelo y de las condiciones ambientales en que se realizan los procesos de descomposicin.

Condiciones ambientales

Las condiciones climticas (temperatura y cuanta y reparto de las precipitaciones) junto con las condiciones especificas del suelo (aireacin o saturacin de agua, riqueza de bases) determina qu microorganismos (bacterias, hongos, actinomicetos) pueden participar en la descomposicin y sntesis y qu velocidad que van a tener estos procesos. La influencia de los grupos de microorganismos en la formacin del humus se discutir en el prximo tema con mayor detenimiento.

Calidad de los despojos originales

Dadas unas ciertas condiciones ambientales, la calidad del humus depende del tipo de vegetacin que vive sobre el suelo. Fundamentalmente, las condiciones que definen la calidad de los despojos son:

Contenido en nitrgeno. Los residios vegetales dan humus de mejor calidad cuanto ms baja es la relacin C/N, esto es, mayor la riqueza en nitrgeno, ya que este elemento es el que con ms facilidad se encuentra deficitario en los suelos. La Tabla 4.6 indica la relacin C/N de los despojos orgnicos de algunas especies.

Especie o grupo Relacin C/N

Leguminosas herbceas 65

Tabla 4.6. Relacin C/N de los despojos de algunas especies y familias

Contenido en compuestos orgnicos solubles. Es positiva la presencia de compuestos solubles ya que favorecen la presencia de una microflora muy abundante que favorece los procesos de descomposicin

Riqueza en cationes metlicos. Contribuye a amortiguar la acidez del suelo y permite unas condiciones biticas mejores para la presencia de actinomicetos y bacterias, que son los microorganismos que dan lugar a un humus de mayor calidad.

Para evaluar la calidad del humus se suelen emplear varios criterios:

- Criterios morfolgicos. Son criterios visuales que nos permiten estimar la mayor o menor calidad del humus. Entre los criterios morfolgicos se encuentran:

El color. Colores oscuros indican mejor calidad de humus.

Grado de incorporacin con la materia mineral. Si el humus se encuentra ntimamente mezclado con la fraccin mineral es indicativo de mejor calidad.

Existencia de Horizonte O de acumulacin de materia orgnica (ms de un 20%). Si existe horizonte O es indicador de malas condiciones de


descomposicin y de baja calidad de humus. Si el horizonte O presenta abundantes fibras indica peor calidad que si las fibras no son visibles ya que indica una peor descomposicin.

- Criterios fsico-qumicos. Criterios ms estrictos que los anteriores que se obtienen mediante anlisis de laboratorio. Entre ellos se encuentran:

Relacin C/N. Mientras menor sea mejor humus.

pH y porcentaje de saturacin de bases (V). Cuanto ms neutro sea el humus (tiende a ser cido) y ms alto porcentaje de saturacin de bases presente el humus ser de mejor calidad

Porcentaje de humificacin. Se expresa a travs de los cocientes

o Carbono orgnico humificado/Carbono total y

o Nitrgeno mineralizado/Nitrgeno total

Valores altos de estos cocientes indican mejor calidad de humus

- Criterios Microbiolgicos: Un anlisis de los microorganismos descomponedores y sintetizadores presentes permiten estimar la calidad del humus presente.

7.2.4 Tipos de humus

Los conceptos anteriores llevan a establecer 6 tipos distintos de humus,en los cuatro primeros no va a existir un periodo de encharcamiento prolongado, mientras que en los dos ltimos el encharcamiento es prolongado o continuo.

Mull clcico

En este tipo la relacin C/N en el horizonte superficial es inferior a 12 y el tanto de saturacin es superior a 75. Se forma en condiciones de clima templado-clido y con abundancia de Calcio que proporciona pH superiores a 7.

La actividad de la microflora es muy intensa y predominan los compuestos ms polimerizados (humina y cidos hmicos grises). Los residuos vegetales se transforman con rapidez con lo que no existe ms que eventualmente una capa de MO fresca sobre el suelo no incorporada a la parte mineral.

Mull forestal

En este tipo la relacin C/N en el horizonte superficial est comprendido entre 12 y 15 y el tanto de saturacin oscila entre 25 y 75. Se forma cuando existen condiciones favorables para la actividad microbiana pero algo inferiores al caso anterior: clima templado o clido, roca caliza muy lavada o roca silcea rica en cationes y generalmente vegetecin de frondosas. El pH del suelo oscila entre 5,5 y 6,5.

Los residuos se trans forman con rapidez y slo en ocasiones se aprecia una capa de MO fresca no incorporada a la fraccin mineral. Predominan los compuestos ms polimerizados (humina y cidos hmicos grises).

Moder

En este tipo la relacin C/N en el horizonte superficial est comprendido entre 15 y 25 y el tanto de saturacin oscila entre 15 y 25. En los climas templados corresponde normalmente a suelos con un pH entre 4,5 y 5,5 y responde esencialmente a los formados bajo roca madre silcea y bajo bosque de conferas o bajo bosque de frondosas cuando la roca madre es pobre en cationes o/y el clima es muy lluvioso. En climas fros el moderse presenta slo bajo vegetacin de praderas en los que la descomposicin de los restos orgnicos es fcil a pesar de las bajas temperaturas.

Suele aparecer ya una capa de 2 a 5 cm de MO fresca.


Mor

En este tipo la relacin C/N en el horizonte superficial es superior a 25 y el tanto de saturacin es inferior a 15. Es el tipo de humus de ms lenta evolucin ya que la actividad de los microorganismos ms activos en la descomposicin (bacterias y actinomicetos) est muy atenuada. Se suelen distinguir dos orgenes del humus mor:

En clima fro, la falta de temperatura reduce la actividad microbiana y las dificultades para la alteracin qumica de los minerales hace que su incorporacin al suelo sea muy escasa con la que la elevada acidez restringe an ms la actividad de bacterias y actinomicetos. Es el mor de tipo zonal.

En clima templado el mor slo puede ser causado por una extrema acidez (pH < 4). Para ello es necesario que la roca sea muy pobre en cationes, al igual que los restos vegetales (vegetacin acidificante), la pluviosidad sea elevada y facilite el lavado de cationes y el suelo sea permeable para favorecer el flujo de agua. Es el mor intrazonal.

En este caso la mineralizacin es muy lenta y existe una espesa capa (5 a 20 cm) de restos orgnicos incompletamente transformados. Debajo de ella el horizonte hmico presenta materia orgnica y mineral yuxtapuesta, pero no unidas. Hay una gran abundancia de cidos flvicos.

Anmoor

Se produce cuando el horizonte superficial est casi siempre saturado de agua pero se seca en determinados periodos. En este caso la actividad microbiana es alternante: microvida acutica en el periodo de encharcamiento y aerobia en el periodo seco. Los organismos se enquistan en el periodo desfavorable.

La demolicin de restos orgnicos es relativamente importantey hay una cierta mezcla de fraccin mineral y materia orgnica. El horizonte gumfero suele ser espeso, plstico y muestra manchas de hierro debido a las alternancias de oxidacin y reduccin.

Turba

Se produce en medio saturado de agua de forma permanente. Aqu, las bacterias anaerobias destruyen la celulosa sin proporcionar humus. Los compuestos orgnicos se van acumulandoen capas de gran espesor compuestas por ligninapoco transformada que da al conjunto un aspecto fibroso.

7.3.5. Papel de la materia orgnica en el suelo

La materia orgnica del suelo juega un papel fundamental en edafologa fundamentalmente por los siguientes aspectos:

1. Condiciona el ciclo de los elementos nutritivos en una doble vertiente:

A traves de los procesos de mineralizacin directa o progresiva incorpora al suelo cationes y aniones imprescindibles para la nutricin vegetal

La materia orgnica, al tener carcter coloidal fija iones de la solucin del suelo, los cuales quedan dbilmente retenidos, estn en posicin de cambio. Evita por tanto que se produzcan prdidas 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.

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


3. Tiene una gran capacidad de retencin de agua lo que facilita el asentamiento de la vegetacin, dificultando la accin de los agentes erosivos

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

5. Protege al suelo de la contaminacin. La materia orgnica adsorbe plaguicidas y otros contaminantes y evita que estos percolen hacia los acuferos.

6. Es un agente de alteracin por su carcter cido. Descompone los minerales.

7. Es un aporte de nutrientes a los microorganismos y fuente de energa.

8. Influye notablemente en el ciclo de energa de los ecosistemas. Un suelo que tiene un 4% de MO encierra de 350 a 400 millones de kcal de energa potencial por ha, lo que equivale al poder calrico de 20 Tm de antracita.

En zonas templadas cubiertas de vegetacin natural lo normal es que los horizontes superiores tengan porcentajes e humus variables, entre el 2,5 y el 10%. Una clasificacin del contenido de materia orgnica se indica en la Tabla 4.7.

% de MO Clasificacin Observaciones

< 2,5 Dbilmente humfero Escasa vegetacin o clima clido

2,5 a 5 Moderadamente humfero Vegetacin abundante con rpida descomposicin de residuos o vegetacin media con descomposicin ms lenta (pinar)

5 a 10 Fuertemente humfero Vegetacin abundante con descomposicin lenta (bosque de conferas clima templado-fro)

10 a 20 Muy fuertemente humfero Grave problema de descomposicin de residuos en climas fros y/o de gran acidez

>20 Exageradamente humfero Generalmente asociado a fenmenos de encharcamiento (turberas)

Tabla 4.7. Clasificacin de suelos segn su contenido en M.O.

En los suelos de pradera el contenido en materia orgnica es mayor que en los de bosque y alcanza niveles ms profundos

7.4. LOS COMPLEJOS ORGANO-MINERALES

Es notable la facilidad con la que la materia orgnica tiende a unirse con la fraccin mineral, en particular con los cationes, arcillas y xidos de hierro y aluminio, mediante uniones de tipo fsico-qumico formando complejos organominerales cuyas caractersticas se relacionan con la mayor parte de las propiedades fsicas y fisicoqumicas de los suelos.

7.4.1 Tipos de complejos

El tipo de complejos organominerales est influenciado por las caractersticas del suelo. Veamos dos situaciones distintas.

- Suelos neutros, aireados y biolgicamente activos

En estas condiciones, la humificacin es muy intensa, llegando hasta cidos hmicos o huminas, poco mviles de elevado peso molecular.

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


- Suelos cidos y biolgicamente poco activos

Ahora la materia orgnica no se polimeriza, existen muchos compuestos orgnicos cidos poco polimerizados, hay poca actividad microbiana. En estas condiciones la materia orgnica tiene un fuerte carcter cido y est compuestafundamentalmente por cidos flvicos. Las arcillas son inestables y se descomponen. En el suelo hay pocos cationes (medio cido) pero a estos pH existen Fe+++ y Al+++ en la solucin del suelo y se forman complejos organominerales del tipo:

cidos flvicos hidrxidos de Fe+++

cidos flvicos hidrxidos de Al+++

que son solubles o pseudosolubles dando lugar al proceso de podzolizacin (ver tema 9).

Todos ellos, pero sobre todo los ltimos, tienen una gran importancia en las propiedades fsicas y qumicas de suelo porque tienen propiedades coloidales.

7.4.2. El estado coloidal.

Recordamos que el estado coloidal se define como la capacidad de una sustancia de estar disperso en un medio determinado. Esta peculiaridad era debida al reducido tamao y a la carga elctrica superficial de algunas partculas. A cada partcula coloidal se le denomina micela.

Las dispersiones coloidales son un sistema bifsico: pueden estar en estado sol (fase dispersa) o de gel (floculado, de aspecto pastoso). Dentro de la qumica coloidal se denomina dispersin al paso de gel a sol y floculacin o coagulacin al paso de sol a gel. Estos procesos son fcilmente reversibles en unas sustancias y difcilmente reversibles en otras. Este proceso se indica en la Figura 7.7.

Figura 7.7. Dispersin y floculacin en el estado coloidal

Es fcil pensar que un incremento de la cantidad de coloides tender a provocar la floculacin mientras que una dilucin tender a favorecer la dispersin.

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Los coloides se pueden clasificar segn la carga que presenten en superficie en:

Coloides electronegativos: la carga externa es negativa

Coloides electropositivos: la carga externa es positiva

Segn su comportamiento frente a un medio dispersante como el agua se pueden clasificar en:

Coloides hidrfobos: Se rodean de una pequea capa de agua. Son poco estables y pasan fcilmente de sol a gel y viceversa. Tienen estructura cristalina.

Coloides hidrfilos: Se rodean de una capa de agua mayor y son muy estables por estar muy hidratados, siendo ms difcil su paso a estado de gel a sol y viceversa. Son amorfos

Los coloides ms importantes del suelo y su clasificacin por carga y afinidad por el agua se indican en la Tabla 4.8.

Zona coloides signo afinidad por el agua

complejo arcillo-hmico electronegativo hidrfilo

humus electronegativo hidrfilo

arcillas ordenadas electronegativo hidrfobos

arcillas desordenadas electronegativo moderadamente hidrfobo

slice hidratada electronegativo moderadamente hidrfilo

hidrxidos de hierro electropositivo moderadamente hidrfilo

trop

ical

tem

plad

a

hidrxidos de aluminio electropositivo moderadamente hidrfilo

Tabla 4.8. Coloides del suelo y clasificacin por carga y afinidad por el agua

La presencia de determinados iones puede provocar el cambio de fase se los coloide. A continuacin se muestran los cationes y aniones ms frecuentes en la solucin del suelo ordenados segn su tendencia a la floculacin (denominada serie liotrpica):

- Al 3+ >H+>Ca 2+ > Mg 2+ > NH4+> K +> Na +

- PO43- > OH- > SO42- > CO32- > CO3H->NO3-.

El orden viene determinado por la valencia y el peso molecular.

Otro aspecto importante de destacar es que la alcalinizacin tiende a dispersar los coloides electronegativos y la acidificacin tiende a dispersar los coloides electroposivos.

7.4.3. La solucin del suelo y el complejo adsorbente

Alrededor de las partculas coloidales existe una cantidad de iones muy prxima que se estratifican y ordenan por capas de distinta carga, mientras que el resto de los iones se encuentra libre, disuelto, constituyendo la solucin del suelo. De los iones que se encuentran alrededor de la micela se dicen que se encuentran adsorbidos o que forman el complejo adsorbente.

Los iones del complejo adsorbente se encuentran retenidos por la micela, esto es, una planta que absorba sustancias disueltas del agua del suelo no puede acceder a un in que se encuentre adsorbido. Del mismo modo, al encontrarse fijado, el in no se lavar con los arrastres de las aguas de lluvia. La cantidad de cationes en el complejo adsorbente es mucho mayor que en la solucin del suelo, en una proporcin aproximada de cien a uno.


Entre los iones del complejo adsorbente y la solucin del suelo existe un equilibrio dinmico, tal que, cuando un catin falta en la solucin del suelo, los coloides ceden cationes de su complejo adsorbente para compensar la deficiencia. A este fenmeno se le denomina intercambio catinico entre las soluciones del suelo.

Por tanto, el complejo adsorbente acta como almacn de nutrientes, evitando que puedan lavarse en su totalidad y cedindolos al suelo lentamente. Por esto, la fraccin coloidal del suelo es muy importante ya que:

En suelos agrcolas reduce la necesidad y frecuencia de abonados.

En suelos forestales evita el lavado definitivo de nutrientes esenciales, ponindolos a disposicin de las plantas y permitiendo su reciclado.

Los elementos ms retenidos en el complejo adsorbente , a igual concentracin, son los que mayor poder floculante tienen, esto es:

- Al 3+ >H+>Ca 2+ > Mg 2+ > NH4+> K +> Na +

As, la capacidad de cambio de los suelos de las zonas templadas hmedas tiende a estar dominada por los iones H+ y Ca2+ y en menor proporcin por Mg2+, Na+, K+. En las zonas tropicales hmedas predomina un fuerte lavado y abunda el catin H+ y en casos de fuerte acidez Al3+, lo mismo ocurre en los suelos pobres en bases de las regiones templadas hmedas. A medida que aumenta el carcter xrico del clima hay menos lavado y predominan los cationes Ca2+ y Mg2+. En zonas ridas donde el lavado es mnimo y donde la capa fretica es rica en sales solubles, el catin Na+ puede ser dominante, dando una mala estructura al suelo e impidiendo el cultivo.

Parmetros que cuantifican el complejo adsorbente

Los principales parmetros utilizados para caracterizar el complejo adsorbente son:

1. Capacidad de intercambio catinico o capacidad total de cambio (T o CEC, de Cation Exchange Capacity)

Es la cantidad mxima de cationes que puede fijar un suelo en su complejo adsorbente, en miliequivalentes por 100 gramos de tierra. La unidad utilizada actualmente es cmol (+) kg-1 (centimoles de carga por kilogramo de suelo). Ambas unidades tienen la misma magnitud Es un valor fijo del suelo que no depende de los cationes presentes.

As, el valor de T de un suelo depende de la cantidad y calidad de los coloides electronegativos existentes. Los valores orientativos de cada uno son:

Compuestos hmicos polimerizados: 3-5 m.e./g Compuestos hmicos poco polimerizados 1 m.e./g Esmectitas 1 m.e./g Vermiculita 1,2 m.e./g Illita 0,3-0,6 m.e./g Caolinita 0,1 m.e./g

2. Suma de cationes metlicos intercambiables (S)

Es la cantidad de cationes alcalinos y alcalinotrreos actualmente retenidos en el complejo adsorbente (Ca, Mg, K, Na). La diferencia T S representa la concentracin de cationes que generan acidez al suelo (Al, H)

3. El grado de saturacin (V):

Es la relacin porcentual entre S y T. V= S/T x 100.

En las regiones ridas o semiridas los suelos suelen ser saturados (V>80% o incluso V=100% si son calizos), mientras que en las regones hmedas son insaturados ( 20< V < 80) y los fuertemente cidos son muy insaturados (V < 20).


7.4.4. Estructura

La estructura es una propiedad morfolgica del suelo y se define como el modo de agrupacin de todas las partculas de suelo (minerales y orgnicas) y los espacios que quedan entre ellas. La estructura y estabilidad de estos agregados est ligada a la cantidad y estado en que se encuentran los coloides del suelo. Los agregados se denominan grumos y los espacios entre ellos poros. Los poros representan el 50% del volumen del suelo, hasta el 60% en suelos gumferos, actan como canales por donde circula el agua y son el habitat de la fauna edfica.

La estructura controla una serie de propiedades del suelo entre las que cabe destacar:

Propiedad afectada Efectos positivos

Caractersticas de la superficie del suelo

Una buena estructura evita el sellado del suelo y la posterior formacin de una costra superficial. Facilita la emergencia de las plntulas y la infiltracin de agua

Infiltracin de agua Un aumento de la infiltracin disminuye la escorrenta y con ello el riesgo de erosin y aumenta las reservas de agua en el suelo

Espacio de huecos Un horizonte con buena estructura: - Permite una buena circulacin del aire, agua y nutrientes - Favorece desarrollo de microorganismos aerobios y la actividad de la fauna - Es ms penetrable por las races, que podrn tener un mayor volumen de suelo disponible

Compacidad La baja compacidad favorece el laboreo, disminuye la densidad aparente y favorece el crecimiento de las races

Erosionabilidad Un suelo bien estructurado es ms resistente a la erosin que las partculas sueltas de arena, limo y arcilla

Los coloides son los elementos ms importantes en la determinacin de la estructura del suelo. As, se pueden establecer los siguientes tipos de estructuras:

1. Si hay muchos coloides en el suelo:

1.1. Si los coloides se encuentran floculados de manera estable actan de aglomerante de las partculas de mayor tamao formando grumos. Esta estructura es la mejor porque entre grumo y grumo se forman huecos que contienen aire y agua. Es la estructura grumosa. Se distinguen 6 tipos de estructura grumosa que se indican en la Figura 7.8.


Figura 7.8. Tipos de estructura grumosa: (a) prismtica, (b) columnar, (c) angular, (d) subangular, (e) laminar y (f) migajosa

1.2. Si hay muchas partculas coloidales pero se dispersan con facilidad se pueden encontrar dos casos:

1.2.1. Hay agua y el suelo no drena porque queda retenida por capilaridad y fuerzas elctricas. En el suelo se forma un lodazal. Estructura particular asfixiante. La figura 7.9 indica la diferencia entre una estructura grumosa y una estructura particulas asfixiante.

Figura 7.9. Diferencias entre estructura grumosa (arriba) y estructura particular asfixiante (abajo).

1.2.2. Cuando se seca, el suelo se resquebraja, se compacta y no deja huecos. Estructura particular maciza o masiva muy coherente, interrumpida por grietas de retraccin.

2. Si hay pocas partculas coloidales, se presenta una gran cantidad de grano suelto. Estructura particular de grano suelto

Adems de los coloides, tambin son importantes las races de las plantas y la fauna del suelo, que dan una estructura grumosa simplemente por accin mecnica. La presencia de sustancias solubilizadas que al precipitar tienen carcter aglomerante, como el carbonato clcico y el yeso, tiende a estabilizar los grumos, pero cuando la estructura es particular pueden llegar a formar corazas.


Como consecuencia de la integracin de los conceptos de textura y estructura podemos decir que:

Los suelos pobres en arcilla y materia organica tendrn una estructura particular de grano suelo, si son arenosos la permeabilidad ser alta y la capacidad de retencin de agua baja y si son limosos ocurrir lo contrario.

Los suelos ricos en arcilla y pobres en materia orgnica tendrn una estructura particular asfixiante en hmedo y masiva en seco.

Los suelos ricos en materia orgnica, y con un porcentaje de arcillas cuatro veces el de humus tendrn una estructura grumosa estable.

7.5. EL COLOR DEL SUELO

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

Los agentes cromgenos son diversos, los colores ms comunes son:

- Color oscuro o negro. Normalmente debido a la materia orgnica (cuanto ms oscuro es el horizonte superficial ms contenido en materia orgnica se le supone). Cuando esta localizado en ndulos y pelculas se le atribuye a los compuestos de hierro y, sobre todo, de manganeso.

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


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

- Colores rojos. Oxidos frricos tipo hematites. Medios clidos con estaciones de intensa y larga sequa.

- Colores abigarrados grises y rojos/pardos. Compuestos ferrosos y frricos. Caractersticos de los suelos pseudogley con condiciones alternantes de reduccin y oxidacin.


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

En la actualidad es posible especificar el color consistente y cuantitativamente con ms precisin, usando tablas de color estndar basadas, por ejemplo, en el sistema de notacin Munsell.

La Tabla Munsell usa tres elementos para realizar una notacin especfica de color:

- Matiz: indica el espectro bsico, consta de un nmero que puede ser 0 2,5 5 7,5 o 10 seguido de las letras R (rojo), YR (anaranjado) o Y (amarillo). La escala completa sera:

0R 2,5R 5R 7,5R 10R

0YR 2,5YR 5YR 7,5YR 10YR

0Y 2,5Y 5Y 7,5Y

Los matices de la izquierda son rojos y a medida que avanzamos hacia la derecha tenemos matices ms anajanjados y despus amarillos. En latitudes templadas no se encuentran matices ms rojos de 10R

- La pureza o brillo: Seala la claridad u oscuridad, es un numero que va del 0 (negro) al 10 (blanco).

- El croma es otro nivel de variacin que indica la profundidad o saturacin del color y tiene el mismo rango de valores que el brillo.

Al escribir la notacin, el orden de las variables es:

Nombre del color + MATIZ (Hue) + VALOR (Value) + CROMA (Chroma)

Pardo 7.5 YR 3/2 .

El procedimiento de uso de la Tabla Munsell consiste en asociar el color de la muestra o agregado de cada horizonte a una de las celdillas de un matiz determinado (Figura


7.10). Una vez seleccionada la celdilla que contar con una pureza y un croma, se identifica el nombre del color en una pgina opuesta, del mismo matiz, a la de las celdillas y que consigna el nombre de los colores para cada relacin pureza/croma.

Figura 7.10. Hoja del matiz 7.5 YR de la Tabla Munsell

7.6. EL AIRE EN EL SUELO

7.6.1. La atmsfera edfica

La atmsfera penetra en el suelo a travs de los poros y fisuras. Despus de una lluvia cuando el exceso de agua ha drenado, el volumen de poros lleno de aire se denomina capacidad de aire, y es aproximadamente el 25%.

El aire del suelo normalmente est saturado de vapor de agua y tiene mayor concentracin de dixido de carbono (8 veces) y menos oxigeno. Tambin presenta un mayor porcentaje de metano. La concentracin de estos gases vara enormemente segn la actividad de los microorganismos y del drenaje del suelo. Estos porcentajes se presentan en la Tabla 4.9.

Aire O2 C02 N2 CH4

atmsfera 20,97 0,03 79,00 <

bien drenado 20,65 0,25 79,20 > suelo

saturado >>

Tabla 4.9. Composicin del aire en porcentajes en la atmsfera (Bridges).


El suelo tiene una gran importancia en los ciclos de los gases que provocan el efecto invernadero, dixido de carbono y metano. El suelo es una gran reserva de carbono (el doble que en la vegetacin), por lo que un mal uso, deforestacin o prcticas incorrectas de cultivo interrumpen el ciclo natural del C produciendo emisiones de CO2 a la atmsfera.

Igualmente los cultivos de arroz producen importantes emisiones de metano en los suelos encharcados. Las bacterias desnitrificadoras aumentan las emisiones de NOx en suelos fertilizados con nitrgeno.

7.6.2. Oxidacin y reduccin

El movimiento de los gases se produce por difusin. Este proceso depende de las diferencias de concentracin de los gases en el interior y exterior del suelo. El oxgeno difuso en el suelo es empleado por las races y microorganismos. Durante el verano la demanda puede ser entre 7-35 g m2d-1, como resultado de la respiracin el CO2 se difunde a la atmsfera entre 1,5-6,7g m2d-1.

El intercambio de estos gases con la atmsfera exterior depende de la cantidad y tamao de los poros y de la presencia de agua. Si el suelo est saturado, el oxigeno fresco no puede difundirse con facilidad y el existente en el suelo se consume rpido por los organismos, producindose condiciones anaerobias y ambiente reductor, en las que se inhibe el crecimiento de la mayora de las plantas y se favorece la reduccin qumica de otros elementos que se oxidan (hierro en vez de oxgeno).

7.7. EL AGUA EN EL SUELO

La fase lquida del suelo est constituida por el agua y las soluciones del suelo. El agua procede de la atmsfera (lluvia, nieve, granizo, humedad atmosfrica) aunque tambin puede provenir de otras fuentes como infiltraciones laterales, capas freticas etc. Las soluciones del suelo proceden de la alteracin de los minerales y de la materia orgnica.

El agua ejerce importantes acciones, tanto para la formacin del suelo (interviene decisivamente en la meteorizacin fsica y qumica, y translocacin 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 lquida circula a travs del espacio poroso, queda retenida en los huecos del suelo y est en constante competencia con la fase gaseosa. Los cambios climticos estacionales, y concretamente las precipitaciones atmosfricas, hacen variar los porcentajes de cada fase en cada momento (Figura 7.11)

Figura 7.11. El agua, el aire y las partculas minerales en el suelo


7.7.1. Estado energtico. Potencial hdrico

El concepto de estado energtico es tan importante o ms que la cantidad de agua del suelo, pues predice el comportamiento, ya que el movimiento del agua est regulado por su energa.

El agua del suelo est sometida a una serie de fuerzas que tienden a retenerla o expulsarla. Las fuerzas actuantes derivan fundamentalmente de la accin de la matriz del suelo (fase slida del suelo), del campo gravitatorio y de la presencia de iones en la solucin del suelo.

En condiciones de equilibrio dinmico el campo de fuerzas al que est sometido el agua debe presentar una resultante igual a 0. Plantear esta ecuacin de equilibrio es prcticamente imposible porque supondra conocer todas las fuerzas que actan sobre el agua del suelo, tanto cualitativa como cuantitativamente. Por esta razn, para intentar caracterizar el estado energtico del agua en el suelo se utiliza un parmetro ms fcilmente estimable, que es el Potencial Hdrico.

Potencial Hdrico es la cantidad de trabajo que es preciso aplicar para extraer una unidad de cantidad de agua de suelo desde el suelo hasta una situacin estndar de referencia.

Dada la definicin de potencial se pueden utilizar distintas unidades para reflejar el potencial hdrico:

Si expresamos el potencial como energa por unidad de peso de agua, la unidad en el Sistema Internacional ser Julio/Newton = N x m /N = m. Ms frecuente que la expresin en m es expresarlo en cm.

Si expresamos el potencial como energa por unidad de volumen de agua, la unidad en el Sistema Internacional ser Julio/m3 = N x m /m3 = Pascal (unidad de presin). Dado la magnitud que suele tomar el potencial hdrico la unidad frecuente es el kPa. Igualmente se utilizan otras unidades de presin como las atmsferas (atm) o los bares (bar)

Las equivalencias entre estas unidades son:

1 bar = 100 kPa = 1 atm = 1000 cm = 10 m

Tambin se utiliza la expresin pF, que es el logaritmo cambiado de signo del potencial expresado en cm. pF = - log (P(cm)). Esta unidad se utiliza porque los potenciales expresados en cm suelen tomar valores muy elevados

La equivalencia entre potencial y presin proporciona una idea intuitiva del concepto de potencial: el agua del suelo est sometida a una presin que, como veremos a continuacin, tiene varios componentes; unos que tienden a expulsarla (presin o potencial positivo) y otras que tienden a retenerla (presin o potencial negativo). La suma algebraica de estos componentes es el potencial hdrico y el agua tiende a desplazarse de los puntos de alto potencial a puntos de bajo potencial.

El potencial hdrico (h) se compone fundamentalmente de cuatro sumandos representativos de las fuerzas que intervienen en el sistema:

h = p + g + m + o siendo:

p Potencial de presin: Slo se presenta en el caso de suelos saturados y corresponde a la presin ejercida sobre un punto considerado por el agua que satura el suelo. Tiene signo positivo


g Potencial gravitacional: Corresponde a la capacidad de movimiento que tiene el agua libre debida a la accin de la gravedad. Tiene signo positivo

m Potencial matricial. Denominado tambin potencial mtrico, resulta de la interaccin superficial entre las partculas slidas de suelo y agua. Potencial matricial es debido a dos fuerzas, adsorcin y capilaridad. La atraccin por adsorcin se origina como consecuencia de superficie de slidos descompensados elctricamente. Las molculas del agua actan como dipolos y son atradas, por fuerzas electrostticas, sobre la superficie de las partculas de los constituyentes del suelo. Por otra parte en los microporos del suelo queda retenida el agua por fuerzas capilares.

o Potencial osmtico: Depende de las concentraciones de las distintas sustancias disueltas en el suelo. Cuando se ponen en contacto dos lquidos de diferente concentracin la disolucin ms concentrada atrae al agua para diluirse. Slo es importante en el caso de suelos salinos. Tiene signo negativo.

De todos los componentes del potencial hdrico, salvo circunstancias especiales del suelo como aquellos que tienen abundancia de sales solubles, en los que el potencial osmtico tiene gran importancia, el ms importante con diferencia es el potencial matricial.

7.7.2. Tipos de agua en el suelo

El agua del suelo puede clasificarse en una serie de trminos diferentes, ya sea desde un punto de vista fsico o desde el punto de vista agronmico.

Desde el punto de vista fsico

- Agua higroscpica. Absorbida directamente de la humedad atmosfrica, forma una fina pelcula que recubre a las partculas del suelo. No est sometida a movimiento, no es asimilable por las plantas (no absorbible). Est fuertemente retenida a fuerzas superiores a 31 atmsferas, que equivale a pF de 4,5.

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

Agua capilar no absorbible. Se introduce en los tubos capilares ms pequeos


el suelo los poros se encuentran totalmente saturados de agua, el medio es asfixiante y las races de las plantas no la pueden tomar.

Desde el punto de vista agronmico

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

- Capacidad de retencin. Cantidad mxima de agua que el suelo puede retener. Representa el almacenaje de agua del suelo. Se produce despus de las precipitaciones atmosfricas cuando el agua gravitacional abandona el suelo; no obstante, durante ese perodo se producen prdidas por evaporacin, absorcin de las plantas, etc. Por ello es muy difcil de medir. Hay una medida equivalente que se realiza en el laboratorio a un pF=3. Corresponde al agua higroscpica ms la capilar, es decir el agua que ocupa los poros


Figura 7.12. Relacin entre granulometra y contenido de agua en capacidad de campo y agua til.

En ella destacan hechos muy interesantes.

- Suelos arenosos: muy baja capacidad de campo, pero casi toda su humedad es agua til pues la cantidad de agua en punto de marchitamiento es muy pequea.

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

- Suelos de granulometras equilibradas, buenas caractersticas al compensarse los efectos de las arenas y de las arcillas.

7.7.3. Movimientos de agua

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

Pero tambin el agua asciende en el suelo. Esto se debe a la capilaridad (efecto especialmente intenso en los climas ridos) y por diferencia de humedad (los horizontes ms profundos permanecen ms hmedos al estar protegidos, por su lejana de la superficie del suelo, a las prdidas de agua debidas a la evaporacin y a la absorcin de las plantas.

Por otra parte el agua no slo se mueve en sentido vertical sino que tambin lo hace en direccin lateral, movimiento generalizado en todos los relieves colinados y montaosos.


7.8 LA SOLUCIN DEL SUELO

7.8.1. El pH

En el caso de los iones de hidrgeno H+ , su concentracin en la solucin del suelo se expresa a travs del pH:

pH = -log[H+]

Los valores entre los que se encuentra el pH varan entre 3 y 10 y ms normalmente entre 4,5 y 8. La Tabla 4.10 indica una clasificacin de los suelos segn su pH.

pH Evaluacin Efectos esperables

< 4,5 Extremadamente cido Condiciones muy desfavorables

4,55,0 Muy fuertemente cido

5,1-5,5 Fuertemente cido

Posible toxicidad por Al Exceso de Co, Cu, Fe, Mn, Zn Deficiencia de Ca, K, N, Mg, Mo, P,S Actividad bacteriana escasa

5,6-6,0 Medianamente cido Intervalo adecuado para la mayora de los cultivos

6,1-6,5 Ligeramente cido Mxima disponibilidad de nutrientes

6,6-7,3 Neutro Mnimos efectos txicos Por debajo de pH=7 no hay carbonato clcico en el suelo

7,4-7,8 Medianamente bsico Suelos generalmente con CaCO3

7,9-8,4 Bsico Disminuye disponibilidad de P y B Deficiencia creciente de Co, Cu, Fe, Mn, Zn Clorosis frrica

8,5-9,0 Ligeramente alcalino En suelos con carbonatos, puede deberse a MgCO3 si no hay sodio intercambiable

9,1-10,0 Alcalino Presencia de carbonato sdico

>10 Fuertemente alcalino Elevado porcentaje de Na intercambiable Toxicidad por Na, B Actividad microbiana escasa Micronutrientes poco disponibles, excepto Mo

Tabla 4.10. Clasificacin de suelos segn pH y efectos esperables

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

El pH es una caracterstica del suelo de fcil determinacin por lo que es muy usada. Se suelen emplear dos sistemas de medicin:

Acidez actual o pH al agua: Mide la concentracin de H+ en la solucin libre. Consiste en disolver una parte de suelo en 2,5 partes de agua

Acidez de cambio o pH al KCl. Se aade una sal neutra, KCl 1 N, con objeto de que desplace los iones H+ adsorbidos en las micelas y as medir su concentracin, no slo en la solucin libre, sino tambin en el complejo absorbente (es siempre menor que el pH en agua).

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

- Naturaleza del material original. Segn que la roca sea de reaccin cida o bsica.


- Factor bitico. Los residuos de la actividad orgnica son de naturaleza cida.

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

- Complejo adsorbente. Segn que esta saturado con cationes de reaccin bsica (Ca++, Mg++...) o de reaccin cida (H+ o Al+++). Tambin dependiendo de la naturaleza del cambiador variar la facilidad de liberar los iones adsorbidos.

Importancia del pH

El pH influye en las propiedades fsicas, qumicas y biolgicas.

- Propiedades fsicas. Los pH neutros son los mejores para las propiedades fsicas de los suelos. A pH muy cidos hay una intensa alteracin 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 fsico.

- Propiedades qumicas y fertilidad. La asimilacin de nutrientes del suelo est influenciadas por el pH, ya que determinados nutrientes se pueden bloquear en determinadas condiciones de pH y no son asimilable para las plantas (ver Figura 7.13)

Figura 7.13. Asimilabilidad de distintos nutrientes segn pH

- Propiedades biolgicas: El pH influye en las comunidades de microorganismos que realizan los procesos de composicin, siendo un aspecto crucial para el resultado de la calidad del humus.

Alrededor de pH 6-7,5 son las mejores condiciones para el desarrollo de las plantas.


7.8.2. Transporte de sustancias: Migraciones

Un importante papel de la solucin de suelo es la capacidad de transportar sustancias de un horizonte a otro: (migraciones). El transporte puede realizarse de dos formas:

En disolucin. Se refiere a los componentes solubles (iones y sales)

En suspensin: Se refiere a la migracin de pequeas partculas de arcilla, limo o materia orgnica que pueden ir en suspensin (migracin mecnica). El movimiento de los hidrxidos de hierro se puede realizar por la unin a molculas orgnicas pequeas (cidos fulvicos) en forma de quelatos, dando un compuesto organo-mineral pseudosoluble.

En zonas de clima hmedo, el movimiento normal de la solucin del suelo es vertical hacia abajo (migraciones descendentes), desde un horizonte superior que resulta empobrecido (horizonte eluvial) hacia otro inferior que se enriquece (horizonte iluvial).

En terrenos en pendiente el agua suele moverse tambin lateralmente a travs del perfil del suelo (migraciones laterales). Esto dificulta la diferenciacin de horizontes en un punto de la ladera provocando el empobrecimiento de las cumbres, compensacin en la ladera y enriquecimiento de los valles y pie de monte. Esta variacin a lo largo de la pendiente se denomina catena.

En los climas ridos, especialmente en los que la capa fretica est a poca profundidad, el movimiento del agua tambin puede ser haca arriba (migraciones ascendentes). En este caso las sustancias que migran deben ser solubles en agua y son normalmente sales como NaCl, Na2SO4, MgCl2, MgSO4 7H2O. Tambin el hierro solubilizado se puede mover acompaando a la capa fretica o por ascenso capilar, precipitando en forma de hidrxido insoluble formando un jaspeado o coraza ferruginosa. El yeso y el carbonato clcico, menos solubles, tendrn un movimiento ms lento. Cualquier sal soluble puede precipitar en la superficie, causando problemas para la vegetacin y los cultivos.

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