MÓDULO 16. EL SUELO: FUNDAMENTO TEÓRICO · II Máster de Nutrición Vegetal Módulo XVI: Suelo fundamento teórico en Cultivos Hortícolas Intensivos que apenas se puede diferenciar

II Máster de Nutrición Vegetal Módulo XVI: Suelo fundamento teórico en Cultivos Hortícolas Intensivos

MÓDULO 16. EL SUELO: FUNDAMENTO TEÓRICO José Álvarez Rogel Dpto. Ciencia y Tecnología Agraria. Área de Edafología y Química Agrícola. ETSIA. Universidad Politécnica de Cartagena. [email protected]

1.- DEFINICIÓN Y NOCIONES BÁSICAS SOBRE LA FORMACIÓN Y LOS

COMPONENTES DEL SUELO

2.- COMPONENTES DEL SUELO I: CONSTITUYENTES INORGÁNICOS.

3.- COMPONENTES DEL SUELO II: CONSTITUYENTES ORGÁNICOS.

4.- PROPIEDADES DEL SUELO I: TEXTURA Y ESTRUCTURA.

5.- COMPONENTES DEL SUELO III: FASES LÍQUIDA Y GASEOSA.

6.- PROPIEDADES DEL SUELO II: COMPLEJO DE INTERCAMBIO CATIÓNICO,

SATURACIÓN EN BASES Y SALINIDAD.

7.- PROPIEDADES DEL SUELO III: ACIDEZ-BASICIDAD Y POTENCIAL DE

OXIDACIÓN-REDUCCIÓN.

8.- UNA SÍNTESIS DE LOS CICLOS BIOGEOQUÍMICOS DEL CARBONO,

NITRÓGENO Y FÓSFORO.

1.- DEFINICIÓN Y NOCIONES BÁSICAS SOBRE LOS COMPONENTES DEL SUELO El SUELO puede definirse como un cuerpo natural tridimensional, con unas propiedades físicas determinadas y en el que producen reacciones químicas. Es el medio que hace posible el desarrollo de la mayoría de las plantas y, por tanto, es fundamental para la existencia de la vida en la tierra tal y como la conocemos. La ciencia dedicada al estudio del suelo se denomina Edafología (en ocasiones se utiliza el término Pedología). El suelo se forma a partir de un material original, que puede ser una roca más o menos consolidada o materiales de aporte (coluvios y/o sedimentos) arrastrados debido a la erosión desde la partes altas de los relieves hasta zonas topográficamente medias y bajas. Estos suelos, que son los más abundantes, son llamados suelos minerales, aunque posean cierto contenido en materia orgánica. Menos abundantes son los llamados suelos orgánicos (por ejemplos las turberas), formados en unas condiciones muy particulares a partir de restos orgánicos apenas descompuestos. A partir de ahora hablaremos de suelos minerales, salvo que se especifique lo contrario. El suelo es un sistema dinámico que evoluciona con el paso del tiempo adquiriendo progresivamente sus propiedades por la acción combinada de ciertos factores ambientales (factores de edafogénesis) a través de unos procesos determinados (procesos de edafogénesis). En él pueden encontrar tres fases: sólida, líquida y gaseosa. La fase sólida está constituida

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fundamentalmente por las partículas minerales (parte inorgánica) procedentes de la alteración de las rocas y la materia orgánica, procedente sobre todo de los restos vegetales aportados por las plantas. Entre la fase sólida existen huecos y canales (son los poros del suelo) que permiten la existencia en ellos la fase líquida (constituida por agua y las soluciones acuosas) y la fase gaseosa (en la que aparece oxígeno y otros gases).

Las plantas obtienen del suelo los nutrientes minerales y el agua. Para un buen crecimiento vegetal, el suelo debe tener una textura -proporción de partículas minerales de diferente tamaño (arcilla, limo y arena)- y una estructura -forma de agregarse las partículas minerales en unidades de mayor tamaño (los agregados) y el espacio de huecos entre estos (los poros)- que permita la circulación de agua y el aire. Una adecuada proporción de arcilla, limo y arena no asegura una buena estructura, pues la formación de agregados depende también del contenido en materia orgánica y de la actividad de los microorganismos del suelo, responsables de la transformación de los restos vegetales frescos aportados por la vegetación. Una fauna y actividad microbiana adecuadas aseguran un suelo bien aireado y la disponibilidad de nutrientes en formas asimilables por las plantas.

La Figura 1.1 muestra un esquema general de la formación del suelo. Partiendo de los dos tipos de constituyentes básicos vamos a exponer sintéticamente los diferentes procesos. - El MATERIAL ORIGINAL (roca o material de aporte). Los cambios se deben a procesos físicos y físico-químicos y afectan tanto a su aspecto como a su estructural mineralógica. Se producirán grietas que irán rellenándose con restos alterados y los minerales menos resistentes se transformarán y aportarán constituyentes como pueden ser sodio (Na+), potasio (K+), magnesio (Mg+2), etc. Los minerales más resistentes predominarán en las fracciones granulométricas más gruesas (granos de tamaño entre 2 mm y 50 µm), al ser más difícil su alteración. Los más fácilmente alterables serán característicos de la fracción menor de 2 µm (fracción arcilla), la más importante en cuanto al suministro de nutrientes para las plantas y la formación de la estructura del suelo. De tamaño intermedio será el limo (entre 50 y 2 µm), que, en parte, podrá pasar al tamaño arcilla con el tiempo, si las condiciones de alteración son lo suficientemente intensas. - LA MATERIA ORGÁNICA, proveniente de los restos de animales y plantas. Los restos orgánicos incorporados al suelo pueden sufrir, fundamentalmente, dos procesos: a.- la mineralización primaria, consistente en la formación de compuestos minerales que pasan a la solución del suelo; b.- la humificación, que consiste, básicamente, en la transformación de los restos vegetales en otro tipo de compuestos orgánicos más complejos y persistentes (el humus)

La formación de compuestos de tamaño coloidal (menor de 0.1 micras) a partir del

humus (coloides del humus) y su unión con las partículas de arcilla de ese tamaño o menor (coloides de arcilla) da lugar al COMPLEJO ARCILLO-HÚMICO. El complejo arcillo-húmico es básico para la estructura del suelo y constituye un elemento fundamental en los procesos de fijación de nutrientes a la fase sólida del suelo. Los elementos nutritivos provenientes de la meteorización, mineralización o alteración de los coloides de la arcilla o del humus, pueden ser absorbidos por las plantas, lavados fijados al la fase sólida del suelo. El suelo está formado verticalmente por capas, aproximadamente paralelas a la superficie, llamadas HORIZONTES, que se diferencian por sus características morfológicas y fisico-químicas. La secuencia de horizontes de un suelo constituye el PERFIL edáfico. La mayor o menor diferenciación de los horizontes se debe a la intensidad de los procesos de edafogénesis, que han motivado el grado de evolución del perfil. Así, existen suelos en los

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que apenas se puede diferenciar un horizonte superficial poco alterado que se encuentra sobre el material original, mientras que en otros se distinguen perfectamente diversos horizontes a varias profundidades con colores y características muy diferentes. El volumen de suelo más pequeño cuyas dimensiones laterales son suficientes para reconocer los horizontes y estudiar los procesos de formación se denomina PEDIÓN. En cada cara lateral de un pedión se encuentra un perfil. 2.- COMPONENTES DEL SUELO I: CONSTITUYENTES INORGÁNICOS. 2.1.- Introducción El origen de la fracción inorgánica está en el material original a partir del que se forma el suelo, material que tiene su origen en las rocas. El las zonas topográficamente elevadas, como las áreas montañosas, el suelo se formará, en la mayoría de los casos, directamente a partir de la alteración de las rocas. Por el contrario, en valles y laderas serán los coluvios y sedimentos, provenientes muchas veces de la erosión de los suelos que ya existen en las zonas altas, los que constituyan el soporte sobre el que se formarán los suelos. Tanto si los materiales que dan origen al suelo provienen directamente de la alteración de la roca como si son de aporte, estarán compuestos por toda una gradación de tamaños y una variada gama de minerales. La mayor o menor facilidad de la roca para meteorizarse, la intensidad de los fenómenos erosivos y la diferente resistencia de los minerales originales a la alteración, darán como resultado suelos con diferentes características en sus componentes inorgánicos.

Meteorización

FORMACIÓN DEL SUELO

SedimentaciónSedimentos

Formación de rocas sedimentarias

Roca sedimentaria

Roca metamórfica

Roca ígnea

Metamorfismo

Fusión

Procesos de erosión y transporte

Meteorización

FORMACIÓN DEL SUELO

SedimentaciónSedimentos

Formación de rocas sedimentarias

Roca sedimentaria

Roca metamórfica

Roca ígnea

Metamorfismo

Fusión

Procesos de erosión y transporte

Figura 2.1. Esquema general del ciclo de formación de las rocas y su relación con el suelo.

Antes de hablar sobre los tipos y características de los minerales del suelo, conviene introducir el concepto de composición granulométrica, que será desarrollado con mayor amplitud posteriormente. La composición granulométrica consiste en la proporción de partículas minerales individualizadas de diferente tamaño que existen en el suelo. Las clases granulométricas se encuentran en la llamada llama tierra fina (partículas de tamaño menor de 2mm) y los tamaños que las definen fueron establecidos en base a las propiedades que cada

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una imparte al suelo. Según el sistema americano de clasificación de suelos, (Soil Survey Staff, 1998), los tamaños y denominaciones son los siguientes: - ARENA. Entre 50 µm y 2 mm. - LIMO. Partículas minerales entre 2 y 50 µm. Se establece una distinción entre limo fino

(2 a 20 µm) y limo grueso (de 20 a 50 µm). - ARCILLA. Partículas minerales menores de 2 µm. Tamaños mayores de 2 mm forman parte de los denominados elementos gruesos. 2.2.- Conceptos básicos sobre la formación y composición de las rocas y los minerales

En función de sus condiciones de formación, en cada tipo de roca predominan

minerales diferentes, lo que condicionará que los suelos que se formen a partir de ellas tengan distinta composición mineralógica. Por ejemplo, a partir de rocas con elevados contenidos en carbonato cálcico (por ejemplo las calizas) los suelos que se formarán contendrán grandes cantidades de este componente, mientras que cuando predominen rocas de tipo ácido (por ejemplo las cuarcitas), los suelos contendrán elevadas cantidades de sílice. Un examen detallado al microscopio de ambos tipos de suelos revelará las diferencias en el tipo de minerales. Los minerales que sean más resistentes a la alteración pasarán de la roca al suelo y perdurarán prácticamente sin alterarse a través del tiempo (serán minerales heredados), pero aquellos poco resistentes podrán cambiar su estructura interna debido a los procesos de alteración sufridos, originándose así otros nuevos que no existían previamente a la meteorización (son los minerales formados por transformación o por neoformación). Los átomos que forman las estructuras cristalinas de los minerales se ordenan en redes espaciales. Estas redes son más o menos perfectas según las condiciones de formación. Cada mineral tiene unas condiciones de presión y temperatura “ideales” para que sus átomos se dispongan ordenadamente siguiendo una retícula perfecta. Esta retícula es característica de cada mineral, con respecto a los átomos que la forman y con respecto a cómo estos se ordenan. Cuando las condiciones de formación de un mineral no son las “ideales”, la ordenación espacial de los átomos no es perfecta. Además, dependiendo de la composición química del medio en el que se están formando los minerales, en la red cristalina pueden aparecer átomos de elementos extraños a la propia estructura básica del cristal.

Los minerales elementos químicos más abundantes en la corteza terrestre son, por este orden: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio sodio, potasio, magnesio e hidrógeno. El predominio de silicio y oxígeno motiva que sean los minerales formados por estos dos elementos los más abundantes en las rocas, por lo que reciben el nombre de petrogenéticos. No obstante, como ya se ha indicado, otros minerales como los carbonatos (CaCO3, MgCaCO3) o el yeso (SO4.2H2O) pueden ser mayoritarios en las rocas y ser fundamentales en el comportamiento del suelo. Esto sucede en zonas áridas y semiáridas, en las que los componentes silicatados tienen un papel menos importante.

Los minerales petrogenéticos más abundantes son los SILICATOS, cuya estructura cristalina está caracterizada por la presencia de átomos de silicio y oxígeno (enlaces Si-O): cada átomo de silicio está unido (se coordina) con cuatro átomos de oxígeno: SiO4. Uniendo los átomos de oxígeno podemos formar un tetraedro, que es la unidad estructural espacial básica de los silicatos (Figura 2.1). En cada uno de los átomos de oxígeno existe una carga negativa, por lo que la estructura básica de un silicato puede escribirse como (SiO4)4-. Estos tetraedros pueden unirse entre ellos compartiendo un oxígeno para dar estructuras más complejas (polimerizadas). Dependiendo del número de tetraedros que se unan y de cómo se unan se pueden distinguir diferentes tipos de silicatos:

4 O

Si


Figura 2.2

Tetraedro básico de los silicatos

- Nesosilicatos: cuando son tetraedros aislados - Sorosilicatos: cuando se unen dos tetraedros - Ciclosilicatos: cuando forman anillos - Inosilicatos: forman cadenas - Filosilicatos: forman cadenas unidas entre ellas para constituir láminas Un aspecto muy importante son las diferencias y similitudes entre fracciones granulométrica y mineralógica. La fracción granulométrica se refiere al TAMAÑO de partículas minerales, mientras que la fracción mineralógica se refiere a la NATURALEZA de dichas partículas. Un grano de cuarzo de tamaño entre 50 y 20 µm pertenece a la fracción limo grueso, mientras que un grano de cuarzo entre 2 mm y 50 µm pertenece a la fracción arena. No obstante, existe una fuerte relación entre los tipos de minerales y las fracciones granulométricas a las que pertenecen. Los granos que integran la fracción arcilla se han meteorizado en tal intensidad que han quedado reducidos a los tamaños más pequeños, debido a que están constituidos mayoritariamente por minerales poco resistentes. Muchos de estos minerales habrán sufrido, además, alteraciones importantes que pueden haber provocado su transformación en otros nuevos por cambios en su estructura cristalina. En cambio, en la fracción más gruesa encontraremos los minerales más resistentes y con más parecido a los que existían en el material original, debido a que habrán resistido mejor la meteorización. En la fracción limo aparecerán minerales de los dos tipos, más resistentes, que perdurarán en su estado actual para siempre o durante mucho tiempo, y más alterables, que pueden pasar a la fracción arcilla con el tiempo o transformarse en otros diferentes. 2.3.- Minerales de la fracción limo y arena: su papel en la fertilidad del suelo. La fracción arena comprende los granos minerales menos alterados del suelo y por lo tanto más próximos al material original, por lo que su estudio permite conocer el origen de este material a partir del que se formó el suelo. Al ser el limo intermedio entre arena y arcilla suele tener los mismos minerales que la fracción arena, pero en muchas ocasiones en una estado avanzado hacia la formación de otros propios de la fracción arcilla. A partir de ahora nos referiremos, por tanto, a las características e interés de la fracción arena, asumiendo que parte de la información puede aplicarse también a parte de la fracción limo. El estudio de las arenas a diferentes profundidades del perfil es fundamental para interpretar el origen del suelo. Por ejemplo, si los horizontes más profundos del suelo encontramos minerales que no tienen relación con aquellos que aparecen en la parte más superficial, podremos deducir que lo que está debajo debe tener un origen diferente a lo que está encima. Este sería el caso de una discontinuidad litológica: la parte superficial del suelo original se erosionó y sobre lo que quedó en superficie se depositó otro material diferente a partir del cual se formó lo que encontramos actualmente. Otra aplicación del estudio de las arenas es obtener una estimación de la edad del suelo y de la intensidad de la alteración. Cuanto más antiguo sea el suelo y más intensa la alteración la cantidad de minerales resistentes frente a los alterables será mayor en la fracción arena, ya que todo lo que sea susceptible de alterarse habrá tenido tiempo de haberse alterado. En cuanto a la relación entre fertilidad y mineralogía de arena y limo, existe un evidente interés en el estudio de estas fracciones. Los minerales más resistentes irán liberando poco a poco sus componentes y constituirán, por lo tanto, una importante reserva mineral para el suelo y, por tanto, para las plantas. Por ejemplo, las plagioclasas cálcicas liberarán calcio al suelo y constituirán una fuente de este nutriente a largo plazo.

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Para el estudio de los minerales de la fracción arena se utiliza el microscopio petrográfico, una vez separados los granos y tratada la muestra de forma decuada. Con este tipo de microscopios se puede hacer que la luz atraviese los cristales minerales en diferentes condiciones, con lo que se consigue que éstos adquieran diferentes colores, lo que permitiendo su identificación. 2.4.- Características generales de los minerales de la fracción arcilla Los principales minerales que pueden encontrase en la fracción arcilla son de tipo laminar, por lo que pertenecen al grupo de los filosilicatos. En mineralogía se suele hablar simplemente de “arcillas” para referirse al conjunto de minerales que integran esta fracción mineralógica. No se debe, por tanto, confundir el término arcilla referido a tamaño de partícula y el utilizado para referirnos a los minerales de dicha fracción granulométrica, para lo que debemos prestar especial atención al contexto de la información que estemos recibiendo. El estudio de los minerales de la arcilla se realiza con técnicas de difracción de rayos-X. La estructura básica de los filosilicatos es una capa de tetraedros de silicio que se unen entre sí por los oxígenos de tres de sus vértices, de manera que forman un plano, quedando libre el cuarto átomo de oxígeno. Esta capa se denomina tetraédrica o de silicio. Por cada seis tetraedros quedan seis átomos de oxígeno libres (O-), los de los vértices superiores. En el centro de estos seis átomos de oxígeno, y a su mismo nivel, aparece un OH-.

Unidad básica de la capa tetraédrica (Si2O5)2- [Si4+= 4*2=8 cargas positivas; O2-= 5*2=-10 cargas negativas; luego sobran 2 cargas negativas] los tetraedros se unen por los vértices y comparten 5 oxígenos por cada 2 Si. Los dos oxígenos de los vértices superiores quedan libres y proporcionan las 2 caras negativas.

Tetraedro de silicio

En los siguientes dibujos se observa la forma de unirse los tetraedros y el hueco hexagonal que dejan los O- del vértice superior y el OH- que ocupa el centro de este hexágono:

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Capas de tetraedros vistas lateralmente Las mismas capas de tetraedros vistas desde arriba

Iones O-

Iones OH-

Plano sobre el que se sitúa la base de los tetraedros

Hexágono

La unidad que se repite en las capas tetraédricas es la que aparece entre corchetes: [(Si2O5)2-(OH)-]n: en ella hay tres oxígenos "enteros" y cuatro compartidos con las unidades de "al lado" (por lo tanto serían 4*1/2=2) y la mitad de dos OH (que son 1/2 * 2=1). La posición de uno de los octaedros que formarán la capa octaédrica, y la de la capa tetaédrica, puede apreciarse en el siguiente esquema:

Capa tetraédrica (T)

Capa octaédrica (O)

Dibujo de un octaedro, conun átomo de Al3+ o Mg2+ enel centro y átomos de O yOH en los vértices

OH Al3+ o Mg2+ Oxígeno

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En caso de que existan dos capas tetraédricas y, entre ellas, una octaédrica la disposición espacial es la siguiente:


Oxígeno Silicio


Capa octaédrica (O)

Además, por encima y/o por debajo las capas tetraédricas pueden aparecer iones Al3+ y/o Mg2+. Estos iones están rodeados por átomos de O y OH. Parte de estos átomos son los O- que quedan en los vértices de los tetraedros y los OH- que ocupan la posición central entre cada seis átomos O-. A esta capa de átomos se le llama octaédrica, pues uniendo los O-, OH- se puede formar un octaedro en cuyo centro quedarían los Al3+ o Mg2+. En esta capa pueden darse dos casos: 1) que seis cargas negativas estén compensadas por dos cationes Al3+, es el caso de las capas DIOCTAÉDRICAS; 2) que seis cargas negativas estén compensadas por tres cationes Mg2+, es el caso de las capas TRIOCTAÉDRICAS. Si las capas se apilan espacialmente de la forma: tetraédrica-octaédrica la estructura se llama de tipo T-O o 1:1 y si encima y debajo de una capa octaédrica parecen capas tetraédricas, la estructura se llama de tipo T-O-T o 2:1. Estas uniones de dos o tres capas constituyen lo que se llama “lámina o paquete”. La distancia entre un paquete y otro se llama espaciado o distancia basal 001. En las arcilla del tipo 1:1 el espaciado es de 0.71-0.72 nanómetros y en las de tipo 2:1 es, por lo menos, de 0.92 nanómetros. Los paquetes se apilan unos con otros en paralelo gracias a la atracción ejercida entre ellos por fuerzas electrostáticas. 1 nanómetro (1 nm) = 10 Amstrongs (10 Å) = 10-9 metros. Las arcillas tienen carga, negativa en la mayoría de los casos. El origen de esta carga se debe a dos motivos. Por un lado a que las cargas de los átomos del borde de los cristales no están compensadas. Por otro, y más importante, a que se producen sustituciones de unos cationes por otros en las láminas durante el proceso de formación de los minerales. Estas sustituciones se explican cuando en el medio en el que los minerales se están formando no siempre existe una proporción ideal de silicio, aluminio y magnesio para la constitución de cristales perfectos, por lo que pueden entrar en la red cristalina elementos de tamaño parecido. Así, es normal que el aluminio (Al3+) ocupe la posición del silicio (Si4+) en la capa tetraédrica o el hierro (Fe2+) la del magnesio (Mg2+) en la capa octaédrica. Cuando el catión que entra tiene una carga menor al que sale, se genera una carga negativa en esa posición. Dependiendo del lugar en el que se produzca el intercambio y de los cationes que se fijen en lugar de otros se formarán diferentes tipos de arcillas. Estas sustituciones son de tipo isomórfico, ya que el catión que entre tiene un tamaño aproximadamente igual que el que sale, independientemente de la carga.

Estas cargas negativas son de suma importancia para la fertilidad, pues sobre ellas se fijan cationes de carga positiva que son nutrientes para las plantas. Además, sobre estas cargas pueden quedar también retenidas sustancias extrañas al suelo, como los contaminantes, reduciéndose así su posible toxicidad. Si el catión que se fija al la arcilla lo hace en una posición externa, quedará en disposición de ser intercambiado con facilidad por otro (será por

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tanto un catión de cambio) que se encuentre en la fase soluble del suelo, pero si lo hace en el espacio interlaminar quedará fuertemente retenido y su aportación a la fertilidad del suelo se producirá, en todo caso, a más largo plazo. En los espacios interlaminares puede aparecer en ocasiones moléculas de agua cuando los minerales se hidratan.

2.5.- Principales tipos de minerales de la fracción arcilla y su importancia en la fertilidad del suelo.

GRUPO DE LA CAOLINITA. Son de tipo 1:1 dioctaédricos. En el conjunto de la

estructura la relación silicio/aluminio es igual a uno. Dependiendo de cómo estén de ordenadas las láminas y del número de moléculas de agua que se intercalen entre ellas se distinguen diversos tipos. La principal es la caolinita, en la que no existen otras sustituciones de cationes excepto las que se han indicado, por lo que su estructura es eléctricamente neutra, lo que condiciona que los suelos en los que predomina este mineral sean poco fértiles. Debido a que la estructura de la caolinita requiere únicamente silicio y aluminio como constituyentes esenciales, es común en suelos de zonas tropicales húmedas, en los que la elevada precipitación ha provocado un empobrecimiento en otros elementos.

GRUPO DE LA ILLITA. Se llaman también arcillas micáceas, ya que se originan a partir de las micas (como la biotita y la moscovita) que son minerales formadores de cierto tipo de rocas. Son de tipo 2:1. Uno de cada cuatro átomos de silicio (Si4+) en la capa teraédrica ha sido sustituido por un aluminio (Al3+), por lo que existe un exceso de carga negativa, que es compensada por un átomo de potasio (K+) en posición interlaminar. El potasio, al estar fijado ENTRE las láminas no está fácilmente disponible para las plantas y se liberará lentamente, cuando la meteorización altere poco a poco estos minerales. Es importante destacar que estos minerales tienden a fijar el potasio que se añade como fertilizante, por lo que lo inmovilizan y hacen que disminuya la efectividad del abonado. Igualmente pueden fijar con facilidad en posiciones no cambiables el amonio (NH4

+) añadido como abono, debido a que su tamaño es similar al del potasio. Existen illitas de tipo di- y trioctaédrico. GRUPO DE LAS ESMECTITAS. Son de tipo 2:1, pero a diferencia de las del grupo de la illita, existen menos cargas negativas en la superficie debido a que se producen menos sustituciones isomórficas en la estructura. Una característica importante de las esmectitas es su capacidad para expandirse y contraerse con los cambios de humedad: las moléculas de agua pueden hidratar los cationes que ocupan los espacios interlaminares y hacer que aumente la distancia entre las láminas (expansión). Cuando el mineral se seca las láminas vuelven a acercarse (contracción). Esto provoca que en el suelo se formen grietas en los periodos secos, cuando las esmectitas se contraen, que se cierran en las fases húmedas. La capacidad de fijación de cationes es mayor que en los grupos anteriores (80 a 150 centimoles de carga positiva por kilo de suelo), por lo que la fertilidad mineral que aportan al suelo es más elevada que en illitas y caolinitas. La montmorillonita es el mineral más importante de este grupo.

GRUPO DE LAS VERMICULITAS. Son de tipo 2:1. Hay sustituciones de Si+4 por Al+3 en la capa tetraédrica, que originan una carga negativa que a su vez es parcialmente neutralizada por la carga positiva generada debido a la sustitución de Fe+3 por Mg+2 en la capa octaédrica. La entrada de iones Mg+2 hidratados en el espacio interlaminar compensa el resto de la carga. Pueden expandirse, aunque menos que las vermiculitas. Su capacidad para fijar cationes es alta (120 a 150 centimoles de carga por kilo), por lo que los suelos con altos contenidos en vermiculitas tienen elevada fertilidad mineral.

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GRUPO DE LAS CLORITAS. Son de tipo 2:1 pero tienen regularmente, entre estos

paquetes T-O-T, una capa octaédrica con aluminio y magnesio (T-O-T O T-O-T). Debido a esta capa “intercalada” entre los paquetes, la carga está neutralizada y la capacidad para fijar cationes es prácticamente nula (similar a la de la illita). Existen diferentes tipos de cloritas. Además de estos tipos principales existen otros minerales de arcilla llamados interestratificados. Se originan cuando parte de las láminas corresponden a un mineral y parte a otro. Debido a los procesos de alteración, en los suelos es normal encontrar este tipo de minerales, que tienen propiedades intermedias entre aquellos que los forman. 3.- COMPONENTES DEL SUELO II: CONSTITUYENTES ORGÁNICOS. 3.1.- Origen y características generales de la materia orgánica del suelo La materia orgánica del suelo proviene de los restos animales y vegetales, cuyas moléculas sufren primero una descomposición microbiana, es decir, un cambio en su estructura que libera compuestos más simples, generalmente solubles. Parte de estos compuestos sufren el proceso de MINERALIZACIÓN, es decir, se transforman en compuestos inorgánicos solubles o gaseosos (como SO4

2-, NO3- y CO2). Una parte de los

compuestos originados en la descomposición no es mineralizado, al menos directamente, y pasa a ser utilizado para la formación de moléculas nuevas, cada vez más complejas, de naturaleza coloidal y color oscuro, cuyo conjunto constituye lo que se conoce como el HUMUS. Al proceso de formación del humus se le denomina HUMIFICACIÓN. Parte de las sustancias inorgánicas que resultan directamente de la descomposición, pueden también pasar a ser utilizados en el proceso de humificación, al ser utilizados por microorganismos y pasar a formar parte, por tanto, de la biomasa microbiana. En la Figura 3.1 tenemos un esquema clásico de los procesos de humificación y mineralización: El papel de la materia orgánica en los suelos agrícolas es, en numerosas ocasiones, infravalorado, debido a la existencia de los sistemas de fertilización que suministran a los cultivos los nutrientes necesarios para su desarrollo. Sin embargo, la materia orgánica no sólo es importante como fuente de nutrientes, sino que interviene en el mantenimiento de propiedades físicas muy importantes, como son la estabilidad estructural y la capacidad del suelo para retener agua utilizable por las plantas. La complejidad y variabilidad de la materia orgánica del suelo ha provocado que, en ocasiones, la distinción entre un tipo y otro de compuestos sea difícil y confusa. En este caso se seguirán, básicamente, las indicaciones de Porta y col. (1994) y de Duchaufour (1987).

Entre los compuestos orgánicos se pueden distinguir: 1.- Materia orgánica NO humificada. Comprende biomasa vegetal y animal reciente (materia orgánica fresca) y biomasa microbiana. 2.- Materia orgánica humificada (conocida con el nombre genérico de humus). Se distingue entre: 2.1.- Sustancia NO húmicas. Comprende a.- materiales orgánicos sencillos como

azúcares y aminoácidos; y b.- materiales orgánicos de elevado peso molecular como polisacáridos y proteínas.

2.2.- Sustancias húmicas. Lo que se llama humus en sentido estricto.

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Figura 3.1. Esquema general de los procesos de humificación - mineralización en el suelo.

Humificación por

reorganización

Mineralización primaria

Caída de restos vegetales al suelo

Asimilación de CO2 por las plantas y formación de hidratos de carbono

(CH2O)n a través de la fotosíntesis. Procesos de polimerización y formación

de tejidos y órganos vegetales.

Compuestos orgánicos sencillos

Descomposición

reorganización microbiana

de H, O, C y N

Humificación por

neoformación

Biomasa microbiana

CO2, SO42-, PO4

3-, NO3-, etc. HUMUS Mineralización

secundaria

MATERIA ORGÁNICA FRESCA

En suelos no utilizados agrícolamente la materia orgánica proviene fundamentalmente de la vegetación que se desarrolla sobre ellos. No obstante, no siempre el aporte se produce mayoritariamente de la misma manera. En los bosques caducifolios la principal fuente de restos vegetales frescos es la hojarasca, lo que puede originar un mantillo superficial de diferente espesor, en función de la cuantía y tamaño de los restos caídos. Sin embargo, en zonas esteparias, por ejemplo en el interior de Argentina, existen horizontes superficiales con alto contenido en materia orgánica que proviene de la descomposición de las raíces de los densos prados de gramíneas. En estos casos no aparece el mantillo superficial, debido a que el ciclo del carbono se produce en profundidad, donde existe un importante humificación. La incorporación de restos orgánicos es escasa en ecosistemas en los que dominan las plantas de hoja perenne, como son los matorrales y bosques de zonas áridas y semiáridas, en los que la escasez de agua condiciona fuertes restricciones energéticas que influyen en que la vegetación no renueve las partes aéreas cada año. Por este motivo es difícil encontrar un mantillo superficial de cierto espesor en bosques mediterráneos xerofíticos (bosques constituidos por plantas adaptadas a la sequía), como pueden ser carrascales, sabinares y pinares. En zonas agrícolas el aporte de materia orgánica fresca está condicionado por la intervención humana. Los residuos de las cosechas, los abonos verdes, la paja incorporada y, en general, las diversas enmiendas orgánicas, sustituyen a la hojarasca y los aportes naturales. Una fuente adicional de materia orgánica son los productos de síntesis industrial. El uso de fertilizantes y plaguicidas orgánicos puede provocar problemas de contaminación en los suelos, al tratarse muchas de estas sustancias de productos xenobióticos (productos orgánicos

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extraños a los seres vivos) y por lo tanto difícil de ser degradado por los microorganismos edáficos. Los tejidos vegetales, que como ya hemos visto son las principales fuentes de materia orgánica fresca del suelo, están constituidos básicamente por hidrógeno, carbono y oxígeno, que constituyen el 90%, seguidos por nitrógeno, azufre, fósforo, potasio, calcio, magnesio y una serie de elementos en menores cantidades como son cobre, manganeso, cinc, hierro, etc., que constituyen los llamados micronutrientes para las plantas. Todos estos elementos se encuentran integrados en estructuras como hidratos de carbono (azúcares, celulosa y hemicelulosa), ligninas (compuestos fenólicos polimerizados), proteínas (péptidos polimerizados), ceras, grasas, resinas y otros. 3.2.- Origen, formación, naturaleza y comportamiento de las sustancias húmicas Los procesos de transformación de la materia orgánica en el suelo están condicionados por factores como la humedad, el pH, la población microbiana y la composición de los propios restos orgánicos. No todos los tipos de materia orgánica tienen el mismo efecto sobre el suelo. Existen ciertos tipos de compuestos orgánicos que activan la población microbiana, incidiendo positivamente sobre la descomposición, mientras que otros producen el efecto contrario. Un índice útil para estimar si en el suelo predominan los procesos de mineralización, o bien los de humificación, es la relación carbono/nitrógeno (C/N). El predominio de uno u otro proceso durante la descomposición de los restos orgánicos depende, en gran medida, de la relación C/N de los materiales que están siendo descompuestos. La relación C/N en los microorganismo indica de forma aproximada la cantidad de nitrógeno que deben asimilar por cada gramo de carbono que convierten en biomasa. Cuando un compuesto orgánico que es introducido en el suelo presenta una relación C/N elevada (por ejemplo 40), predomina el proceso de inmovilización debido a que dicho compuesto no tiene suficiente nitrógeno para que los microorganismos conviertan todo el carbono biomasa. Para compensar este déficit los microorganismos tienden a asimilar el nitrógeno inorgánico existente en ele suelo, de manera que impiden que este pueda ser asimilado por las plantas. Cuando la relación C/N es más baja (cercana a 20) se produce la mineralización, pues existe cantidad suficiente de N en la sustancia para que los microorganismos conviertan el carbono en biomasa microbiana, liberándose el N sobrante que se acumula en el suelo. En los suelos agrícolas la mineralización es activada por la remoción, el enterrramiento y el aporte simultáneo de compuestos minerales nitrogenados que activan la población microbiana al disminuir la relación C/N del suelo. Cuando los aportes de abonos orgánicos son escasos, la intensa mineralización puede llegar a deteriorar considerablemente ciertas propiedades del suelo debido a la pérdida de materia orgánica. Se pueden distinguir, por tanto: 1.- Factores que favorecen la descomposición, que serán los compuestos ricos en nitrógeno en relación al contenido en carbono (relación C/N baja), por ejemplo la hojarasca de fresno, olmo, tilo, gramíneas, leguminosas y estiércol bien descompuesto; 2.- Factores desfavorables, que serán compuestos con contenido en nitrógeno y relación C/N alta, como son los que contienen lignina, lípidos y compuestos difíciles de descomponer. Incluyen este grupo la hojarasca de especies resinosas, los brezos, la paja, el serrín de madera y ciertos tipos de turbas ácidas. El carbono orgánico no mineralizado en este procesos pasa a una oxidación mucho más lenta y, tras diversas transformaciones, o pasa a formar parte de la biomasa microbiana o queda más o menos estabilizado en las sustancias húmicas. Este proceso de humificación implica cambios importantes en la materia orgánica que hacen aumentar su resistencia a la biodegradación. Las moléculas recién formadas sufren procesos de maduración a lo largo de diferentes periodos de tiempo, que darán lugar, finalmente, a tres tipos de sustancias: los

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ácidos húmicos, los ácidos fúlvicos y las huminas. La proporción de cada uno de estos compuestos en el humus dependerá del tipo de restos vegetales y de otros factores como el pH, la temperatura, humedad, manejo del suelo, etc. La distinción entre ácidos húmicos, fúlvicos y huminas se establece en base a su comportamiento frente a diversos reactivos (Tabla 3.1). Tabla 3.1. Resumen de las diferencias más importantes entre ácidos fúlvicos, húmicos y huminas.

Extractante utilizado Reactivos alcalinos (como

NaOH o pirofosfato sódico) Reactivos ácidos

(por ejemplo HCl) Composición química

Ácidos húmicos

Extraíbles Precipitables después de su extracción.

Color negro a pardo.

Moléculas complejas con menos H y O y más C

que los ac. fúlvicos Ácidos fúlvicos

Extraíbles No precipitables después de su

extracción

Variable

Huminas No extraíbles ---- Sustancias orgánicas muy evolucionadas

Las diferencias en la composición de estas tres fracciones no son claras, pues para la misma muestra la cantidad extraída de cada una de ellas varía según el reactivo que se utiliza para extraerla. Debido a estas circunstancias la única forma de estar seguros de que se han separado es seguir las pautas indicadas en sus definiciones concretas y referirse a ellas y al reactivo utilizado en la extracción. Por ejemplo, la humina de un suelo poco evolucionado no tendrá la misma composición que la humina de un suelo muy evolucionado. A continuación vemos algunas características de cada uno de los tres tipos de sustancias húmicas.

- Ácidos húmicos. Sus moléculas tienen un elevado grado de polimerización; intervienen en las propiedades de intercambio de iones entre las fases sólida y soluble del suelo debido a que tienen grupos carboxilo (COO-) y fenólico (anillo aromático de fórmula empírica C6H5O-); están débilmente disociados por lo que influyen de forma importante en el poder de amortiguación del suelo (capacidad para neutralizar cambios en las condiciones de acidez-basicidad y mantener así el pH del suelo); forman complejos arcillo-húmicos muy estables. Las características generales de los dos tipos de ácidos húmicos se sintetizan en la Tabla 3.2.

Tabla 3.2. Características generales de los dos tipos de ácidos húmicos.

Polimerización Lábiles Relación con las arcillas

Floculación con Ca+2

Carga efectiva

Ac. húmicos pardos

Más débil Más lábiles

Más débil Lenta Fuertemente negativa

Ac. húmicos grises

Más fuerte Más estables

Más fuerte Rápida Débil

Algunos autores incluyen los ácidos himatomelánicos en el grupo de los ácidos húmicos. Si se añade etanol al precipitado en el que se encuentran los ac. húmicos, los compuestos que se solubilizan son los ac. himatomelánicos.

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- Ácidos fúlvicos. Son menos estables que los ácidos húmicos y forman complejos con

los cationes Fe+3 y Al+3. - Huminas. Son sustancias complejas, que se consideran evolucionadas a partir de los

ac. húmicos, cuya unión tan intensa con la arcilla ha provocado que no se disuelvan en reactivos alcalinos. Se mineraliza muy lentamente por lo que constituye una fuente reservas de nutrientes minerales para las plantas. Existen diferentes tipos como son la humina microbiana (que tiene su origen en los cuerpos de microorganismos y los compuestos derivados de ellos), humina heredada, neoformada y estabilizada. La elevada capacidad de las sustancias húmicas para establecer reacciones de superficie con otros compuestos les confiere un importante papel para fijar sustancias a la fase sólida del suelo. Esto motiva que las sustancias húmicas tengan una elevada capacidad de intercambio catiónico y que sean capaces de fijar moléculas extrañas al medio edáfico (como pueden ser los contaminantes). Además, su capacidad para unirse a las arcillas les confiere una importancia fundamental en el mantenimiento de la estructura del suelo, como veremos en temas posteriores. 3.3.- Métodos para el fraccionamiento y estudio de la materia orgánica Al tratarse los componentes orgánicos del suelo de sustancias complejas, su separación y estudio han resultado tradicionalmente problemáticos. Desde el momento en que un suelo es observado en el campo ya se puede apreciar una diferenciación en la cantidad y color de las materia orgánica: veremos zonas más oscuras y otras más claras, veremos restos vegetales muy recientes, otros en los que nos será difícil distinguir estructuras reconocibles como hojas o ramas, etc. La observación con un microscopio puede ayudar a distinguir algunas estructuras de otras, pero será utilizando análisis químicos y técnicas específicas como realmente llegaremos a identificar los diferentes compuestos. El primer paso que debe seguirse para la determinación de la materia orgánica del suelo es separar los restos frescos de aquellos otros que ya se han incorporado al suelo. Es evidente que si no se separan los trozos de ramas, hojas y raíces antes de determinar la materia orgánica del suelo, los valores obtenidos serán muy elevados, cuando en realidad esas fracciones no están incorporadas aún al medio edáfico. La cantidad total de materia orgánica del suelo puede estimarse por oxidación del carbono orgánico, por calcinación o con analizadores automáticos como son los del tipo Erba. Existe una relación general entre la cantidad de carbono orgánico del suelo y su contenido en materia orgánica total: materia orgánica =carbono orgánico oxidable x 1.72 Una manera de separar la materia orgánica más recientemente incorporada al suelo de aquella que se encuentra más íntimamente unida a éste, es en base a los diferentes tamaños de partículas. Los compuestos orgánicos más jóvenes tienen tamaños mayores y se encuentran mayoritariamente en las fracciones arena y limo grueso (entre 0.05 y 2 mm), mientras que aquellos más evolucionados están ligados a las fracciones menores de 0.05 mm (limo fino y arcilla). Si se separan las partículas de estos dos tamaños, se puede estimar la cantidad de materia orgánica ligada a cada una de ellas. Una aplicación de esta determinación es estimar el estado de degradación de un suelo en base a la cantidad de carbono ligado a cada fracción. Al someter a un suelo a laboreo continuado los compuestos orgánicos que primero se mineralizan son las ligadas a las fracciones gruesas, mientras que aquellos unidos a las fracciones más finas son las más resistentes. Cuando el contenido en materia orgánica comienza a descender en estas fracciones más finas (lo que puede ocurrir en un periodo entre

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10 a 15 años dependiendo del tipo de manejo) los procesos degradativos, como son la susceptibilidad a la erosión debida a un deterioro de la estructura, se aceleran considerablemente. Una secuencia clásica simplificada para la separación de ácidos húmicos, fúlvicos y humina se encuentra en la Figura 3.2.

Figura 3.2. Secuencia clásica de extracción de las sustancias húmicas

NaOH

Precipitado: AC. HÚMICOS

Sobrenadante:ac. fúlvicos

HCl ac. húmicos + ac. fúlvicos

Agitación y centrifugado

Precipitado: HUMINA

Sobrenadante: ac. húmicos+ ac. fúlvicos

Agitación y centrifugado

Muestra

Otras técnicas más avanzadas son, por ejemplo, la pirólisis (separación de fracciones orgánicas por calentamiento) Los productos obtenidos en los tratamientos de pirólisis se analizan por cromatografía, lo que permite identificar las estructuras de los compuestos presentes. 4.- PROPIEDADES DEL SUELO I: TEXTURA Y ESTRUCTURA. 4.1.- Introducción Como ya se ha indicado las partículas minerales del suelo menores de 2mm se clasifican por su tamaño en: ARENA, entre 50 µm y 2 mm; LIMO, entre 2 y 50 µm; y ARCILLA, menores de 2 µm. A las proporciones de arena, limo y arcilla que se encuentra en el suelo después de romper los agregados es a lo que se llama fracciones granulométricas. Los criterios para establecer los límites entre estas fracciones se han basado en las características de las propias partículas y en como afecta a las propiedades del suelo el predominio de un tipo u otro de ellas.

La agrupación de las partículas elementales da lugar a la formación de agregados, que son la base de la estructura del suelo.

4.2.- Clasificación de la textura del suelo

A la forma de representar la composición granulométrica de un suelo en diferentes

clases es a lo que se llama TEXTURA. Las 12 texturas posibles del suelo se obtienen por medio de un gráfico triangular en el que se representan 12 posibles combinaciones entre los contenidos de arena, limo y arcilla (Figura 4.1).

Los nombres de las clases texturales se han establecido para resaltar el papel de ciertas fracciones granulométricas sobre las propiedades del suelo, sobre todo las que afectan a la nutrición vegetal. Por ejemplo, la arcilla resulta más importante para la relación suelo-planta que las restantes fracciones, por lo que la superficie del triángulo ocupada por la ella es la mayor. Debe haber unas tres veces más arena gruesa que arcilla en el suelo para que sus propiedades estén condicionadas por esta fracción granulométrica.

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Expresiones como "terreno pesado", cuando el suelo resulta difícil de trabajar, o "terreno ligero", cuando se labra con facilidad, son expresiones que tienen su origen en la composición granulométrica. En los primeros predominarán los elementos finos y los segundos los gruesos.

Los suelos con elevados porcentajes en elementos finos tendrán una elevada capacidad de fijación de nutrientes, pero a cambio poseerán peores condiciones de drenaje y las raíces pueden tener problemas para desarrollarse debido a la dureza del material cuando este se seca. Si existe predominio de arena el problema será la escasa capacidad para fijar nutrientes y la rapidez con que el agua se pierde por drenaje. Las texturas intermedias de tipo franco son, en principio, las más favorables al tener una cantidad más o menos equilibrada de cada fracción granulométrica. Esto no excluye que para algunos tipos de cultivos los suelo arenosos o arcillosos puedan ser los más favorables.

Existen diversos métodos para determinar la textura del suelo. La diferenciación más importante consiste en distinguir entre los métodos de campo y los de laboratorio. Los segundos, mucho más rigurosos, son los que deben de utilizarse siempre que se pueda y se necesite disponer de datos concretos de contenidos en arena, limo y arcilla.

El primer paso que debe seguirse para determinar la textura es obtener partículas de tamaño menor de 2 mm, que son las que corresponden con la tierra fina. Esto que se consigue con un tamiz de dicho tamaño.

La determinación de la textura en campo (Palmer y Troech, 1965) no pasa de ser una estimación que se utiliza cuando se precisa obtener datos de forma rápida y económica, como una primera aproximación a las características texturales de los suelos. Consiste en humedecer una muestra tamizada a 2 mm y tratar de realizar con ella un cordoncillo entre los dedos pulgar e índice de la mano. En función de la facilidad con la que se realice esta operación, de la resistencia del cordón y del tacto de la muestra, más o menos arenoso, se clasificará el suelo en una u otra clase textural. Si se siguen estrictamente las indicaciones del método, este sistema puede resultar muy útil cuando se utiliza comparativamente entre varios suelos.

Una de las ventajas que tiene determinar la textura en el laboratorio es la posibilidad de aislar las partículas elementales del suelo, para luego cuantificar la proporción que tenemos de cada tamaño. Inicialmente las partículas se encuentran unidas entre ellas. Los mecanismos que intervienen en dicha unión serán detallados más adelante, pero se deben, en síntesis, a la floculación de los coloides y a la presencia de sustancias como los carbonatos, que actúan cementando, y a sustancias orgánicas, que aglutinan las partículas. Por tanto habrá que eliminar estos elementos para conseguir partículas aisladas. La materia orgánica se elimina oxidándola con un agente fuerte como el agua oxigenada. Uno de los métodos convencionales para la promover la separación de los coloides es el uso de hexametafosfato sódico, que se tiene en contacto con el suelo por agitación durante un tiempo determinado. En ese tiempo el Na+ ocupa las posiciones de cambio y los colindes dispersan. Cuando se quiere preservar la materia orgánica la dispersión se puede realizar por un equipo de ultrasonidos adecuado. A continuación se separa la fracción mayor de 50 µm con un tamiz de ese tamaño, con lo que se aísla la fracción arena. El resto de la muestra, en la que se encuentran las fracciones limo y arcilla, se separan en base a su velocidad de sedimentación en agua.

Entre otros métodos para obtener la textura destaca el uso de aparatos especialmente preparados como es el sistema del "Coulter". Este equipo lleva incorporada una cubeta en la que se pone una pequeña cantidad de muestra en agua. Mientras un sistema de agitación mantiene la muestra en movimiento un láser incide sobre las partículas de suelo. Una serie de sensores recogen la señal del láser, después de rebotar en las partículas, y la traducen a tamaños de partículas. Toda la información se almacena en un ordenador que, por medio de un software adecuado, nos permite obtener información como el tamaño medio de las partículas, las proporciones de cada tamaño, etc.

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4.3.- Agrupación de las partículas elementales: la estructura del suelo

Las partículas del suelo se unen para formar unidades mayores, los agregados, que

dejan entre ellos una serie de huecos que constituyen los poros del suelo. Esto es lo que se denomina la ESTRUCTURA DEL SUELO.

La estructura del suelo puede estudiarse a varios niveles. Hay un nivel microscópico, referido a la manera en que las partículas elementales se unen entre ellas. A un nivel macroscópico se aprecian "trozos" más grandes de suelo con forma más o menos regular, que se rompen por una serie de zonas en los que las uniones son más débiles.

Pero ¿cómo se unen las partículas para formar los agregados a ambos niveles de organización?. Responder a esta cuestión es difícil, debido a la complejidad del proceso y a las diversas variables que intervienen. La base de la unión está en el agrupamiento de los coloides (las partículas de arcilla y humus de tamaños menores de 0.1-0.2 µm y cargadas eléctricamente en superficie). En principio, estos coloides tenderían a repelerse, ya que tienen cargas de igual signo. No obstante, y como se explicará en detalle más adelante, alrededor de los coloides existe una capa de cationes con carga positiva, que son atraídos sobre las cargas negativas de la superficie de dichos coloides. Existe, pues, un conjunto de cargas de diferente signo que harán que los coloides tiendan a atraerse o repelerse, dependiendo diferentes factores. Así, cuanto más fuertemente sean atraídos los cationes sobre la superficie de los coloides, más posibilidades existen de que los coloides se atraigan entre ellos. Cuando predominen las fuerzas de atracción entre coloides la estructura del suelo será más estable que cuando predominen las de repulsión.

Cuando los coloides tienden a atraerse y permanecer unidos entre ellos se dice que están floculados y cuando tienden a repelerse y a quedar individualizados se dice que están dispersos. Una vez que los coloides del suelo se encuentran floculados ya se dan las condiciones para que las partículas de mayor tamaño (como limo y arena) permanezcan, a su vez, unidas entre ellas: los coloides harán una función de "intermediarios". O sea, no siempre que hay floculación se forman agregados, pero la floculación es una condición previa para que exista estructura

Una vez que los coloides están floculados es necesario que estos se estabilicen. La estabilización se produce merced a la acción de los complejos órgano-minerales, que se originan por la unión de componentes de las fracciones orgánica y mineral. Estos complejos se forman en dos etapas:

- primero debe haber un contacto y una mezcla entre ambas fracciones, lo que se produce gracias a la acción de remoción de los gusanos y otra fauna edáfica y a los cuerpos de los hongos (micelios) que tienden a agrupar partículas.

- luego se producen enlaces químicos entre sustancias orgánicas y minerales, entre las que destacan por su estabilidad los complejos arcillo-húmicos (entre arcilla y ácidos húmicos) y los órgano metálicos (entre compuestos orgánicos e iones metálicos como Al+3, Fe+3, etc.).

Otros elementos que contribuyen a mantener las partículas unidas son sustancias como

los óxidos y los carbonatos que actúan de cementos entre partículas y agregados, así como los exudados de raíces y hongos a base de polímeros orgánicos, polisacáridos, mucílagos, etc. También las raíces de las plantas y los propios micelios de los hongos contribuyen a mantener la estructura del suelo (Figura 4.1) a unir físicamente unos agregados con otros. Esto puede observarse a simple vista si tomamos un puñado de suelo bajo una zona cubierta de vegetación: veremos como la tierra forma grumos o "terrones" de diverso tamaño unidos por las raíces y por los cuerpos de los hongos.

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Las partículas agregadas dejan entre ellas espacios que constituyen los poros y todo el

conjunto da lugar a la estructura. El estudio microscópico de la estructura requiere de preparaciones especiales en las que se pueden apreciar las partículas elementales y los "puentes" que las unen, los poros y los recubrimientos. La descripción de la estructura del suelo desde el punto de vista macroscópico se realiza siguiendo las indicaciones de guías como la de FAO (1987, 1998).

Limo, arena

Coloides floculados

Raíces Mucílagos, carbonatos, óxidos, etc.

Figura 4.1. Se ha representado un esquema con dos niveles de organización de las partículasen la estructura del suelo: a nivel macroscópico es la raíz la que mantiene unidos losagregados más grandes (los "terrones" de suelo); a su vez los terrones están formados porpartículas elementales unidas por la acción de enlaces químicos y exudados orgánicosalrededor de los coloides floculados.

4.3.- Importancia de la estructura y la estabilidad de los agregados en la degradación del suelo.

Para que un suelo tenga buenas condiciones para el desarrollo de las plantas debe

contar, además de con nutrientes suficientes, con una buena estructura. Esto permitirá una adecuada circulación del agua y del aire lo que revertirá en un mejor desarrollo de los procesos edáficos y en un mejor crecimiento de la vegetación natural o los cultivos.

Existen cuatro mecanismos que pueden intervenir en la ruptura de los agregados del suelo (Le Bissonnais, 1996):

1.- Aflojamiento (en inglés slaking). La ruptura se produce debido a un incremento

en la presión ejercida por el aire que ocupa los poros y canales. Se produce cuando agregados de suelo secos son humedecidos rápidamente, como puede ocurrir cuando el suelo se humedece repentinamente con las primeras lluvias tras los meses estivales. Entonces, el agua que penetra por los poros hace que se incremente la presión sobre las paredes de los agregados y estos se desmoronen. El slaking se produce incluso sin que exista agitación o golpeteo sobre los agregados. A mayor contenido en arcilla, más resistentes son los agregados a este mecanismo de ruptura, y de mayor tamaño son los fragmentos resultantes de la ruptura.

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2.- Ruptura por hinchamiento diferencial. Se produce cuando las arcillas que

forman los agregados se hinchan al humedecerse y se contraen al secarse. Aunque este mecanismo de ruptura es parecido al anterior, la ruptura por hinchamiento diferencial se incrementa cuando el contenido en arcilla aumenta.

3.- Ruptura mecánica de los agregados. Consiste en la ruptura de los agregados del

suelo por mecanismos que implican un proceso de destrucción mecánica, como es el impacto directo de las gotas de lluvia o el laboreo. El agua de la lluvia al impactar sobre el suelo puede romper los agregados, separando agregados de menor tamaño y partículas elementales, que son desplazas por salpicadura y depositadas sobre la superficie del suelo. En cuanto al laboreo, un arado continuado puede triturar literalmente los agregados del suelo y destruir así la estructura.

Coyne (2000) indica que la ruptura de los agregados por exceso de laboreo afecta a los macroagregados (considerados, generalmente, como los de tamaño mayor a 250 µm), que se mantienen unidos fundamentalmente merced a compuestos orgánicos más o menos simples (que correspondería con lo que lo que Puget y col., 2000 llaman materia orgánica joven). Frente a esto se encuentran los microagregados, mucho más persistentes debido a las fuertes uniones que se establecen entre los coloides minerales y fracciones húmicas mucho más persistentes, como son los polímeros complejos de polisacáridos.

4.- Dispersión físico-química de los coloides. Se produce cuando los coloides tiende

a repelerse entre ellos. El principal causante de este efecto es el ión Na+. Cuando el Na+ es el catión predominante en el complejo de cambio predominan las fuerzas de repulsión entre los coloides y la estructura tiende a destruirse. Más adelante se expondrá en detalle este mecanismo.

Generalmente ninguno de estos mecanismos actúa en solitario, siendo una

combinación de ellos los que intervienen en la ruptura de los agregados del suelo. La capacidad de los agregados para mantener su forma frente a factores de agresión

externos es lo que se llama ESTABILIDAD DE LOS AGREGADOS. La capacidad estructural hace referencia a la capacidad del suelo para mantener su estructura ante los factores que tienden a destruirla. Por ejemplo, cuando un suelo húmedo es labrado en superficie y aparecen los típicos "terrones" de gran tamaño, si dicho suelo tiene elevada capacidad estructural estos terrones se fragmentarán al secarse y en su lugar encontraremos agregados que se han rehecho por sí solos de forma espontánea.

Una práctica habitual en los trabajos agrícolas que puede degradar de forma importante la estructura es el laboreo con maquinaria pesada. Cuando existe una presión excesiva sobre el suelo este se compacta, formándose en la parte superficial la llamada "suela de labor", lo que hace que disminuya la infiltración y se favorezca la escorrentía, aumentando el riesgo de erosión.

Los suelos con baja proporción de agregados estables son más fácilmente erosionables: las gotas de lluvia al caer directamente sobre los agregados los rompen con facilidad de manera que pueden ser arrastradas más fácilmente por la escorrentía superficial. Otra consecuencia importante es que, al romperse los agregados, se liberan las partículas finas que rellenan los poros y huecos del horizonte superficial, lo que tiene como consecuencia la formación de una costra superficial de varios milímetros de espesor cuando el suelo se seca.

Una alternativa al laboreo tradicional que preserva en mejores condiciones la estructura del suelo es el laboreo de conservación. Ortiz-Cañavate y Hernanz (1998) recogen una definición de laboreo de conservación como "el conjunto de prácticas por las cuales

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queda cubierta la superficie del suelo con al menos un 30% de residuos una vez implantado el cultivo". Sánchez-Girón (1996) describe el laboreo de conservación como " cualquier sistema de laboreo que, en comparación con el laboreo convencional, pone énfasis en reducir la pérdida de suelo, tanto por erosión hídrica como eólica, y en reducir la pérdida de humedad, bien por escorrentía o bien por percolación y evaporación".

Existen diferentes formas de manejo que se incluyen en el laboreo de conservación, como son el laboreo reducido, laboreo bajo cubierta, laboreo en fajas, siembra en caballones y no laboreo o siembra directa. En general se trata de reducir el efecto de compactación que produce el paso continuado de maquinaria; de reducir las pérdidas de materia orgánica y/o de reponer las pérdidas con enmiendas orgánicas; tratar de conservar las propiedades físicas que contribuyen al almacenamiento y movimiento del agua en el suelo; reducir los riesgos de escorrentía y erosión; y conservar y/o mejorar la capacidad del suelo para retener nutrientes. Aunque numerosas experiencias han demostrado los importantes beneficios de este tipo de manejo sobre las propiedades del suelo, su implantación no siempre ha conseguido mayores rendimientos que el manejo convencional, y esto ha dependido de factores como el tipo de suelo, el tipo de cultivo o las condiciones climáticas (Sánchez-Girón, 1996).

Independientemente de que existan o no procesos de degradación, la estabilidad de los agregados varía en condiciones naturales debido a una serie de factores. Las principales propiedades del suelo que intervienen en la estabilidad de los agregados son la textura, el contenido y tipo de minerales de la fracción arcilla, el contenido y tipo de materia orgánica, la concentración y tipo de cationes que existen en la solución del suelo y la presencia de óxidos y carbonatos:

- Cuanto mayor contenido en arcilla hay en el suelo más estable tiende a ser la estructura (hasta aproximadamente el 50% de arcilla).

- La presencia de ciertos cationes da más estabilidad a la estructura que otros. Por ejemplo, el Ca+2 da más estabilidad que el Mg+2 y este más que el Fe+3 y este más que el Al+3. Las altas cantidades de Na+, como ya se ha indicado, favorecen la dispersión de la estructura.

- Unos minerales dan más estabilidad al complejo arcillo-húmico que otros: esmectitas>illita>caolinita. En cuanto a los compuestos orgánicos, cuanto más polimerizados estén, más estable será el complejo.

- Los cambios de humedad del suelo afectan a la estabilidad. En los periodos húmedos pueden darse fenómenos de expansión de las arcillas lo que hará la estructura más inestable. - De forma indirecta, un factor adicional sería la cubierta vegetal, que protege al suelo del impacto de las gotas de lluvia y, por tanto, previene la ruptura por este mecanismo. Existen numerosas metodologías para determinar estabilidad de los agregados, que han sido adaptadas o modificadas por distintos autores. Le Bissonais (1996) recoge una síntesis de las más desatacadas. Todas se basan en someter a agregados de tamaño conocido a uno o varios tratamientos de ruptura por diferentes mecanismos y estimar el porcentaje de estos agregados que resisten el tratamiento y/o los tamaños a los que quedan reducidos tras la ruptura. 4.4.- Porosidad y densidad del suelo

La consecuencia de la estructuración de la fase sólida del suelo es la aparición de un

sistema de poros, que trae como consecuencia la existencia de varias relaciones entre su masa y su volumen.

La DENSIDAD REAL (dr) corresponde a la densidad media de los componentes de la fase sólida del suelo. Para un horizonte determinado del perfil del suelo la dr se mantendrá más o menos constante a lo largo del tiempo, al ser una propiedad independiente de la

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estructura y ser poco variables la naturaleza de las partículas. Como ejemplos de algunos valores de dr tenemos que los horizontes minerales tienen valores entre 2600 y 2750 kg m-3 y los horizontes orgánicos entre 1100 y 1400 kg m-3

La DENSIDAD APARENTE (da) es la densidad del suelo seco en conjunto, incluyendo parte sólida y poros. A diferencia de la dr, la da puede cambiar en poco tiempo ya que está influenciada por los parámetros que afectan al espacio ocupado por los poros. Por ejemplo, el mismo suelo compactado y no compactado tendrá diferente volumen de poros y por tanto diferente da. Algunos valores orientativos de da son los siguientes: para un suelo arenoso entre 1450 y 1600 kg m-3, para un suelo arcilloso estructurado entre 1050 y 1100 kg m-3 y para un suelo orgánico sobre los 250 kg m-3.

La POROSIDAD representa el volumen del suelo ocupado por huecos en relación al volumen total. Es una consecuencia de la existencia de textura y estructura y proporciona una información básica para conocer el estado de la segunda en cada momento. Existen diferentes tamaños de poros y cada uno afecta de forma distinta a la capacidad del medio edáfico para retener el agua.

La MICROPOROSIDAD se refiere al volumen ocupado por los poros de tamaño menor de 10 µm de diámetro. En estos poros se encuentra el llamada agua capilar, que incluye el agua absorbible (la que está retenida en poros entre 10 y 0.2 µm) y la no absorbible (retenida en poros menores de 0.2µm y películas alrededor de las partículas sólidas).

La MACROPOROSIDAD se refiere al volumen ocupado por los poros mayores de 10 µm de diámetro. Aquí se encontrará el agua que llamamos gravitacional.

Es fácil deducir que las propiedades físicas relacionadas con la circulación y retención del agua en el suelo están afectadas por la porosidad y densidad. Cuanto más intrincado sea el sistema de poros más lento será el desplazamiento del agua. El predominio de los microporos dificultará este movimiento y si, por el contrario, predominan los macroporos entonces el agua puede perderse con demasiada rapidez debido a un exceso de drenaje. Una combinación adecuada de ambos tipos de porosidad es la idónea. La adición de materia orgánica mejora las condiciones del suelo para retener agua al promover la formación de la estructura. La dr puede determinarse con facilidad. Se introduce una cantidad de muestra conocida en un matraz y se rellena este poco a poco con gasoil, hasta completar el enrase, midiendo con precisión la cantidad añadida. En base a la cantidad de gasoil añadido se calcula el volumen del matraz que ha quedado ocupado por la muestra de suelo. El uso de gasoil se debe a las dificultades para conseguir un buen contacto entre suelo y agua, sobre todo en muestras con elevado contenido en materia orgánica, al tratarse el agua de un líquido polar. La da se calcula tomado un volumen conocido de suelo y pesándolo tras secarlo a 105ºC. La relación entre ese peso y su volumen será la densidad aparente. Para recoger muestras de suelo de sin destruir la estructura se suelen utilizar anillos de muestreo de volumen conocido.

La porosidad puede calcularse en base al volumen total que ocupa la muestra de suelo y volumen ocupado por la parte sólida. Otra forma de determinar la porosidad del suelo es impregnar una muestra inalterada de este con una resina especial. A continuación se hace un corte ultrafino y se fotografía con un microscopio. Luego se utiliza un ordenador con un analizador de imagen para cuantificar el espacio ocupado por los poros y el ocupado por la parte sólida. Esta técnica, sofisticada y costosa, puede justificarse cuando se pretende conocer la geometría y distribución de los poros.

Un ejemplo de cálculo de los tres parámetros: Peso suelo= 20 g

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Volumen total que ocupa= 16 cc Volumen que ocupa la fase sólida= 8 cc da = Peso suelo / Volumen total = 20g / 16cc = 1.25 g cc-1 = 1250 kg m-3 dr = Peso suelo / Volumen fase sólida = 20g / 8cc = 2.5 g cc-1 = 2500 kg m-3 Porosidad = Vol. total - Vol. parte sólida / Vol. total = 16cc - 8cc/ 16cc = 0.5= 50%

5.- COMPONENTES DEL SUELO III: FASES LÍQUIDA Y GASEOSA. 5.1.- Introducción Como ya se indicó, en el suelo se pueden encontrar tres fases diferentes: una fase sólida, con constituyentes orgánicos e inorgánicos, una fase líquida y una gaseosa. Las fases líquida y gaseosa, constituidas por agua y soluciones acuosas y por diferentes gases, se encuentran rellenando los poros y canales del suelo. Ambas fases compiten por el mismo espacio dentro del medio edáfico, por lo que, como veremos, la dinámica de una está, muchas veces, condicionada por la de la otra (por ejemplo cuando el suelo se encharca desplaza al aire que llena los poros y en poco tiempo puede haber falta de oxígeno en el suelo). El correcto conocimiento de las formas de agua en el suelo y su comportamiento son básicos para entender los procesos de absorción de agua y nutrientes por las plantas. Para esto es fundamental una adecuada comprensión de las relaciones básicas suelo-agua y de las propiedades que determinan, por ejemplo, que un cultivo pueda aprovechar el agua edáfica o, por el contrario, no se desarrolle adecuadamente a pesar de estar el suelo húmedo. 5.2.- Estados del agua en el suelo. La fuente principal de entrada de agua en el suelo es la precipitación, aunque en ocasiones puede haber aportes importantes por las aguas subterráneas. Una clasificación clásica de los tipos de agua del suelo es la siguiente:

- Agua de escorrentía. Agua de lluvia que escurre por la superficie del terreno sin

infiltrase apenas en el suelo. Su cuantía puede ser importante en terrenos con pendiente y es responsable del arrastre de partículas de suelo que originan procesos erosivos.

- Agua gravitacional. agua de lluvia que tras infiltrarse en el suelo discurre por los macroporos (mayores de 30 µm), principalmente en vertical. Se puede distinguir entre agua gravitacional de flujo rápido (discurre por los poros mayores de 50 µm) y de flujo lento (se mueve por los poros entre 50 y 30 µm). El agua gravitacional de flujo rápido se pierde del suelo por drenaje tras las primeras horas después de la lluvia, mientras que la de flujo lento puede tardar varias semanas en drenar.

- Agua capilar. Agua que se infiltra y queda retenida en el suelo en los poros medianos y pequeños (aproximadamente menores de 30 µm) cuando la fuerza de succión del suelo es superior a la de la gravedad. Este es el agua cuyo comportamiento interesa conocer en mayor medida, pues en ella se encuentra el agua de la que pueden disponer las plantas una vez drenada el agua gravitacional de flujo rápido. El agua capilar se puede encontrar en dos formas: - agua absorbible por las raíces, que es la que ocupa los poros medianos (entre 0.2 y 30 µm) y que puede ser absorbida por las plantas; - agua no absorbible, que rellena los poros menores de 0.2 µm, o forma películas alrededor de las partículas minerales, quedando retenida con una energía superior a la fuerza de succión que la mayoría de las plantas pueden ejercer y, por tanto, es no utilizable por estas.

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Otras dos vías de entrada de agua en el suelo son el agua procedente de la humedad atmosférica (agua higroscópica), que en principio no es absorbible, y el agua que asciende por capilaridad desde capas freáticas más o menos profundas.

La clasificación de los tipos de agua que acabamos de exponer se utiliza con asiduidad

cuando se exponen los principios básicos sobre el agua del suelo y es muy práctica por sistematizar formas de este componente en el medio edáfico. No obstante, es más riguroso hablar del estado energético en que se encuentra el agua del suelo que de formas de agua en el suelo (Porta y col., 1994). Las fuerzas que actúan sobre el agua del suelo son las siguientes:

- la fuerza de la gravedad, que hará que el agua tienda a infiltrase - las fuerzas derivadas de la matriz del suelo, que hará que el agua tienda a quedar

retenida en este. Entre las fuerzas derivadas de la matriz están: 1.- las fuerzas de adhesión, originadas en la superficie de las partículas sin carga eléctrica, que tienden a crear una delgada película de agua alrededor de las citadas partículas; 2.- fuerzas de cohesión, debidas a efectos capilares, que hacen engrosar las películas de agua causadas por las fuerzas de adhesión, rodeando grupos de partículas y rellenado poros. Esta agua se considera ABSORBIBLE por las plantas; 3.- fuerzas de difusión, que está asociada a partículas sólidas cargadas eléctricamente (básicamente las arcillas).

- las fuerzas derivadas de los iones en la solución del suelo, que tienden a atraer la molécula de agua debido su naturaleza dipolar. Cobran gran importancia en suelos con elevada concentración de sales disueltas (suelos salinos).

Por tanto, que el suelo esté húmedo no implica que las plantas puedan absorber el agua que en él se encuentra, pues para esto deben de superar la tensión de succión (y por lo tanto de signo negativo) con la que el suelo la retiene. Así mismo, el agua debe desplazarse a través del sistema de poros para llegar hasta las inmediaciones de las raíces y poder ser absorbida. Se trata entonces, en conjunto, de establecer el estado energético del agua del suelo para determinar en cualquier momento sus posibilidades de aprovechamiento por las plantas. El término que se utiliza para definir estos estados energéticos es el de potencial hídrico (ψ). Este potencial se puede subdividir en varios, cuya suma determina el potencial total, o sea, el estado energético en el que se encuentra el agua en el suelo:

ψ = ψg + ψs + ψp, siendo ψp = ψn + ψm

ψg = potencial gravitacional, del que depende la cantidad de agua que se perderá por drenaje. ψs = potencial de soluto u osmótico, que se debe a la concentración y composición iónica de la solución del suelo. ψp = potencial de presión, debido a efectos de retención en las que no intervienen ninguna de las dos fuerzas anteriores. Los factores que lo condicionan son: presión del aire, configuración de la matriz, presión dependiente del contenido de agua y curvatura de las películas de agua con respecto a la matriz sólida. Se descompone en ψn , el potencial de presión de aire o neumático, y ψm, el potencial matricial, que expresa la influencia de la matriz sólida del suelo sobre el agua. ψ expresa, por lo tanto, la suma vectorial de varias fuerzas atractivas conectadas con la fase sólida del suelo y, en muchos casos, la disponibilidad de agua del suelo está principalmente determinada por este factor.

5.3.- Potencial osmótico y potencial matricial

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EL POTENCIAL OSMÓTICO se debe a la capacidad de las sales para retener agua. El principio en que se basa es el siguiente: cuando dos soluciones se ponen en contacto (en este caso el agua y la solución salina) la más concentrada (en este caso la solución salina) tiende a atraer el agua. Debido al elevado potencial osmótico de signo negativo que tienen los suelos con elevadas concentraciones de sales (como NaCl, MgCl2, Na2SO4, etc.), el agua es retenida con mucha fuerza lo que crea grandes dificultades a las plantas para su absorción.

El POTENCIAL MATRICIAL es el componente del potencial de presión que se debe

a la fuerza de succión ejercida por las partículas de suelo sobre las moléculas de agua y a la capacidad de los poros más pequeños del suelo para retener agua por el fenómeno de capilaridad.

Si suponemos un suelo sin cantidades elevadas de sales (un suelo normal, no salino),

prácticamente todo el agua estará retenida debido al potencial matricial. El potencial matricial, al tratarse de una presión (en este caso una presión negativa o tensión de succión), se puede dar en g cm-2, en atmósferas, en altura de una columna de agua o en kiloPascales (kPa).

Una forma indirecta de expresar el potencial matricial es por medio de valor de pF:

pF= - Logaritmo del potencial matricial (expresado como altura de una columna de agua)

Ejemplo: pF= 4.2 corresponde con la presión ejercida por una columna de agua de 15848.93 cm. Así pues, el pF es muy práctico puesto que nos permite trabajar con unidades

menores (en este caso 4.2 frente a 15848.93). Un pF de 4.2 equivale a 15 atmósferas (o 1500 kPa) de presión, pero al tratarse de un

tensión de succión, serán realmente –15 atmósferas = -1500 kPa. Los valores de pF varían según el contenido de humedad del suelo. Por ejemplo, se

necesitará menos fuerza de succión para extraer agua de un suelo con el 45% de humedad, que de un suelo con el 5% de humedad. En consecuencia, cuanto más seco está el suelo más trabajo les cuesta a las plantas extraer el agua. A su vez, cuando dos suelos tengan el mismo contenido de humedad, será más fácil extraer el agua del que tenga más arena que del que tenga más arcilla, debido a que la arcilla retiene al agua con más intensidad.

La Figura 5.1 representa la curva de valores de pF (y su equivalente en kPa) para dos suelos, uno arenoso y otro arcilloso, durante el proceso de secado (ambos suelos parten del 40% de humedad y llegan prácticamente al cero). Se aprecia que para el mismo contenido de humedad el pF (la fuerza de retención) es más bajo en el suelo arenoso que en el arcilloso. Se observa también como la forma de las curvas es diferente: el suelo arenoso debe secarse mucho para alcanzar valores de pF altos, mientras que el arcilloso adquiere altos pF con sólo secarse ligeramente.

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pF 4.2 2.5

0 10 20 30 40 50 % agua

AGUA ÚTIL

SUELO ARCILLOSO

Capacidad de campo SUELO

ARENOSO

Punto de marchitamiento permanente

kPa

-1500

-30

Figura 5.1. Curvas características de retención de agua en el suelo.

Existen tres conceptos que se utilizan habitualmente al hablar del agua del suelo: 1.- AGUA A CAPACIDAD DE CAMPO. Corresponde con el contenido de agua que

tiene el suelo después de una lluvia o de un riego abundante una vez que ha perdido todo el agua gravitacional. Este agua estaría retenida a un pF = 2.5 (-30 kPa). Corresponde con lo que hemos llamamos agua capilar y, por tanto, su contenido en el suelo depende de la distribución y tamaño de los poros medianos. Aunque el contenido de agua a capacidad de campo no depende directamente de la granulometría, Cobertera (1993), indica las siguientes estimaciones para suelos con distintas texturas: - suelos arenosos: entre el 9 y el 20 %; - suelos limosos: entre el 20 y el 30%; - suelos arcillosos: entre el 30 y el 40%; - suelos orgánicos (por ejemplo la turba): contenido en agua de hasta el 100%.

2.- AGUA A PUNTO DE MARCHITAMIENTO PERMANENTE. Corresponde con

el contenido de agua que tiene el suelo después de haber perdido todo el agua gravitacional y todo el agua absorbible. este agua estaría retenida a pF = 4.2 (-1500 kPa). Es lo que hemos llamado agua capilar no absorbible y, por tanto, depende fundamentalmente del contenido en arena, limo y arcilla. Se supone, pues, que la máxima succión que las plantas pueden ejercer para absorber agua del suelo es de –1500 kPa y por lo tanto agua retenida a más tensión no puede ser utilizada (aunque, como veremos más adelante, existen plantas capaces de absorber agua a tensiones mayores). Según datos citados por Cobertera (1993) los contenidos en agua a punto de marchitamiento para varios contenidos en arena, limo y arcilla son los siguientes: - suelo arenoso: entre el 2 y el 6 % de humedad; - suelo limoso: entre el 8 y el 15% de humedad; - suelo arcilloso: entre el 15 y el 20% de humedad; suelos orgánicos: entre el 35 y el 50 % de humedad.

3.- AGUA ÚTIL para las plantas. Corresponde con la diferencia en el contenido de

agua que queda en el suelo a capacidad de campo menos la que queda al punto de marchitamiento. El contenido de agua útil es más elevado en suelos con cantidades equilibradas de arena, limo y arcilla, mínimo en suelos con mucha arena e intermedio en suelos con mucha arcilla. Esto se debe a lo siguiente: en suelos muy arenosos casi toda el agua se extrae a tensiones bajas, por lo que la mayoría se perderá por drenaje rápido y la diferencia entre capacidad de campo y punto de marchitamiento será pequeña; en suelos muy arcillosos, debido a que el agua está muy fuertemente retenida, apenas se extrae a tensiones bajas, pero tampoco a tensiones altas, por lo que la diferencia es entre ambos puntos no es

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mucha; finalmente, con cantidades intermedias de arena, limo y arcilla, se extrae poca agua a capacidad de campo pero se extrae bastante hasta llegar al punto de marchitamiento, por lo que la diferencia es mayor que en los dos casos anteriores y existe más agua útil.

A la cantidad de agua que es retenida por el suelo y que es útil para las plantas se le llama CAPACIDAD DE RETENCIÓN DE AGUA ÚTIL (CRAU). Aunque este parámetro se utiliza con cierta asiduidad, su validez está más que cuestionada y, en caso de determinarse, debe ser con objetivos meramente orientativos. Muchas plantas (en particular las adaptadas a ambientes áridos) pueden absorber agua a tensiones superiores a los –1500 kPa a los que se refiere el punto de marchitamiento, y en muchos suelos el agua que permanece una vez perdida el agua gravitacional se encuentra retenida a tensiones inferiores a los –33 kPa.

Una propiedad importante relacionada con el contenido de agua del suelo y con su capacidad para retener la humedad es el fenómeno de HISTÉRESIS (Figura 5.2). Consiste en que cuando en suelo se está secando retiene el agua con más fuerza que cuando se está humedeciendo. Así, aunque el suelo esté igual de húmedo, a las plantas les costará más trabajo extraer agua cuando se está secando que cuando se está humedeciendo. Esto se debe, básicamente, a que cuando el suelo se está cargando de humedad los primeros en llenarse son los poros de mayor tamaño y por lo tanto extraer agua de estos poros requiere de menos tensión que de los pequeños; cuando el suelo está secándose, los primeros que se vacían son los poros mayores y por lo tanto para conseguir extraer el agua se debe recurrir al agua que llena los poros más pequeños, que es la que mas cuesta absorber.

pF

1

2

3

4

5

Figura 5.2. Curvas características del

fenómeno de histéresis.

0 10 20 30 40 50 % agua

HUMECTACIÓN

DESECACIÓN

Los métodos para obtener los valores de retención de agua de un suelo a diferentes

presiones se basan en saturar en agua las muestras de suelo y extraer parte de ese agua a la tensión deseada.

El sistema que quizás más se utiliza es la membrana de Richards, que consiste en una olla especial en cuyo interior se colocan las muestras de suelo sobre una placa de cerámica, se saturan en agua, se cierra la olla y se ejerce la presión. La olla tiene una salida conectada a la placa por la que se va evacuando el agua de las muestras, hasta que se establece el equilibrio entre la presión ejercida y la succión que ejerce el suelo para retener el agua. En ese punto se abre la olla, se pesan las muestras en húmedo, se secan a 105ºC y se vuelven a pesar. La diferencia de peso será el agua retenida a la presión ejercida. El sistema permite trabajar con presiones entre 33 y 1500 kPa y pueden utilizarse muestras tamizadas (para tensiones altas) o muestras sin alterar (para tensiones bajas), aunque en el segundo caso los resultados no son muy satisfactorios.

Para tensiones por debajo de -10 kPa se trabaja con otros sistemas que se ajustan más a la situación real del suelo son los sand-box o las placas de succión. En estos casos el suelo (anillos de muestra en los que se conserva la estructura) se colocan en unas cajas especiales, sobre un lecho de arena y caolín a diferentes proporciones dependiendo de la tensión de

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succión ejercida sobre ellas. La succión se consigue por medio del vacío ejercido por columnas de agua de diferente altura. Las muestras se mantienen en cada caja hasta que dejan de perder agua, momento en el que se estabilizan, pasándose entonces a la caja siguiente la cual está sometida a otra tensión de succión más alta que la anterior. La diferencia de peso entre el suelo saturado y el estabilizado a cada tensión nos proporciona la capacidad de retención de agua a dichas tensiones.

Badía y Martí (1999) indican una fórmula para realizar una estimación de la capacidad de retención de agua disponible (CRAD) para un volumen de suelo determinado, en base a proporción de elementos gruesos en cada horizonte del perfil y su densidad aparente. La expresión utilizada es la siguiente: CRAD=[(100-% piedras) kg de tierra fina/100 kg] [A/100 kg tierra fina] Da P A = % de agua retenido a 33kPa - % de agua retenido a 1500kPa, ambos en tierra tamizada a 2 mm (tierra fina) Da = densidad aparente en kg m-3 P = profundidad del horizonte, en m

5.4.- Movimiento del agua en el suelo: conductividad hidráulica e infiltración

Los procesos implicados en el movimiento del agua a través del suelo son: 1.-Entrada,

que puede deberse, fundamentalmente, a la infiltración de la lluvia o al ascenso capilar de aguas subterráneas; 2.- Redistribución del agua entre distintos puntos; 3.- Absorción por parte de las plantas.

Debido a que el suelo es un medio poroso, el movimiento del agua está determinado por la geometría y distribución de los poros. Existen dos formas de flujo de agua: 1.- Flujo saturado, cuando los poros están llenos de agua y 2.- Flujo no saturado, cuando los poros están parcialmente ocupados por aire, como ocurre cuando el suelo está humedeciéndose o secándose. El estudio del flujo saturado es más fácil que el no saturado, debido a que las condiciones del medio son homogéneas.

El agua del suelo se mueve por diferencias de potencial hidráulico desde las zonas en las que este es más débil (o sea, las zonas más húmedas) hacia aquellas en las que este es mayor (o sea, las más secas). La principal ley física que define el movimiento de agua en el suelo es la ley de Darcy que establece que el caudal de agua (Q) que se mueve entre dos puntos de un canal o poro es directamente proporcional a la sección transversal del canal (A) a través del que se mueve y a la diferencia de potencial hidráulico entre los dos puntos (H2-H1), e inversamente proporcional a la longitud de dicho canal (L):

Q (vol. de agua por tiempo) = - Ksat [(H2-H1)/L] A

En la ecuación anterior la Ksat es la conductividad hidráulica, que expresa la

velocidad de movimiento del agua en cm/h o m/día. La CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA es una medida de la capacidad del suelo para

conducir el flujo de agua. Este desplazamiento se verá influenciado por el rozamiento entre las propias partículas del líquido entre ellas y contra las paredes de los poros, por lo que cuanto más tortuoso sea el sistema de poros, más lento será el movimiento del agua. Así, cuando predominen los poros de mayor tamaño el agua se moverá con más rapidez que cuando predominen los más pequeños. Ya que, como hemos dicho, el movimiento se relentiza por el rozamiento de las partículas de agua entre ellas, cuanto más denso sea el líquido que se

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mueve, más lento será el movimiento: cuando aumenta la temperatura o cuando el agua lleva muchas sustancias disueltas se moverá más lentamente.

Es importante medir la conductividad hidráulica del suelo a varias profundidades, debido a que los diferentes horizontes del perfil pueden tener muy diferente capacidad para conducir el agua. Se podrá así evaluar más correctamente las posibles dificultades de las plantas para absorber agua: puede ocurrir que la parte más superficial del suelo tenga buena capacidad para conducir el agua, pero que exista un horizonte a cierta profundidad con valores de conductividad hidráulica bajos, lo que puede constituir un problema para el suministro de agua a parte de las raíces. Así pues, no sólo es importante que el suelo tenga un % alto de la llamada agua útil, además es necesario que ese agua se mueva a través de los poros de forma adecuada para llegar a la zona radicular de las plantas.

De forma muy simplificada podemos decir que las medidas de conductividad hidráulica se basan en hacer pasar agua a través de una muestra de suelo hasta conseguir que el tiempo de goteo sea constante. Se anota entonces la cantidad de agua que gotea por unidad de tiempo y se obtiene así el valor del parámetro medido (se considera, por ejemplo, que menos de 2 cm por hora es lenta y que más de 12.5 es muy rápida). Las medidas de conductividad hidráulica deben ser tenidas en cuenta, junto a otros parámetros, a la hora de planificar la instalación de un sistema de drenaje.

La INFILTRACIÓN es el proceso de entrada vertical de agua en el suelo. Constituye,

pues, el primer movimiento de agua en el medio edáfico y varía sustancialmente en función de factores como la humedad que tenga el suelo, la inclinación del terreno, los poros, la textura, etc. Si el terreno es completamente llano el agua de lluvia tenderá a infiltrarse a los pocos segundos de caer, o a irse acumulando en superficie para infiltrase poco a poco en función de la capacidad del suelo: intuitivamente sabemos que no infiltrará igual un suelo que esté compactado que otro que no lo esté. Igualmente un suelo muy arcilloso infiltrará el agua más lentamente que uno arenoso. Sin embargo, si el terreno tiene cierta pendiente parte del agua caída tenderá a desplazarse por la superficie provocando escorrentía superficial. En este caso la capacidad del suelo para infiltrar agua adquiere una importancia muy relevante: cuanta más agua escurra por la superficie más agua perderá ese suelo (y por lo tanto los cultivos o la vegetación que soporte) y, además, más riesgo de que el agua que escurre arrastre los nutrientes y las partículas de suelo originando erosión. En el caso opuesto, si un suelo tienen mucha capacidad de infiltración el agua se perderá muy rápidamente por drenaje y no podrá ser suficientemente aprovechada por las plantas. Así pues, una correcta evaluación de la capacidad de infiltración del suelo es importante para planificar cualquier aspecto relacionado con el uso del agua en el suelo (principalmente relacionados con proyectos de riego), para determinar los riesgos de degradación del suelo (sobre todo por erosión) y como parte de los estudios sobre la recarga de los acuíferos a través del agua de lluvia.

Las tasas de infiltración se pueden estimar con un infiltrómetro de doble anillo. Consiste en dos anillos concéntricos de diferente tamaño que se clavan en el suelo hasta unos 5 o 10 cm. Luego se llenan de agua y se mide el tiempo que tarda en bajar el nivel en el anillo interior. Cuando el tiempo de descenso de una altura de agua determinada (por ejemplo 5 cm) es constante se anota esa medida como tasa de infiltración. Algunos ejemplos indicados por Porta y col. (1994) son los siguientes: - entre 1 y 5 mm h-1 la infiltración es lenta, lo que provoca un riesgo de erosión importante si el terreno está en pendiente, hace que se pierda una considerable cantidad del agua de riego y puede haber riesgo de que las raíces mueran por encharcamiento; - entre 20 y 60 mm h-1 la infiltración es moderada lo que la hace adecuada para riego de superficie; más de 250 mm h-1 es muy rápida y debe usarse riego localizado.

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El ASCENSO CAPILAR consiste en un movimiento de agua ascendente debido a la evaporación, sobre todo en zonas áridas durante los periodos secos. Este fenómeno se genera cuando la parte superficial del suelo se calienta mucho, debido a la insolación, y se seca, lo que provoca que la humedad de las zonas más profundas tienda a desplazarse hacia arriba originándose así un flujo ascendente que puede acabar por secar el suelo por completo. El efecto del arado y la cubierta vegetal influyen notablemente en el ascenso capilar de agua en el suelo. El laboreo superficial rompe la continuidad del sistema de poros, por lo que puede contribuir a relentizar, e incluso detener, el ascenso capilar de agua desde los horizontes subsuperficiales del perfil edáfico, lo que puede disminuir las pérdidas por evaporación. A cambio, la infiltración puede verse dificultada, sobre todo si se forma una costra superficial debido a la ruptura de los agregados. La presencia de una cobertura vegetal actuará de forma diferente en función del periodo del año y del estado de las plantas. Durante los periodos en los que la vegetación esté inactiva, el sombreado que esta ejerce hará disminuir la incidencia directa de los rayos solares sobre la superficie del terreno lo que hará que el suelo se caliente menos en superficie, con lo que el flujo de humedad ascendente y las pérdidas por evaporación serán menos acentuadas. Sin embargo, cuando la vegetación esté activa absorberá agua del suelo, contribuyendo activamente a desecar el perfil. 5.5.- La solución del suelo: origen y composición.

El agua que circula por el sistema de poros del suelo no se encuentra en estado puro. En realidad se trata de una solución acuosa en la que aparecen diversas sustancias, disueltas o en suspensión, y que en conjunto constituyen la SOLUCIÓN (o DISOLUCIÓN) DEL SUELO. Las sustancias verdaderamente disueltas son sales de diversos tipo en estado iónico y las que van en suspensión son de naturaleza coloidal (por ejemplo, los coloides de la arcilla). El conjunto de la solución del suelo juega un papel fundamental en la nutrición de las plantas, ya que las sustancias que estas absorben son las que van disueltas en ella. La solución es también importante en los procesos de formación del suelo puesto que es la responsable del movimiento de sustancias a través del perfil y de su redistribución.

La composición de la solución es variada y depende de factores como el tipo de material litológico o el clima de la zona. Los cationes más abundantes en suelos de pH neutro o ligeramente alcalino (pH ≥ 7.0, por ejemplo los suelos de la Región de Murcia y, en general, Sureste de España) son: Ca2+, Mg2+, Na+ y K+. Si el pH es menor de 7 predominan H+ y Al3+. Otros cationes son Fe2+, NH4

+, Cu2+, Mn4+, etc. Entre los aniones predominan Cl-, SO4

2-, NO3-, H2PO4

-, OH-, HCO3-, etc.

El que predomine un tipo u otro de iones en la solución depende, además de la propia composición del material original (roca o sedimento), de otros factores como:

- La mayor o menor solubilidad de la roca. Por ejemplo, los yesos son más solubles que las calizas y por lo tanto el suelo quedará impregnado de yeso en menos tiempo que de carbonatos.

- Los ciclos estacionales. El aumento de la actividad biológica en los meses cálidos y húmedos, por ejemplo en primavera, lleva a que ciertos compuestos puedan solubilizarse y aumentar su contenido en la solución. En los periodos de crecimiento vegetal las plantas pueden sustraer de la solución sales minerales en mayor cantidad que en el resto del año.

- Acción antrópica. La adición de fertilizantes por parte del hombre condiciona en gran medida el contenido de la solución, sobre todo cuando este aporte es continuado y no existe lluvia suficiente para eliminar del perfil las sustancias que se añaden. Otra forma por la que el hombre puede afectar al contenido de la solución es al adicionar enmiendas orgánicas, que luego, al mineralizarse, aportarán iones a la solución.

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- El clima de la zona. Si el clima es muy lluvioso la meteorización de las rocas será más rápida y la solución estará empobrecida en las sales más solubles debido a su pérdida por drenaje. En climas áridos la escasez de lluvias condiciona una lenta alteración de las rocas y un incompleto lavado de las sales más solubles, que permanecen en el perfil. Este es el motivo, por ejemplo, de que los suelos con elevada concentración de sales solubles (suelos salinos) predominen en zonas en las que las precipitaciones son escasas. En el apartado correspondiente al complejo de cambio se profundizará en los aspectos relacionados con la salinidad de la solución del suelo. 5.6.- La atmósfera del suelo.

La fase gaseosa del suelo constituye la atmósfera del suelo. En ella se encuentran, esencialmente, O2, CO2 y N2. Cuando se agota el O2 y se desencadenan procesos de respiración anaerobia pueden aparecer cantidades significativas de SH2, CH4 y H2 (recordemos que en este tipo de respiración la oxidación de los compuestos orgánicos la realizan microorganismos anaerobios que utilizan el oxígeno de sustancias como puede ser el CO2, Fe2O3, etc). La atmósfera del suelo se renueva por dos vías fundamentales: - debido al intercambio de gases originado por los procesos respiratorios de microorganismos y plantas; - por el intercambio entre suelo y atmósfera.

La concentración de oxígeno en el suelo se encuentra, en condiciones normales, sobre el 18-20%, pero después de una lluvia cuantiosa o un riego puede disminuir hasta el 5%. La concentración de CO2 es mayor que en el aire, sobre todo cerca de las raíces, donde puede llegar hasta el 5-10% (en el aire es del 0.03% aproximadamente). Existe un gradiente de disminución de la concentración de oxígeno y aumento de CO2 al aumentar la profundidad.

En cuanto al N2, su concentración en el suelo es similar a la de la atmósfera: un 78-79%.

Las tasas de respiración del suelo se utilizan para medir su actividad biológica. Se obtiene así información sobre los procesos de oxidación de la materia orgánica, que pueden ser relacionados con propiedades físicas y físico-químicas del suelo para estimar su estado de degradación.

El aumento de la actividad microbiana en los periodos húmedos y con temperaturas cálidas propicia que aumente el consumo de O2 y la producción de CO2, al incrementarse la tasa respiratoria. Una manera de estimar la tasa respiratoria del suelo es incubar en el laboratorio, en contenedores cerrados, una cantidad conocida de suelo y medir el desprendimiento de CO2 a temperaturas y humedad controladas. 6.- PROPIEDADES DEL SUELO II: COMPLEJO DE INTERCAMBIO CATIÓNICO, SATURACIÓN EN BASES Y SALINIDAD. 6.1. - Complejo de cambio catiónico o adsorbente

El conjunto de los coloides del suelo constituye el COMPLEJO DE CAMBIO

CATIÓNICO, COMPLEJO DE CAMBIO O COMPLEJO ADSORBENTE. A las cargas negativas que existen en la superficie de los coloides (estos es, del complejo de cambio) se pueden fijar cationes de la solución del suelo. A las posiciones a las que se pueden fijar dichos cationes se las denomina posiciones de cambio y estos cationes reciben el nombre de cationes de cambio. Los cationes fijados (o adsorbidos) en el complejo de cambio pueden pasar de la fase soluble a la fase sólida del suelo y al revés, en función de diferentes factores. Existe, pues, un equilibrio entre el complejo de cambio y la solución del suelo, de manera que cualquier modificación en la composición de esta provoca una respuesta por parte del

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complejo que tiende a equilibrar la situación. El estado en que se encuentre el complejo es muy importante, ya que está relacionado con la acidez-basicidad del suelo (medida a través del pH), con la actividad biológica, la formación de agregados, la fertilidad mineral (al regular la disponibilidad de nutrientes para las plantas) y con la capacidad del suelo para retener contaminantes incorporados al suelo.

Las reglas simplificadas por las que se rige el complejo adsorbente son las siguientes: 1.- Las posiciones de cambio tienden a estar siempre ocupadas. 2.- La situación tiende a equilibrase para cada ion, de manera que haya la misma

cantidad en el complejo de cambio y en la solución. 3.- Una vez que se ha establecido un equilibrio, si aumenta la concentración de un ion

en la solución una cantidad de este tiende a fijarse en el complejo de cambio desplazando a otro que esté ya fijado. Esto implica que unos iones son fijados con más fuerza que otros.

4.- Cuando un ion es desplazado del complejo de cambio por otro que es atraído con más fuerza, el desplazado permanece en la solución hasta que puede desplazar a otro que sea fijado con menos fuerza que él.

Existen dos consideraciones a las generalidades que hemos expuesto. 1.- Hay ciertas

cargas negativas en los coloides que no permiten que los iones que se fijen a ellas puedan ser intercambiados, al menos fácilmente. Son, por ejemplo, las cargas negativas que se encuentran en las superficies interlaminares de las arcillas. 2.- Aunque la mayoría de las cargas que existen en la superficie de los coloides son negativas y, por tanto, lo que se fijan a ellas son cationes, también existe un complejo de cambio aniónico al que pueden fijarse aniones.

Un ejemplo simple de como funciona el complejo de cambio es el siguiente. Supongamos que en un suelo que tiene saturado en Ca2+ su complejo de cambio añadimos un abono potásico:

Suelo Ca + 2 KCl Ca2Cl + Suelo 2K

Debido a los procesos de intercambio el K+ puede entrar a sustituir al Ca2+, en el

complejo de cambio y quedar fijado a este. Como vemos las sustituciones se dan EQUIVALENTE A EQUIVALENTE: si entran dos cargas tienen que salir también dos cargas.

Otro ejemplo: cuando las plantas absorben Ca2+ de la solución del suelo, una cantidad equivalente de este cation pasa del complejo adsorbente a la solución. Por tanto, los cationes fijados al complejo adsorbente constituyen una reserva de nutrientes minerales del suelo, que serán utilizados cuando los que se encuentran en la solución son absorbidos o perdidos por cualquier motivo. La disposición de los iones de la solución del suelo, en relación a los coloides, se explica por la teoría de la doble capa difusa. Alrededor de cada coloide existe una doble capa de iones cargados (fundamentalmente de carga positiva): en la capa más cercana se encuentran los iones retenidos con más fuerza, mientras que al aumentar la distancia al coloide las fuerzas de atracción sobre los iones de la solución son más débiles, por lo que la concentración de estos es menor:

Así pues, la concentración de cationes en la solución del suelo está fuertemente influenciada por el comportamiento del complejo de cambio. Una forma de estimar si el tipo de cationes predominantes en la solución son ácidos o básicos es a través del pH, que se calcula como -Log [H+]. Cuanto más H+ existan en la solución más bajo será el valor de pH (pH neutro=7; pH ácido<7 y pH básico>7).

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Existen dos grandes categorías de cationes retenidos en el complejo de cambio. 1.- Cationes generadores de acidez (ya que cuando pasan a la solución hacen disminuir

el pH): son los propios H+ (que afectan de forma directa a la medida de pH) y el Al3+ (que producen la ruptura de las moléculas de agua, lo que genera los H+ que hacen que disminuya el pH).

2.- Cationes básicos: son el Ca2+, Mg2+, K+ y Na+, que condicionan la existencia de un pH neutro o ligeramente básico al promover la fijación de los H+ al complejo de cambio, como vemos en el siguiente ejemplo:

Suelo Ca2+ + H2O Suelo H2 + Ca(OH)2

SOLUCIÓN -

+

+

- + +

+

+

+

+ +

-

-

+

+ -

+

+

-

+

+ +

+

+ + +

+

COLOIDE +

+ + +

+ +

+

+ - +

+ -

+ - + + -

+

+

+ +

-

+

+

+

+

+ + -

+

+

-

DOBLE CAPA

6.2.- Capacidad de intercambio catiónico y saturación en bases

La CAPACIDAD DE INTERCAMBIO CATIÓNICO (CIC) es la forma de expresar el

número de moles de cationes capaces de ser adsorbidos, e intercambiados por otros, por unidad de masa de suelo seca. Dicho de otro modo, la CIC representa la cantidad máxima de posiciones de cambio del suelo. La CIC se expresa en centimoles de carga positiva por kilo de suelo (cmol+ kg-1) o en miliequivalentes por 100 gramos de suelo (mEqu/100 g). Así un miliequivalente de Ca2+ (es decir 40/2=20 miligramos de calcio) reemplazarán a 1 miliequivalente de Na+ (es decir, 23/1=23 miligramos de sodio).

Dos conceptos directamente relacionados con la CIC son: 1.- Suma de bases de cambio (S). Suma de los contenidos en Ca2+, Mg2+, K+ y Na+

que se encuentran fijados al complejo de cambio del suelo. La diferencia entre CIC y S representa la acidez de cambio, o sea, los cationes generadores de acidez (fundamentalmente Al3+ y H+) que están ligados al complejo de cambio.

2.- Grado de saturación en bases (V). Indica en que porcentaje el complejo de cambio está ocupado por bases de cambio. Se calcula fácilmente sabiendo CIC y S.

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No todos los coloides tienen la misma capacidad de cambio, o sea, no todas son capaces de fijar igual cantidad de cationes de cambio. Esto depende de dos factores: la densidad de carga superficial y la superficie específica.

La densidad de carga superficial está determinada por la cantidad de cargas negativas por unidad de superficie. En los distintos tipos de arcillas la cantidad de cargas negativas depende, fundamentalmente, del tipo y cuantía de las sustituciones isomórficas de unos elementos por otros en su estructura cristalina, aunque también influyen las cargas no compensadas en el borde de los cristales.

La superficie específica está determinada por la superficie del coloide en la que pueden fijarse cationes. Para comprender el motivo de que las sustancias de tamaño coloidal sean las que mayor superficie específica tienen veamos el siguiente ejemplo. Si tenemos un cubo de 1 mm de lado, la superficie de cada uno de los lados será de 1 x 1 = 1 mm2, lo que multiplicado por las seis caras que tiene el cubo equivaldrá a una superficie total de 6 mm2. Esta sería su superficie específica. Supongamos ahora que ese cubo los convertimos en cubos más pequeños de 0.001 mm de lado, o sea, tamaño coloidal. En este caso tendremos 1000 x 1000 x 1000= 109 cubos pequeños por cada cubo de 1 mm de lado. Como cada cara de los cubos pequeños tiene una superficie de 0.001 x 0.001 = 10-6 mm2 y cada cubo pequeño tiene seis caras, será 10-6 x 6= 6 10-6 mm2. Si multiplicamos la superficie de un cubo pequeño por el número de cubos pequeños tenemos: 6 10-6 mm2 x 109 cubos = 6000 mm2 en total. Como se aprecia, la superficie específica se ha multiplicado por mil con respecto a la que tenía el cubo de 1mm de lado y por tanto la capacidad para fijar cationes también.

Así pues los coloides con ALTA DENSIDAD DE CARGA y ALTA SUPERFICIE ESPECÍFICA son los que tienen MAYOR CAPACIDAD DE CAMBIO. Entre las arcillas con mayor CIC están las vermiculitas y entre aquellas que tienen menor CIC están las del grupo de la caolinita (ver apartado 2.5). Los coloides del humus poseen una CIC muy elevada que puede llegar a los 500 cmolc kg-1. En ellos las cargas negativas de superficie se deben a la disociación de los OH y de los COOH, que quedan como O- y como COO-. Este es otro de los beneficios de añadir enmiendas orgánicas: el suelo tendrá mayor capacidad para fijar nutrientes minerales.

Los métodos para medir la CIC se basan en hacer que único cation catión sustituya a todos los cationes ligados al complejo de cambio, para luego desplazar ese catión del complejo cambiándolo por otro y medir su concentración. Según el tipo de suelo se utilizan diferentes cambiadores, como NH4

+, Na+ o Ba2+ ajustando el pH a fin de conseguir las mismas condiciones en todas las muestras y que el proceso de intercambio sea comparable.

Existen dos tipos de cargas en la superficie de los coloides del complejo adsorbente: cargas variables y cargas permanentes. Las cargas permanentes se originan por sustituciones isomórficas en los procesos de formación de los minerales o por cargas no compensadas en el borde de los cristales. Estas cargas son independientes del pH, o sea, los cambios en la concentración de cationes en la solución no les afectan. Las cargas variables son aquellas que dependen de las condiciones de pH de la solución. Existen en partículas minerales (arcillas, óxidos, y otros) y en partículas orgánicas. El mecanismo por el que se producen es, básicamente, debido a aumentos de pH en la solución que originan la disociación de ciertos grupos funcionales (por ejemplo el COOH que se disocia en COO- y H+) e iones complejos (como Al(OH)2+ que se disocia en Al(OH)2

+ y H+) que se encuentran en la superficie de los coloides. Estos H+ pasan a la solución para compensar la elevación de pH. También puede darse el caso inverso, cuando el pH disminuye los H+ tienden a fijarse al complejo para compensar. Cuando se trabaja con suelos que poseen cargas variables, la determinación de la capacidad de cambio efectiva es extremadamente difícil, pues en función del pH empleado en la solución saturadora los grupos funcionales disociados variarán y, en consecuencia, también el valor de capacidad de cambio obtenido.

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6.3.- Aspectos generales sobre salinidad del suelo Un caso particular en relación a la acumulación de iones en la solución del suelo y la saturación del complejo de cambio lo constituyen los suelos salinos o halomorfos. En estos suelos, la acumulación de iones en la solución del suelo es tan elevada que se originan unas condiciones muy particulares, que afectan tanto a las propiedades del suelo como al desarrollo de las plantas. Así, los suelos halomorfos o salinos pueden definirse como aquellos en los que existe una acumulación de sales más solubles que el yeso tan elevada, que interfiere el correcto crecimiento de plantas no especializadas. Los tipos de sales más comunes en estos suelos son los cloruros y sulfatos, de reacción neutra, y carbonatos y bicarbonatos de sodio, de reacción alcalina. En menor proporción pueden aparecer nitratos y boratos. El boro es un micronutriente necesario para las plantas, pero el rango de concentración en el que pasa de no ser tóxico a serlo es muy pequeño, por lo que a veces puede causar graves problemas de toxicidad. En suelos calizos, debido al antagonismo existente entre calcio y boro, el peligro de toxicidad disminuye considerablemente, siendo este un problema poco común. Un factor muy importante que debe ser considerado es la solubilidad de las distintas sales. Las más solubles serán más perjudiciales para las plantas, mientras que las poco solubles pueden precipitar antes de alcanzar concentraciones nocivas. El incremento de la temperatura aumenta, en mayor o menor medida, la solubilidad de la mayoría de las sales. Otro factor que afecta la solubilidad de ciertas sales es la composición global de la solución. En especial, cuando aumenta la concentración de NaCl disminuye la solubilidad de otras sales como el MgCl2, CaCl2, Na2SO4, etc. El origen de las sales está primariamente en la disolución de las rocas y minerales que las contienen. Durante los procesos de alteración química se produce la liberación de estos componentes, que van siendo solubilizados e incorporados a los cursos de agua y a los suelos. Pero son pocas las ocasiones en que, exclusivamente por este proceso, se acumulan sales en cantidades suficientes para provocar la salinización de los suelos in situ, pues es necesario, además, que el clima sea lo bastante seco para que las precipitaciones no eliminen las sales por lavado hacia horizontes profundos y aguas subterráneas, que se den épocas de fuerte insolación que provoquen el ascenso capilar de aguas salinas y que la naturaleza de los materiales impida un correcto drenaje. Por estas razones los suelos salinos están mucho más extendidos en zonas áridas y semiáridas. En estas áreas se consideran dos procesos básicos: salinización y alcalinización. A continuación se van a exponer brevemente sus características.

Salinización. Es el proceso de acumulación de sales en el suelo y puede darse por cualquiera de los motivos que ya se han expuesto. Schofield (1942) propone, basándose en el efecto perjudicial de las sales sobre el crecimiento de ciertos cultivos, el límite de 4 decisiemens por metro (4 dS m-1) de conductividad eléctrica en el extracto de saturación para, a partir de ese valor, considerar un suelo salino. Sin embargo, posteriormente, otros autores han indicado que a partir de los 2 dS m-1 el rendimiento de los cultivos desciende considerablemente, por lo que indican esta cifra como más adecuada para establecer el límite entre suelo salino y no salino (Pizarro, 1985).

Alcalinización. Consiste en la aparición en la solución del suelo de concentraciones elevadas de Na2CO3 (y en ocasiones NaCO3H), que elevan el pH por encima de 9. Los problemas asociados con la alcalinización se derivan, fundamentalmente, del efecto perjudicial que tiene este proceso sobre la estructura del suelo. Alrededor de los coloides

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(arcillas, humus y complejos arcillo-húmicos de tamaño menor de 0.1 µm, cuya superficie está eléctricamente cargada) aparece una capa de iones (fundamentalmente cationes) que son atraídos hacia ellos con mayor o menor intensidad debido a diversos factores. Estos cationes (cationes de cambio) se encuentran en equilibrio con los que hay en la solución y pueden ser intercambiados con ellos, constituyendo en conjunto el complejo de cambio del suelo. Como ya se ha comentado, entre los coloides existe un equilibrio de fuerzas de atracción, que tienden a mantenerlos unidos (floculados), y otras de repulsión, que favorecen que se repelan (dispersión). Para que el suelo conserve su estructura es fundamental que las fuerzas de atracción predominen sobre las de repulsión, de manera que los coloides estén floculados. Cuando esto no sucede la estructura del suelo se destruye. Cuanto más comprimida sobre los coloides esté la capa de cargas que los rodean, más tendencia a que predominen las fuerzas de atracción y viceversa. Esta capa estará más comprimida sobre la superficie de los coloides cuanto mayor sea la valencia de los iones que la componen (los cationes trivalentes serán atraídos con más fuerza que los divalentes y estos más que los monovalentes). En este equilibrio atracción-repulsión la solución del suelo también interviene: cuanto más concentrada esté más intensas serán las fuerzas de atracción.

Cuando el Na+ predomina en el complejo de cambio (sodización) la capa de cargas alrededor de los coloides se encuentra poco comprimida contra ellos y, en consecuencia, las fuerzas de repulsión son intensas pudiendo destruirse la estructura. A esto puede contribuir el elevado radio de hidratación del Na+. Otro factor que favorece el predominio de las fuerzas de repulsión entre coloides es la elevación del pH de la solución (alcalinización), que se produce por la presencia de HCO3

- y CO32-.

El valor crítico de saturación del complejo de cambio en sodio a partir del cual existe riesgo de que la estructura se destruya depende de las características del suelo (Rowell, 1992), aunque como norma general se considera como valor crítico el 15%. Cuando existe suficiente cantidad de cationes divalentes en el suelo, estos tienden a sustituir al Na+ en el complejo de cambio y contribuyen así a mantener la estructura, aunque el pH alcance valores elevados. La dispersión de los coloides da como resultado una estructura asfixiante masiva que crea condiciones muy desfavorables para el desarrollo de las plantas. Si, además, el sodio pasa a ocupar posiciones interlaminares en los filosilicatos de la arcilla, estos minerales, al hidratarse, tienden a hincharse, contribuyendo a que los poros se cierren y la estructura se degrade aún más. Cuando los coloides están dispersos pueden emigrar en el perfil y depositarse en un horizonte inferior que será prácticamente impermeable. Al volverse el medio fuertemente alcalino la cristalinidad de los minerales de la arcilla disminuye, pudiendo destruirse los vértices y aristas, originándose un tipo de estructura característica en prismas con su parte superior redondeada. A veces se aprecian, incluso, revestimientos negruzcos en estos prismas, que corresponden con los coloides del humus que han dispersado y se han depositado sobre ellos. Para conocer el grado de sodización de un suelo se utiliza el Porcentaje de Sodio de Cambio (PSC), que da una idea de la cantidad de sodio adsorbida por el complejo de cambio:

Na de cambio

Capacidad de cambio100PSC =

En suelos con elevadas cantidades de sales solubles, es difícil la determinación de los cationes de cambio y por tanto la obtención del PSC por este método. Se utiliza entonces otro parámetro que es la Razón de Adsorción de Sodio (RAS), calculado con las concentraciones de Na+, Ca2+ y Mg2+ (en mmolc L-1) del extracto de pasta saturada (que se detallará más adelante):

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2

22 ++

+

+=

MgCaNaRAS

El valor del PSC puede estimarse a partir del RAS, según el US Salinity Laboratory (Richards et al., 1974):

( )( )RAS 0.014750.01261

RAS 0.014750.0126 100PSC+−++−

=

Estas relaciones tienen el inconveniente de no contar con la actividad de los iones en la solución. Para corregir esta circunstancia Sposito y Mattigod (Porta y col., 1999) proponen un parámetro, el RAS ajustado:

RASajustado= RAS 1.115 + 0.08 Estos autores indican que en el intervalo de PSC entre 0 y 40 la diferencia entre el RAS y el RAS ajustado es mínima, por lo que la relación RAS-PSC se considera válida. En suelos con yeso el proceso de alcalinización no se producirá debido a la siguiente reacción:

Na2CO3 + CaSO4.2H2O Na2SO4 + CaCO3 + 2H2O MEDIDA DE LA SALINIDAD DEL SUELO. La concentración de sales del suelo se puede evaluar a través de medidas indirectas como la conductividad eléctrica (CE). La CE depende de la temperatura, por lo que las medidas están referidas a una temperatura determinada, generalmente, a 25ºC. Existen diversos métodos de laboratorio para obtener la CE. Todos se basan en añadir agua destilada a una cantidad de suelo determinada y medir, después de un tiempo establecido, la CE en ese agua. El principio de estos métodos consiste en que las sales del suelo queden disueltas en el agua añadida. A mayor cantidad de sales, mayor CE.

La proporción agua-suelo que da una estimación más exacta de la salinidad real del suelo es la utilizada en el método de la pasta saturada (Bower y Wilcox, 1965). En este método la cantidad de agua añadida varía con la textura de la muestra, ya que consiste en llevar al suelo a saturación: así cuanto más fina sea la textura más agua habrá que añadir.

Otros métodos más rápidos son la suspensión suelo: agua 1:5 o 1:10 que serán de gran utilidad para obtener una primera estimación del grado de afectación del suelo. Estos métodos tienen el inconveniente de que la cantidad de agua añadida es siempre la misma, independientemente de la textura de la muestra. Esto puede causar que el suelo absorba la mayoría del agua (si la textura es fina y el contenido en materia orgánica alto) o que no absorba casi nada (si la textura es arenosa y hay poca materia orgánica) de esta forma las sales pueden quedar o muy diluidas o muy concentradas e influir considerablemente en la medida de CE.

Existen diversas relaciones entre la CE del extracto de saturación (en dS m-1) y la concentración total de sales. Una de las más utilizada es la fórmula propuesta por el US Salinity Laboratory (Richards et al., 1974):

cantidad de sal en miligramos por litro= 640 CE (para el cálculo del % de sal se tendrá en cuenta la cantidad de agua añadida al hacer la pasta

saturada y el peso de suelo utilizado)

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Por medio de esta relación se obtendrá, aproximadamente, la cantidad de sales en la

muestra analizada. Aunque su aplicación está ampliamente difundida, debe utilizarse con precaución, cuando coexistan junto al NaCl otros tipos de sales en cantidades elevadas.

Una catalogación sencilla y muy manejable de los suelos salinos aparece en Pizarro

(1985), en base a la conductividad eléctrica del extracto de saturación y al valor del PSC (Tabla 6.1).

Tabla 6.1. Clasificación de los suelos salinos. Localización de las sales

CE (dS m-1) y PSC

Tipo Efectos Recuperación

Inexistentes <2 PSC< 7

Normal

Disueltas en la solución

CE> 2 PSC < 7

Salino

Las sales afectan, fundamentalmente, a las plantas (dificultad para

absorber agua y toxicidad) y no a las propiedades del

suelo.

Lavado de las sales

Sodio adsorbido en las posiciones

de cambio.

CE< 2 PSC > 7

Sódico Deterioran la estructura del suelo

Mejora química (aporte de calcio) Lavado de sales

Adsorbidas en el complejo de

cambio y disueltas en la

solución

CE> 2 PSC> 7

Salino-sódico

Las sales disueltas evitan los problemas de

destrucción de la estructura. Efectos similares a los de

los suelos salinos.

Mejora química Lavado de sales

7.- PROPIEDADES DEL SUELO III: ACIDEZ-BASICIDAD Y POTENCIAL DE OXIDACIÓN-REDUCCIÓN. 7.1.- Acidez del suelo

El grado de acidez del suelo se mide por medio del pH, que es una medida de la

concentración de H+ (en realidad H3O+) en la solución

2 H2O H3O+ + OH- La medida de pH da una primera idea de la saturación del complejo de cambio y es

una información preliminar muy válida para estimar las condiciones del suelo en el que estamos trabajando. Recordemos que ciertas plantas requieren unos valores de acidez-basicidad determinados para desarrollarse sin problemas, por lo que conocer el pH del suelo en el que se van a cultivar es fundamental. En ocasiones el grado de acidez o basicidad del suelo se expresa como la reacción del suelo.

Los rangos pH en el suelo van desde 3, en suelos ácidos, hasta 12, en suelos alcalinos. Debido a que los cambios en la concentración de H+ en la solución del suelo se ven

afectados por las condiciones de humedad y otros factores que varían temporalmente, la medida del pH se realiza, generalmente, en condiciones estandarizadas de laboratorio. Las medidas rutinarias de pH suelen realizarse en una suspensión suelo-agua a partes iguales (por ejemplo 25 gramos de suelo y 25 ml de agua), o en una pasta saturada. Tras un tiempo de

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contacto, en el que se establecerá un equilibrio entre los cationes fijados al complejo de cambio y los solubles, se procede a medir el pH en la suspensión utilizando un pH-metro. Con este sistema se mide lo que en ocasiones se denomina acidez actual, o sea, la cantidad de H+ que se encuentran en ese momento en la solución. Si en lugar de preparar la suspensión con H2O se prepara con una sal, por ejemplo KCl, se obtendrá lo que se llama la acidez potencial: el K+ añadido ocupará las posiciones de todos los H+ que estén fijados al complejo de cambio desplazándolos a la solución, con lo que su concentración será mayor y el pH obtenido tendrá un valor más bajo.

Los iones que generan acidez son, esencialmente, H3O+ y Al3+. El H+ de forma directa, al ser el pH una medida de su concentración. El Al3+ lo hace al pasar a la solución del suelo, a partir de la descomposición de las moléculas de agua cuando

Al3+ + H2O Al(OH)2+ + H3O+ Al(OH)2+ + H2O Al(OH)2

+ + H3O+ Al(OH)2

+ + H2O Al(OH)3 + H3O+ Como vemos, en cada paso se libera un protón lo que provoca que el pH disminuya.

Los cationes alumínicos pueden unirse al complejo de cambio bloqueando posiciones de cambio y haciendo que disminuya la capacidad de cambio. En los suelos en los que existen elevadas cantidades de cationes básicos este proceso es muy escaso, debido a que son estos cationes los que se unen a las moléculas de agua:

por ejemplo: Coloide-Ca2+ + 2H2O Coloide-H2 + Ca(OH)2 así la concentración de H+ en la solución disminuye y el pH se mantiene elevado. El motivo principal de que el suelo sea más o menos ácido está en el material original

a partir del que se forma: si este material es pobre en bases el suelo tendrá valores bajos de pH. Otro importante factor que determina la acidez del suelo es el clima: en zonas lluviosas las bases se eliminan del suelo por drenaje debido al intenso lavado que este sufre, siento intensa entonces la acción de los iones aluminio para generar acidez. Así, por ejemplo, en España los suelos ácidos predominan en las áreas más lluviosas como son Galicia y parte de la Cornisa Cantábrica. Factores como el tipo de hojarasca que se incorpora al suelo, la adición de productos fertilizantes ácidos, la presencia de contaminantes de pH bajo, etc., también contribuyen a que el pH del suelo disminuya. Como se ha indicado, el pH varía temporalmente en el suelo en función de las condiciones ambientales, que afectan a su vez a otros factores como la actividad biológica. Por ejemplo, en los suelos calizos se produce una disminución, o al menos estabilización, del pH en los periodos húmedos y cálidos del año como la primavera, coincidentes con la etapa de máxima actividad biológica. En estas condiciones aumenta la concentración de CO2 en la solución del suelo, produciéndose las reacciones del tipo:

H2O + CO2 H+ + OH- + CO2 H+ + HCO3-

Los cationes H+ que se generan hacen que el pH tienda disminuir.

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En caso de que el suelo sea de tipo orgánico la facilidad para disociarse que tienen los grupos COOH confiere una elevada concentración de H+ en la solución, lo que hace que el pH pueda llegar a valores inferiores a 4.

El pH del suelo afecta a propiedades importantes como son: - ciertas propiedades

físicas, al influir, por ejemplo, en el agrupamiento de las partículas para formar agregados; - propiedades químicas, como la capacidad de los coloides para fijar nutrientes o cualquier tipo de sustancia (incluidos contaminantes); - propiedades biológicas, como el tipo y cuantía de las poblaciones microbianas y los ciclos de transformación de los compuestos orgánicos.

Un resumen de los efectos que puede tener el pH del suelo sobre los nutrientes y otras propiedades es el siguiente:

- pH<5.5. Suelos ácidos, posible toxicidad por exceso de Al3+, carencia de bases como Ca2+ y K+ y de algunos otros nutrientes. Escasa actividad microbiológica.

- pH entre 5.5 y 6.5. Ligeramente ácido, máxima disponibilidad de nutrientes. - pH entre 6.5 y 7.3. Suelo neutro. - pH entre 7.3 y 8.4. Suelo básico, riesgo de clorosis férrica debido a la baja

solubilidad del Fe cuando existen elevadas cantidades de carbonato cálcico, deficiencia en algunos nutrientes al bloquearse su absorción por las elevadas concentraciones de calcio.

- pH >8.4. Suelo alcalino. Posibles problemas de toxicidad, aumentan las carencias de algunos nutrientes, posibilidad de que se origine una estructura desfavorable del suelo.

7.2.- Relaciones entre el pH y el complejo adsorbente: poder de amortiguación

La tendencia del suelo a compensar los cambios de pH se le conoce como PODER DE

AMORTIGUACIÓN. Los suelos con elevado poder de amortiguación (bien tamponados, con suficientes

cationes neutralizadores en el complejo de cambio o con elevado contenido en carbonatos) serán capaces de mantener un pH más o menos constante, ante los cambios que se produzcan en la solución. Por tanto, cuanto mayor sea la capacidad de cambio mayor será la probabilidad de que existan cationes de cambio suficientes para neutralizar las oscilaciones de pH. Los suelos ácidos estarán bien tamponados frente a las bases, mientras que los suelos básicos lo estarán frente a los ácidos.

Los cambios en el pH del suelo pueden darse por motivos naturales o bien debido a la intervención del hombre. Por ejemplo, en los procesos de respiración microbiana con producción de CO2 o en la transformación de NH4

+ en NO3- (nitrificación) se producen H+

que tienden a acidificar la solución. Como se ha indicado, estos procesos se dan de forma natural en el suelo, fundamentalmente durante la primavera, debido al aumento de la actividad microbiana con el incremento de las temperaturas. Cuando el suelo tiene elevado contenido en CaCO3, la neutralización se producirá a costa de la disolución de dichos carbonatos, lo que generará calcio y bicarbonatos solubles que volverán a precipitar como CaCO3 cuando el suelo se seque.

H2O + CO2 H+ + OH- + CO2 H+ + HCO3

- CaCO3 + H+ Ca2+ + HCO3

- Un caso de cambio de pH inducido por el hombre lo tenemos en la lluvia ácida: las

emisiones de SO2 al aire hacen que este, al combinarse con el agua de la atmósfera, se

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transforme en H2SO4 que puede caer al suelo en las gotas de agua de lluvia. Mientras el suelo tenga capacidad para neutralizar esta aporte de ácido no existirán problemas de contaminación de las aguas subterráneas, pero si las reservas de bases se agotan se puede producir un problema grave de acidificación.

Conocer el poder de amortiguación del suelo tiene importantes aplicaciones agronómicas. Si se pretende elevar el pH del suelo, por ejemplo añadiendo cal (CaO), en vistas a un uso determinado, se debe tener presente la capacidad del suelo para fijar el Ca2+ en el complejo adsorbente. Por ejemplo, para elevar el pH de 5 a 6 son necesarias 4 o 5 veces más cal para un suelo en el que predominen limo y arcilla que si predomina la arena.

7.3.- Potencial de oxidación-reducción en el suelo El potencial de oxidación-reducción (simbolizado Eh) es la expresión en milivoltios

(mV) del potencial eléctrico que resulta del transporte de electrones entre un dador (que pierde electrones y por tanto se oxida) y un aceptor (que gana electrones y por tanto se reduce). El siguiente ejemplo, en el que el Fe2+ pierde un electrón y se oxida a Fe3+, ilustra el concepto:

2FeO + O Fe2O3

REDUCIDO OXIDADO La presencia de una cantidad suficiente de agentes oxidantes (o sea, de aceptores de

electrones) en el suelo es fundamental para asegurar que los microorganismos puedan oxidar la materia orgánica. El agente oxidante en condiciones normales es el oxígeno, que se encuentra en las fases gaseosa y líquida, siendo los microorganismos que intervienen el proceso de tipo aerobio. Cuando el oxígeno de las fases líquida y gaseosa se termina, los microorganismos recurren al oxígeno de compuestos que lo contengan, como son los óxidos, que actúan como aceptores de electrones y por lo tanto se reducen. En este caso el proceso lo desarrollan microorganismos anaerobios.

Cuanto mayor cantidad de oxígeno exista en el suelo, mayor será el Eh. Cuando el Eh tiene valores negativos es debido a que el oxígeno se ha agotado. Los valores umbrales son los siguientes:

-Eh entre 450 y 800 mV. Existe suficiente oxígeno en el suelo, lo que hace que las reacciones de oxidación aerobia permanezcan activas.

-Eh entre 450 y 0 mV. En estas condiciones el oxígeno gaseoso y disuelto es escaso y empiezan a actuar ciertos microorganismos denominados anaerobios facultativos, que pueden realizar oxidaciones utilizando oxígeno libre y oxígeno de otros compuestos.

- Eh 0 a -300 mV. Cuando se agota totalmente el oxígeno libre se alcanzan potenciales de oxidación reducción negativos. Ocurre, por ejemplo, cuando el suelo está encharcado largos periodos de tiempo (sufre hidromorfía) con una lámina de agua que no se renueva. El oxígeno es obtenido por los microorganismos (en este caso anaerobios estrictos) de compuestos oxidados, que se reducen en el proceso. Cuando se dan condiciones reductoras el perfil del suelo adquiere unos colores característicos debido a los cambios de estado, oxidado-reducido, de compuestos como los óxidos de hierro, manganeso, etc.

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Una secuencia de como puede afectar la oxidación de la materia orgánica a los procesos de reducción de otros compuestos es la siguiente (representaremos la materia orgánica como CH2O).

1.- Existe suficiente oxígeno libre en el medio

CH2O + O2 CO2 + H2O Microorganismos aerobios 2.- Cuando el nivel de oxígeno disminuye (anaerobiosis parcial) pueden actuar microorganismos anaerobios facultativos. En estos casos los aceptores de electrones pueden ser compuestos como los nitratos, que se reducirán (proceso de desnitrificación).

CH2O + NO3 NO2 + H2O Microorganismos anaerobios facultativos 3.- Si el oxígeno libre se agota por completo los microorganismos utilizan como aceptor de electrones actúa a continuación el manganeso, que en el proceso pasa de forma oxidada a reducida y se vuelve de color negruzco

CH2O + MnO2 Mn2+ + H2O Microorganismos anaerobios

Mn OXIDADO (insoluble) Mn REDUCIDO (soluble)

4.- Cuando el óxido de manganeso se agota comienza a utilizarse el oxígeno de otros óxidos como los de hierro. El Fe oxidado es rojizo y el Fe reducido es azul-verdoso

CH2O + Fe2O3 Fe2+ + H2O Microorganismos anaerobios

Fe3+ OXIDADO (insoluble) Fe2+ REDUCIDO (soluble)

5.- Si existen sulfatos en el medio se puede llegar incluso a su reducción

CH2O + SO42- SH2 + H2O Microorganismos anaerobios

El H2S tiene un olor típico a huevos podridos, por lo que la presencia de este compuesto se utiliza como indicadora de suelos con materiales sulfúricos que sufren procesos de hidromorfía prolongada. En este caso, los sulfuros de metales son insolubles (por ejemplo, ZnS o FeZn), por lo que los procesos de reducción de sulfatos a sulfuros pueden contribuir a inmovilizar metales en suelos contaminados. Como vemos los aceptores de electrones cambian según el proceso se va desarrollando, pero el compuesto que se oxida es siempre el mismo: la materia orgánica. Si en el medio existe poca materia orgánica los procesos de oxidación-reducción son escasos. Otros factores son también condicionantes para que estos procesos se den. Cuanto mayor es el pH menos oxígeno debe haber en el medio (o sea un Eh más bajo) para que se pueda dar la reducción. La presencia de microorganismos es también fundamental: si no existe quien oxide no puede haber oxidación. Una puntualización importante es que los óxidos de Fe y Mn son insolubles, pero las formas reducidas son solubles. Esto implica que las primeras están inmovilizadas en el perfil, pero las segundas son móviles. Ya que los procesos de reducción se dan cuando el suelo se encharca durante un tiempo y los de oxidación cuando el suelo no está saturado en agua, los cambios a lo largo del año entre estas dos situaciones dan como resultado unos suelos con

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grandes manchas de diferentes colores, según que en cada zona los compuestos se encuentren oxidados o reducidos. Esto ocurre, por ejemplo, cerca de los ríos o del mar, en áreas que suelen inundarse con las crecidas pero que están secas en las estaciones menos lluviosas. Estos colores hacen reconocibles los suelos que sufren procesos de hidromorfía, incluso aunque no veamos el agua en el momento en que satura el perfil. Saber reconocer estos rasgos es fundamental para planificar el uso del suelo, ya que cuando el terreno se satura en agua el riesgo de que las plantas que viven sobre él mueran es my alto. Únicamente algunas especies adaptadas a absorber oxígeno disuelto en el agua y a resistir la hidromorfía pueden desarrollarse en suelos de estas características (por ejemplo el arroz, los chopos y álamos, etc.). 8.- UNA SÍNTESIS DE LOS CICLOS BIOGEOQUÍMICOS DEL CARBONO, NITRÓGENO Y FÓSFORO. 8.1.- Introducción Los ciclos biogeoquímicos hacen referencia a la transformación de los nutrientes del suelo de unas formas a otras, a través de la acción de los microorgasnismos. Así, cuando los restos orgánicos frescos comienzan a transformarse en el suelo se producen una serie de reacciones, que implican transferencia de materia y energía, a través de distintos mecanismos que se desarrollan a diferentes niveles de organización. Estos flujos de materia y energía implican la transformación de compuestos orgánicos simples en otros más complejos, así como el paso de formas orgánicas a inorgánicas, todo ello merced a la acción de organismos y microorganismos, que van a utilizar parte de los compuestos que transforman para su propio crecimiento. Parte de los elementos transformados se pierden por drenaje, volatilización, arrastres, etc., y parte son reciclados nuevamente hacia el sistema para ser incorporados de nuevo al ciclo. Este reciclado es lo que se denomina "turnover". En el "turnover" pueden producirse pérdidas o ganancias. En el caso de que existan pérdidas continuadas el ciclo acabará rompiéndose y se iniciarán procesos que afectarán a los diferentes elementos del sistema. Por ejemplo, cuando desaparecen los aportes de materia orgánica y existe excesivo laboreo se desequilibra el ciclo de humificación - mineralización en favor del segundo proceso, lo que al poco tiempo afectará a la población microbiana e inducirá procesos de deterioro de la estructura que harán el suelo más susceptible a la erosión, reducirá su capacidad de retención de agua, etc. Cuando en el sistema existe productividad, el "turnover" es positivo. En un sistema productivo los microorganismos aumentan su biomasa, lo que a su vez revierte en una mayor capacidad de reciclado de materia y energía en el sistema, con lo que el tiempo de reciclado o "turnover" se reducirá. En función de la forma en la que obtienen su energía y de la fuente de carbono que utilizan, los organismos se pueden clasificar en cuatro tipos nutricionales (Stanier y col., 1986): 1.- ORGANISMOS FOTOAUTÓTROFOS. Utilizan la luz como fuente de energía y el CO2 como fuente principal de carbono. Incluye la mayoría de los organismos fotosintéticos: los vegetales superiores, las algas y muchas bacterias fotosintéticas. 2.- ORGANISMOS FOTOHETERÓTROFOS. Utilizan la luz como fuente de energía y compuestos orgánicos como fuente principal de carbono. Incluye algunas bacterias verdes y rojas. 3.- QUIMIOAUTÓTROFOS. Utilizan como fuente de energía ciertos compuestos

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químicos inorgánicos (como NH3, NO2-, H2, H2S, S, S2O3

-, FeO, Fe2+) y como principal fuente de carbono el CO2. Incluye, únicamente, ciertos tipos de bacterias. 4.- QUIMIOHETERÓTROFOS. Utilizan una fuente química de energía y un substrato orgánico como fuente de carbono. Los organismos pertenecientes a este grupo (animales metazoos - vertebrados, moluscos, gusanos -, protozoos, hongos y muchos tipos de bacterias) pueden obtener la fuente de energía y de carbono al metabolizar el mismo compuesto orgánico. Uno u otro tipo de organismos y microorganismos intervendrán en diferentes fases de los ciclos de materia y energía, constituyendo, en conjunto, elementos básicos de los ciclos biogeoquímicos de los diferentes elementos. 8.2.- El ciclo del carbono

El ciclo del carbono (Figura 8.1) puede considerarse el más importante desde el punto de vista cuantitativo (Porta y col., 1994). Para partir de un estado inicial, podemos considerar que el ciclo del carbono comienza cuando el CO2 es asimilado por las plantas y transformado en diferentes hidratos de carbono (CH2O)n a través del conjunto de procesos y reacciones que comprende la fotosíntesis. Las plantas serán utilizadas como alimento por animales herbívoros y omnívoros, que a su vez serán comidos por carnívoros y otros omnívoros.

El ciclo continúa cuando los restos de plantas y animales muertos van a parar al suelo y comienzan a transformarse. Dicha transformación no es homogénea para todos los compuestos ni para todas las condiciones climáticas y edáficas. Aunque generalmente se identifica la descomposición con la mineralización, para una mejor comprensión de los procesos vamos a tratar ambos por separado. 1.- Descomposición. Los componentes que forman las paredes celulares, como la celulosa, la lignina y la quitina, suelen ser de los más resistentes a la degradación, debido, principalmente, a que sus moléculas son complejas al estar muy polimerizadas, lo que dificulta su ataque y ruptura por lo microorganismos. Para que la descomposición sea efectiva, varios tipos de microorganismos deben actuar, aportando los diferentes enzimas necesarios para que los procesos puedan desarrollarse. En los tejidos vegetales, la descomposición suelen comenzarla los hongos, para actuar a continuación las bacterias. Además de la complejidad estructural, otros factores como la disponibilidad de nitrógeno son muy importantes en la transformación de la materia orgánica. Cuando la relación C/N del substrato orgánico es superior a 20, o cuando existe escasez de nitrógeno disponible, la transformación de la materia orgánica se ralentiza y el nitrógeno queda inmovilizado. El carbono que forma parte de la materia orgánica del suelo proviene de hidratos de carbono, de productos que contienen nitrógeno, ácidos grasos y compuestos aromáticos. En el proceso de descomposición se producen cambios físicos, bioquímicos y biológicos, que hacen que los polímeros orgánicos sean transformados en monómeros y que los compuestos reducidos se oxiden. 2.- Mineralización de la materia orgánica descompuesta. La materia orgánica descompuesta, puede actuar como fuente de carbono y energía para los microorganismos. Factores como el pH, la humedad, la temperatura, la aireación, la textura y otros influyen en la actividad microbiana y, por tanto, en los procesos que intervienen en la transformación de la materia orgánica. También el tipo de microorganismos es importante. Al principio actúan

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microorganismos de crecimiento rápido, que sobreviven en substratos fácilmente degradables, siendo sustituidos, posteriormente, por otros de crecimiento más lento que sobreviven en substratos más persistentes.

La cantidad de CO2 desprendido durante la respiración depende de la cantidad de materia orgánica del suelo, el manejo (agrícola o no agrícola), los tipos de microorganismos, la secuencia de transformación de los compuestos orgánicos y otros factores. Por ejemplo, a mayor contenido en oxígeno en el suelo mayor es la tasa de respiración y mayor la pérdida de carbono en forma de CO2, por lo que el laboreo tiende a provocar un descenso en el contenido en materia orgánica. La temperatura y la humedad también afectan al proceso. Cuanto mayor es la humedad más baja tiende a ser la temperatura, lo que lleva a una menor actividad metabólica de los microorganismos. A menor actividad metabólica, menores pérdidas de CO2 por respiración.

La eficiencia de los micoorganismos en el proceso de asimilación de carbono para su propio crecimiento, puede estimarse en base a la cantidad asimilada en relación al carbono desprendido como CO2. Por ejemplo, los hongos asimilan más carbono que las bacterias con respecto al CO2 desprendido.

Figura 8.1. Esquema que resume los aspectos más destacados del ciclo del carbono en el sistema suelo-planta-atmósfera.

MATERIA ORGÁNICA MÁS O MENOS DESCOMPUESTA

CO2

NO3-, NH4

+, H2PO4, etc.

Mineralización rápida

Biomasa microbiana

Asimilación por microorganismos

Mineralización lenta HUMIFICACIÓN HUMUS

Combustibles fósiles

Respiración anaerobia

En último extremo formación de metano

(CH4)

Caída de restos orgánicos

(hojas, ramas, etc.) CO2

ASIMILACIÓN DE CO2 Y TRANSFORMACIÓN EN

COMPUESTOS ORGÁNICOS (CH2O)n A TRAVÉS DE LA FOTOSÍNTESIS

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3.- Humificación. A partir de los compuestos orgánicos simples provenientes de la descomposición que no se mineralizan de forma rápida se originan nuevos polímeros, por medio de oxidaciones más lentas, cuya composición es compleja y no está bien definida y que dan lugar a la aparición del humus. Como ya se indicó en el apartado correspondiente a los componentes orgánicos, los compuestos húmicos tienen importantes funciones en el mantenimiento de la fertilidad química y física del suelo.

Uno de los factores que puede alterar el equilibrio en el ciclo del carbono es la eliminación de la cubierta vegetal. Martínez-Mena y col. (2002) indicaron que, tras los primeros 9 años después de eliminar la cubierta vegetal, el incremento de temperatura producido en un suelo de una zona semiárida del SE de España, indujo una pérdida de carbono orgánico en los 20 cm superficiales de suelo equivalente a 4.3 Mg ha-1. 8.3.- El ciclo del nitrógeno La importancia del ciclo del nitrógeno deriva del papel fundamental de este elemento como nutriente mineral para las plantas y de los problemas asociados a la contaminación de las aguas subterráneas por nitratos. La entrada de nitrógeno al suelo puede producirse a través de la materia orgánica, directamente desde la atmósfera a través del aire o por aporte de aguas que contengan compuestos nitrogenados (Figura 8.2). Las pérdidas se producirán, fundamentalmente, por asimilación de las plantas, por volatilización o por lixiviado de los nitratos a las aguas subterráneas.

Figura 8.2. Esquema que resume los aspectos más destacados del ciclo del nitrógeno en el sistema suelo-planta-atmósfera.

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Fijación simbiótica

N2

Adsorción por el complejo de cambio

Absorción por las plantas

Nitrificación

Nitrificación

Reducción

Mineralización Reducción

Incorporación al humus

BIOMASA MICROBIANA

Inmovilización

NO2-

Lixiviación

NO3-

NO2-

NH4+

Mineralización

Volatilización

N2

AGUAS SUBTERRÁNEAS

HUMUS

MATERIA ORGÁNICA: N-orgánico

Caída de restos orgánicos


Los principales procesos implicados en el ciclo del nitrógeno en el suelo son, en síntesis: - Incorporación desde la atmósfera. El nitrógeno puede incorporarse al suelo a través de la lluvia o por la acción de los microorganismos simbióticos fijadores de nitrógeno. - Incorporación al suelo a partir de restos orgánicos de animales, plantas y microorganismos, así como de enmiendas orgánicas como estiércoles, purines, etc. - Incorporación al suelo partir de compuestos de síntesis industrial, como son los fertilizantes. - Inmovilización cuando los microorganismos utilizan compuestos orgánicos nitrogenados para su metabolismo, incorporándolo a su biomasa, principalmente como constituyentes de proteínas y aminoácidos. También puede haber inmovilización cuando el nitrógeno queda formando parte del humus. - Mineralización, cuando se libera NH4

+ al mineralizarse la materia orgánica del suelo. - Nitrificación, con el paso de NH4

+ a NO2- y, luego, a NO3

- por oxidación enzimática por la acción de diferentes microorganismos. - Fijación del NH4

+ al complejo de cambio del suelo. - Pérdidas de NO3

- por lavado, al no quedar retenido en el complejo de cambio catiónico. - Desnitrificación, que puede llevar a la reducción de NO3

- a N2 y su posterior volatilización. 8.4.- El ciclo del fósforo El fósforo puede encontrarse en tres formas: - FÓSFORO SOLUBLE, en forma de ortofosfato (PO4

3-), mono-ortofosfato (HPO42-),

o di-ortofosfato (H2PO4-). El ortofosfato precipita con el Ca2+ y el Mg2+ en condiciones de pH

neutro o básico. Cuando el pH es muy alcalino, el fósforo puede volver a resultar disponible al asociarse al catión Na+. - FÓSFORO ORGÁNICO, en formas como la glucosa-6 fosfato, nucleótidos, fosfolípidos y formas de inositol como la fitina (inositol-6-fosfato). - FÓSFORO MINERAL, formando parte de los numerosos minerales que contienen este elemento. A diferencia de carbono y nitrógeno, en condiciones habituales el fósforo no es intercambiado entre la atmósfera y el suelo. En el ciclo del fósforo (Figura 8.3) se produce el paso de formas inorgánicas a orgánicas y de solubles a insolubles, teniendo los microorganismos un importante papel en la solubilización, inmovilización y mineralización. Dado el papel del fósforo como constituyente de elementos esenciales en los organismos (como los nucleótidos y ácidos nucleicos) y la escasez de compuestos de fósforo solubles en el suelo, hay que destacar la importancia de los mecanismos que solubilizan el fósforo mineral: la quelación, la reducción del hierro y la acidificación. Ciertos ácidos orgánicos fabricados por los microorganismos son capaces de quelatar el Ca2+, Mg2+ y Fe2+ que forman parte de los minerales que contienen fósforo, solubilizando así este componente. Cuando el suelo permanece inundado y se originan condiciones reductoras se puede solubilizar el hierro, lo que puede desestabilizar ciertos minerales y liberar el fósforo:

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H2S + Fe(H2PO4)2 FeS + H2PO4-

Fe oxidado - fósforo insoluble Fe reducido - fósforo soluble

La inmovilización del fósforo por parte de los microorganismos se produce cuando estos lo utilizan para formar ATP y otros compuestos, de manera que retiran fósforo del suelo haciendo que disminuya su disponibilidad para las plantas. Cuando existe una cantidad elevada de carbono en el suelo y la cantidad de microorganismos que crecen es numerosa, puede haber carencias de fósforo para las plantas. La rapidez con la que los compuestos de fósforo de la materia orgánica se transforman en fósforo mineral es muy variable, dependiendo del compuesto de que se trate. Esta mineralización está favorecida por un pH neutro o básico y temperaturas elevadas. La actividad metabólica de los hongos micorrícicos (las micorrizas son hongos que se asocian en simbiosis a las raíces de las plantas) contribuyen de forma activa a solubiliar fósforo mineral, al fomentar la producción de ácidos orgánicos y CO2 en el entorno radical. Además, algunas micorrizas liberan enzimas capaces de mineralizar el fósforo orgánico del suelo.

Figura 8.3. Síntesis del ciclo del fósforo en el suelo (modificado de Coyne, 2000)

Degradación

Muerte Muerte Absorción microbiana

Degradación

Depósito

Depósito

Erosión Liberación por

ácidificación

Precipitación

Absorción microbiana

Degradación

Sedimentos

Plantas Animales

P orgánico insoluble

(depósito microbiano)

P orgánico soluble

P inorgánico soluble

P inorgánico insoluble

Liberación por erosión y meteorización

ROCAS

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