Suelo Propiedades

7/27/2019 Suelo Propiedades

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FACULTAD DE AGRONOMAUNIVERSIDAD DE LA REPBLICA

Dpto. SUELOS y AGUAS

Propiedades Fsicas del Suelo

MONTEVIDEO-URUGUAY

2004

Ing. Agr. L. RucksIng. Agr. F. Garca.Ing. Agr. A. KaplnIng. Agr. J. Ponce de Len.Ing. Agr. M. Hill


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PROPIEDADES FISICAS DEL SUELO.

Autores *

Las propiedades fsicas de los suelos, determinan en gran medida, la capacidad de muchos de los usosa los que el hombre los sujeta. La condicin fsica de un suelo, determina, la rigidez y la fuerza desostenimiento, la facilidad para la penetracin de las races, la aireacin, la capacidad de drenaje y dealmacenamiento de agua, la plasticidad, y la retencin de nutrientes. Se considera necesario para laspersonas involucradas en el uso de la tierra, conocer las propiedades fsicas del suelo, para entender en

qu medida y cmo influyen en el crecimiento de las plantas, en qu medida y cmo la actividad humanapuede llegar a modificarlas, y comprender la importancia de mantener las mejores condiciones fsicas delsuelo posibles.

I. LA TEXTURA DEL SUELO

I.1. Introduccin

Es precisamente esta proporcin de cada elemento del suelo lo que se llama la textura, o dicho de otramanera, la textura representa el porcentaje en que se encuentran los elementos que constituyenel suelo; arena gruesa, arena media, arena fina, limo, arcilla. Se dice que un suelo tiene una buenatextura cuando la proporcin de los elementos que lo constituyen le dan la posibilidad de ser un soportecapaz de favorecer la fijacin del sistema radicular de las plantas y su nutricin.

En geologa, el trmino textura aplicado a las rocas, tiene sentido diferente, designa el modo en que loselementos constituyentes de la roca se agrupan en el espacio confirindole su conformacin general.

I.2. Origen de la textura del suelo

Hay que considerar en primer trmino la roca madre; el suelo tendr indiscutiblemente una tendenciacongnita a ser arcilloso, limoso, arenoso, segn que la roca sea arcillosa, limosa, o arenosa, en el casode rocas sedimentarias y sedimentos, o bien que sea capaz de producir esos elementos en el curso desu alteracin, si se presenta al estado de roca consolidada y coherente.

Esta tendencia puede ser favorecida o contrarrestada por la evolucin. El humus aparece normalmentecon todos los factores que condicionan su naturaleza (vegetacin, clima, medio pedolgico, etc.). Elsuelo puede entonces enriquecerse con humus clcico y estabilizarse, o puede descalcificarse y ser

lixiviado. En este caso, la proporcin de arcilla disminuye en la superficie y aumenta en la profundidad. Elhumus puede dar lugar a migraciones capaces de transformar radicalmente la textura original, como porejemplo en la podzolizacin. Mientras se produce esta evolucin, la alteracin de la roca madre puedecontinuar, puede enlentecerse y hasta detenerse.

Todas estas eventualidades influyen sobre la textura del suelo. Esta depende por lo tanto, en gradosdiversos, de la naturaleza de la roca madre y de los procesos de evolucin del suelo. En resumen, latextura de un suelo ser el resultado de la accin de los factores de formacin de suelo y su intensidadde accin.

Clasificacin y propiedades de las partculas del suelo

Clasificacin por Tamao

La composicin por tamao de las partculas (granulomtrica) de un suelo, es el porcentaje de materiamineral en peso de cada fraccin, obtenida por separacin de las partculas minerales en dos ms clasespor tamao mutuamente excluyentes.

Las propiedades de las partculas gruesas y finas del suelo difieren considerablemente, pero no hay unadivisin natural marcada de ninguna clase de tamao de partcula. Sin embargo, para propsitosprcticos se han establecido algunos lmites. Comnmente en los suelos se separan por lo menos tresclases por tamao usualmente denominados arena, limo y arcilla. El procedimiento usado para medir lacomposicin granulomtrica es el anlisis granulomtrico o mecnico. Los numerosos mtodos deanlisis estn basados en el hecho de que la velocidad de cada de las partculas del suelo a travs delagua aumenta con el dimetro de las mismas, o en una combinacin de esta propiedad con el uso detamices para separar las partculas gruesas.


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Se han propuesto varias y diferentes clasificaciones de las fracciones. Citaremos dos de las msimportantes, la establecida por el Departamento de Agricultura de U.S.A. y la propuesta ltimamente porla Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo. Se exponen ambas en el cuadro 1.

Cuadro 1. Clasificacin de las partculas del suelo

Sistema del Depto. de Agricultura de EE.UU. Sistema Internacional

Fraccin del Suelo Dimetros lmites en mm. Dimetros lmites en mm.

Arena muy gruesa 2.00 - 1.00

Arena gruesa 1.00 - 0.50 2.00 - 0.20

Arena Media 0.50 - 0.25

Arena fina 0.25 - 0.10 0.20 - 0.002

Arena muy fina 0.10 - 0.05

Limos 0.05 - 0.002 0.02 - 0.002

Arcilla Menos de 0.002 Menos de 0.002

Todas las clasificaciones por tamao, tienen en comn el lmite de dos micras (0.002 mm) para lafraccin arcilla y difieren fundamentalmente en la subdivisin de la fraccin arena.

En la siguiente figura se presenta la relacin en tamao de las partculas de arena, limo y arcilla

Figura 1. Relacin en tamao de partculas de atena, limo y arcilla.

Naturaleza fsica de las fracciones del suelo

Las fracciones gruesas, arena y grava, cuando no estn cubiertas de arcilla y limo carecenprcticamente de plasticidad y de tenacidad. Su capacidad de retener agua es escasa y debido a losgrandes espacios entre sus partculas separadas, el paso del agua gravitacional es rpido. Facilita as el

drenaje y el eficaz movimiento del aire. Los suelos en los que predominan la arena o la grava, por esto,son de carcter abierto poseen un buen drenaje y aireacin y no ofrecen resistencia al laboreo.


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Las partculas de arcilla normalmente son laminares como la mica, y si se humedecen son muy plsticas.Cuando se moja la arcilla con una cantidad adecuada de agua, se expande y se vuelve pegajosa

Las partculas de limo tienden a ser irregulares, distintas en forma y raras veces lisas o pulidas. Son ensu mayora partculas microscpicas, siendo el cuarzo el mineral dominante. La fraccin limo poseealguna plasticidad, cohesin y adsorcin debido a una pelcula de arcilla que recubre las partculas de lafraccin, pero desde luego, en mucho menor grado que la propia fraccin de arcilla.

La dominancia de fracciones finas en un suelo, le determina una textura que tiende a retardar el

movimiento del agua y aire. Un suelo as ser altamente plstico y fuertemente adhesivo cuando estdemasiado mojado, y ser pesado y convertido en terrones al secarse, a menos que se trabajeadecuadamente. La expansin y contraccin suele ser grande, al mojarse y secarse alternativamente, yla capacidad de retener agua de los suelos de textura fina es alta en general. Como acaba de decirsetales suelos se llaman pesados por sus cualidades de difcil laboreo, en contraste marcado con loslivianos, de fcil laboreo, los suelos arenosos.

Sin embargo, suelos de textura fina pueden poseer buenas caractersticas de drenaje y aereacin, sitienen una buena estructura. Esta propiedad se discute adelante.

Superficie especfica de fracciones del suelo.

La Superficie especfica de una partcula, se define, como el total de superficie de partculas por unidad

de volumen (m

2

/m

3

) o de masa (m

2

/gr), por lo que a menor tamao de partculas, mayor ser susuperficie especifica. Tambin depende de la forma de las mismas. En la Tabla 2 se observa el cambiode superficie de una esfera, de un determinado volumen, al cambiar de forma, a discos de diferenteradio.

Tabla 2. Area de la superficie en relacin con la forma de las partculas.

Fuente: Baver et al., 1972

En general las partculas alargadas o aplanadas tienen mayor superficie especfica que las cbicas oesfricas. La forma de las partculas es muy importante en determinar su superficie especfica ya queest determinando el "arreglo" de las mismas en determinado volumen.

Las arcillas, al ser laminadas, se caracterizan por presentar una alta superficie especfica. Algunas comola montmorillonita presentan superficie interna adems de externa.

La figura 2 y Tabla 3. muestran como algunas propiedades varan a medida que el tamao de laspartculas se hace menor.


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Figura 2.- A mayor finura de la textura de un suelo, mayor es la superficie eficaz presentada por sus partculas. Ntese quela adsorcin, la plasticidad y todas las dems propiedades fsicas citadas siguen la misma direccin y que sus

intensidades suben rpidamente a medida que se acercan al tamao coloidal.

Tabla 3. Superficie especfica, capacidad de intercambio de cationes y densidad de carga de varios minerales de arcilla

Mineral

de Arcilla

Superficieespecfica

m2/gr

Capacidad de intercambio catinico

(me/gr.)

Densidad de carga

(me/m2 x 103)

Caolinitas 5 - 20 * 0.03 - 0.15 ** 6 - 7.5 ***

Illitas 100 - 200 * 0.10 - 1040 ** 1.0 - 2.0 ***

Montmorillonitas 300 - 500 * 1.00 - 1.50 ** 3.0 - 3.3 ***

Vermiculitas 700 - 800 * 0.80 - 1.50 ** 1.1 - 1.9 ***

* Fripiat (1964)

** Grim (1962) (Usado con permiso de Mc. Graw - Hill Book Co.)

*** Calculado segn los datos de las columnas segunda y tercera.

Fuente: Baver et al., 1972

Densidad de carga.

La carga total en la superficie de un mineral se denomina densidad de carga. Corresponde a la suma decargas generadas por sustituciones isomrficas + las cargas generadas por las disociaciones de losgrupos funcionales en bordes.

La mayora de los suelos tienen carga negativa por que el balance de la carga en arcillas y materiaorgnica es negativa. Solo algunos suelos que tienen altos contenidos de alofano y xidos, desarrollancargas positivas netas en superficie de partculas, a pH suficientemente bajos.

La densidad de carga se determina midiendo la superficie especfica (unidad de superficie)y la CIC(centimoles) de la arcilla y luego se calcula los centimoles por unidad de superficie.


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Composicin mineralgica de las fracciones del suelo

Desde el punto de vista mineralgico, existen ciertas relaciones generales entre las fraccionesgranulomtricas y los minerales que las componen, de acuerdo a los principios ya vistos.

A medida que las partculas minerales disminuyen de tamao, aumenta su superficie especfica ytambin su susceptibilidad a los procesos de alteracin qumica. En consecuencia, las diferencias deestabilidad de los minerales sern un importante factor que determine el cambio en composicinmineralgica con el tamao de partcula. Estos cambios son particularmente marcados a medida que nos

aproximamos al tamao de la fraccin arcilla.

Normalmente la composicin mineralgica de las fracciones arena y limo se considera separadamentede la fraccin arcilla. Esta distincin resulta de las diferencias marcadas en composicin mineralgica, yen consecuencia, los mtodos usados para la determinacin de la mineraloga de la arena y limo por unlado, y de la arcilla por otro.

Fracciones arena y limo

Las partculas de arena ms bastas son, casi siempre fragmentos de roca, sobre todo de cuarzo,existiendo adems cantidades variables de otros minerales primarios. La composicin mineralgica deestas fracciones sigue los principios vistos anteriormente y vara para los distintos suelos segn la rocamadre y el grado de meteorizacin.

Fraccin arcilla

En esta fraccin se encuentran generalmente diversos minerales secundarios. Convencionalmente sepueden clasificar en silicatos y no silicatos. Los silicatos incluyen la caolinita, montmorillonita, illita,vermiculita y alofn, entre otros. La variacin que existe entre estos grupos de arcillas en plasticidad,cohesin, adhesin, capacidad de intercambio catinico y otras propiedades es muy grande. Por eso, esun dato de considerable importancia el saber qu tipo de arcilla domina en un suelo o cules coexisten.

Los no filosilicatos incluyen: cuarzo y otras formas de slice (SiO2); xidos e hidrxidos de hierro, talescomo hematita o goethita; xidos e hidrxidos de aluminio tales como gibbsita; y carbonato de calcio.Parte del material mineral de la arcilla de los suelos es cristalino y parte amorfo.

Composicin qumica de las fracciones del suelo

Desde el punto de vista general, la composicin elemental de los suelos vara de acuerdo a la naturalezade la roca madre y los cambios producidos durante la meteorizacin, acumulacin de materia orgnica yprcticas de manejo. Un factor importante es la movilidad relativa de los distintos elementos, quedetermina prdidas diferenciales durante los procesos de meteorizacin y formacin del suelo. As, elSiO2 es el constituyente ms abundante en las rocas gneas y en la mayora de los suelos, en cambiolas bases, Ca, Mg, K y Na presentan porcentajes ms bajos en los suelos que en las rocas gneasdebido a su remocin preferencial durante la meteorizacin.

Las fracciones del suelo no son uniformes en composicin qumica, como se puede deducir de lasdiferencias que presentan en composicin mineralgica. Debido a que el cuarzo (SiO2) es dominante en

la arena y limo, estas dos fracciones son, por lo general, inactivas qumicamente. Incluso los mineralesprimarios que pueden contener elementos nutrientes en su composicin qumica son, en general, taninsolubles como para hacer esencialmente nula su asimilacin, o muy a largo plazo. Una excepcin aesta regla general es la fraccin de algunos limos que contienen minerales de potasio, tales como lasmicas, las cuales ya se sabe que abandonan el potasio, con suficiente rapidez para abastecer, al menosen parte las necesidades de la planta. Qumicamente las arcillas son silicatos alumnicos que puedentener F, Mg, Na, K, etc. en su estructura y tienen adems capacidad de adsorber y ceder una serie deiones.

Esto nos lleva al razonamiento lgico que las arenas, formadas esencialmente por cuarzo, tengan menorcontenido de nutrientes, y que la fraccin arcilla tenga ms. Esto lo vemos en los datos obtenidos en elcuadro 2. Las relaciones generales sealadas por estos datos son reales para la mayor parte de lossuelos, aunque puedan ocurrir algunas modificaciones.


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Cuadro 2.- Composicin qumica de las fracciones de los suelos de montalto

(J.S. Joffe y R. Kumin, 1942, citado por Buckman y Brady, 1965)

Faiyler, Smith y Wade (1908, por Black, 1967) analizaron el contenido de Ca, Mg, K y P en las fracciones

de varios suelos y encontraron que el porcentaje para todos ellos era mayor en la fraccin arcilla y menoren la fraccin arena.

El conocimiento de la cantidad total de los nutrientes individuales en los suelos, tiene un valor muylimitado para predecir el suministro de los mismos para el crecimiento vegetal. La razn es que ladisponibilidad de cada nutriente en el suelo, o cantidad efectiva es menor que la total, e inclusopobremente correlacionada con esta ltima. Por esto, en los intentos para caracterizar qumicamente lossuelos desde el punto de vista del suministro de nutrientes para las plantas, el objetivo es determinar sudisponibilidad y no la cantidad total. El anlisis total se realiza ocasionalmente, para determinar cambiosque pueden ocurrir en la composicin del suelo en largos perodos de tiempo en experiencias de campo,o para comparar suelos vrgenes y cultivados. Su mayor aplicacin, es como fuente de informacincomplementaria en investigacin en mineraloga, formacin y clasificacin de suelos.

Los aspectos referentes a composicin de partculas minerales ya fueron desarrollados en el temaComposicin mineral del suelo.

Determinacin de la textura

Anlisis granulomtrico y anlisis fsico

La determinacin de la textura consiste simplemente en indicar, para un suelo dado la proporcin queocupa en l cada elemento constituyente: arena gruesa, arena fina, limo y arcilla. Se determinaigualmente la cantidad de grava y gravilla. En suma, es un anlisis granulomtrico. Hace unos aos seempleaba para esta operacin, la expresin de anlisis fsico, la cual se utiliza todava pero ha tomadoun sentido algo diferente; engloba el anlisis granulomtrico y las otras dosificaciones cuya interpretacinpermite hacerse una idea de las propiedades fsicas del suelo.

Esos anlisis son a menudo largos y su detalle presenta poco inters aqu. Su descripcin se presentaen bibliografa recomendada para el curso.

Las tcnicas utilizan por un lado tamices para separar las partculas mas gruesas. Luego las tcnicas sebasan en principios de sedimentacin para separar limos y arcillas.


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Apreciacin de la textura en el terreno

El Edaflogo y el Agrnomo tienen siempre inters en formarse una idea de la textura en el terreno,anticipndose as con prudencia sobre los resultados del anlisis. Esta preocupacin, interviene, enparticular cuando el edaflogo debe elegir un perfil representativo de la zona estudiada para extraer lasmuestras que enviar al laboratorio. Existen dos procedimientos de apreciacin rpida, uno visual, otro altacto, que se complementan.

Examinando con una lupa de mediano aumento (5 6), los planos de separacin de un terrn recinfraccionado se distingue fcilmente con un poco de costumbre, la arena gruesa y la arena fina y sepuede hacer una idea al examinar los agregados, de la proporcin que representan esos elementos. Ladeterminacin de la textura por el tacto, se explica en detalle en el cuaderno prctico.

Siempre es ms fcil hacer un juicio relativo, es decir, encontrar que una tierra es mas arcillosa o msarenosa que la examinada anteriormente. Pero es ms delicado formular una apreciacin absoluta,indicando por ejemplo, el lugar de un suelo ubicndole en un tringulo de textura (ver ms adelante).Esta precisin no se obtiene ms que con la impresin al tacto; y con una cierta experiencia,ejercitndose en el laboratorio de constitucin conocida.

Interpretacin de los resultados

Los resultados del anlisis fsico deben permitir, en principio:

a) En todos los casos, definir el tipo granulomtricos del suelo

b) Proveer los elementos para prever o explicar las propiedades fsicas de un suelo, cualquiera que seael caso dado

c) Determinar las condiciones o los resultados de la pedognesis en el caso de un estudio pedolgico

d) Por ltimo, en el caso de un suelo cultivado, dar indicaciones sobre su comportamiento bajo el efectode las tcnicas culturales.

El anlisis fsico se efecta en funcin de esos objetivos y la interpretacin de sus resultados constituyeno solamente la parte esencial de esta operacin, sino simplemente su razn de ser.

Clases Texturales.

Para determinar el tipo granulomtrico o clase textural de un suelo, se recurre a varios mtodos. Seutilizan cada vez ms los diagramas triangulares, siendo el tringulo de referencia un tringulorectngulo o un tringulo equiltero. Se usa actualmente, de un modo casi unnime, un tringuloequiltero. Cada uno de sus lados a un eje graduado de 10 en 10, de 0 a100, sobre el cual se transportala cantidad del elemento que representa; en general un lado del tringulo corresponde a la arcilla, el otroal limo, el tercero a la arena. Ver Figura.


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Figura 2 bis. El interior del tringulo est dividido en casillas, cada una de ellas representa una clase textural desuelo caracterizado por las proporciones de uno o de dos elementos dominantes; suelos arenosos, limosos,

arcillosos, arcillo arenosos, etc.

Se utiliza el tringulo de la siguiente manera: cuando se dispone del anlisis granulomtrico de un suelo,su tenor en arcilla, en limo y en arena, determina un punto que se sita en el tringulo, en el interior deuna casilla, y que permite identificarlo y darle un nombre asimilndolo a la clase textural representadapor esa casilla por ejemplo, franco, arcillo arenoso, etc. Ver cuadro.

No existe acuerdo internacional en cuanto a las casillas, o sea las clases texturales que contiene eltringulo, y en consecuencia hay varios tringulos texturales, que se usan en distintos pases o regiones.

La utilizacin de un tringulo, llamado de texturas no conduce ms que a una primera aproximacin en lainterpretacin del anlisis de un suelo. En conclusin, tales tringulos, permiten, en principio, situar un

suelo en un conjunto caracterizado por propiedades texturales; su empleo contribuya a fijar las ideas ynormalizar en alguna medida la interpretacin de los resultados del anlisis granulomtrico.


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2. POROSIDAD DEL SUELO

2.1 Generalidades

El crecimiento de las plantas, del que depende su produccin econmica, est determinado por factoresatmosfricos, biolgicos y edficos. Estos ltimos son fsicos y qumicos, siendo los primeros laspropiedades del suelo que determinan el crecimiento radicular y la dinmica del aire y del agua. Estas

propiedades del suelo, estn determinadas por las caractersticas cuantitativas y cualitativas del espaciodel suelo no ocupado por slidos, denominado espacio poroso.

Dentro del espacio poroso se pueden distinguir macroporos y microporos. Los primeros no retienen elagua contra la fuerza de la gravedad, y por lo tanto son los responsables del drenaje y la aereacin delsuelo, constituyendo adems, el principal espacio en el que se desarrollan las races. Los segundos sonlos que retienen agua, parte de la cual es disponible para las plantas. La porosidad total o espacioporoso del suelo, es la suma de macroporos y microporos. Las caractersticas del espacio poroso,dependen de la textura y la estructura del suelo.

Respecto al efecto de la textura, y volviendo sobre lo expresado en el captulo 1, debe hacerse hincapien que cuando en la textura domina la fraccin arcilla, en la porosidad total del suelo hay muchos msmicroporos que cuando domina la fraccin arena. En este caso existe una gran cantidad de macroporos

en el espacio poroso. Lo anterior se comprende claramente, si se piensa que entre las microscpicaspartculas de arcilla los espacios son pequeos; en cambio entre las partculas de arena los poros sonmayores.

En cuanto a la magnitud de la porosidad total, es mayor cuando en la textura dominan las fraccionesfinas que cuando dominan las gruesas. Los suelos arcillosos poseen ms porosidad total que losarenosos. El efecto de la estructura se discute en el prximo captulo.

2.2 Formas de expresin y determinacin

La porosidad, se expresa como el porcentaje del volumen del suelo ocupado por poros. O lo que es lomismo, el porcentaje del volumen del suelo no ocupado por slidos. Supngase que en 10 cm3 de suelo

existen 4,5 cm3 no ocupados por slidos. La porosidad total de este suelo ser 45 por ciento.

La porosidad total se determina directamente, en muestras de suelo imperturbadas, es decir tal comoestn en el campo, sin ninguna deformacin que altere la ubicacin de las partculas slidas, y por lotanto los espacios que dejan entre ellas. El procedimiento es el siguiente:

a) Determinar exactamente el volumen de las muestras. Esto se logra utilizando aparatos muestreadoresque toman un volumen de suelo imperturbado conocido, estando el suelo en un contenido de humedaden el que las arcillas estn completamente expandidas. En general se emplean anillos o cilindros con filoen su parte inferior. La obtencin de muestras es relativamente fcil cuando en el suelo no hay races nipiedras.

b) Se saturan las muestras totalmente de agua, es decir se llena completamente el espacio poroso con

agua. Si no se hubieran tomado las muestras con los coloides totalmente expandidos, al saturarlas sepodra producir expansin y por lo tanto cambio de volumen. De esta manera, si se toma como volumende las muestras el que toma el aparato muestreador, se cometera un error.

c) Se determina el peso de la muestra saturada de agua.

d) Se seca la muestra en estufa a 105 C y se determina su peso seco.

e) Por diferencia entre el peso saturado y el peso seco, se conoce la cantidad de agua que ocupaba elespacio poroso de la muestra. Esta cantidad est expresada en unidades de peso, y suponiendo que ladensidad del agua permanece incambiada igual a uno, un gramo de agua es igual a un cm3 de agua.Por lo tanto la diferencia entre los pesos saturado y seco de las muestras es igual a los cm3 deporosidad total que poseen.

f) Se expresa el volumen de porosidad total como porcentaje del volumen de las muestrasimperturbadas, y de esta manera, se obtienen los porcentajes de los volmenes de las muestrasocupados por poros.


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Otra forma de determinar la porosidad total de suelos, es a travs de la determinacin de sus densidadesaparente y real. A continuacin se las define:

2.2.1. Densidad aparente

Es la relacin que existe entre el peso seco ( 105 C) de una muestra de suelo, y el volumen que esamuestra ocupaba en el suelo:

D.a. = peso de los slidos de la muestra o peso seco (a)

Volumen de los slidos de la muestra (b) + Volumen poroso (c) de la muestra

2.2.2. Densidad real

Es el promedio ponderado de las densidades de las partculas slidas del suelo. En la muestra a la quese hizo referencia para definir la D.a., la densidad real sera:

D.r. = peso seco de la muestra

Volumen de los slidos de la muestra

Si se divide la D.a. por la D.r. se tiene:

D.a./D.r. = a/b+c = b = Volumen de slidos

a/b b+c Volumen total

por lo tanto, (D.a./D.r.).100 = Volumen de slidos por ciento;

entonces, 100 - (D.a./D.r.).100 = Volumen poroso por ciento es decir, que el porcentaje del volumen de lamuestra ocupado por poros =

100 [1 - (D.a./D.r.)]

La determinacin de la densidad aparente se realiza en muestras imperturbadas, obtenidas de la mismaforma que se describi en el punto a) del procedimiento directo de determinacin de la porosidad total. Aestas muestras se les determina el peso seco a 105 C. Se cuenta entonces con los dos elementosnecesarios para calcular la densidad aparente: el peso de los slidos y el volumen que la muestraocupaba en el campo, que incluye el de los slidos y el espacio poroso. Existen otros mtodos paradeterminar densidad aparente que no los analizaremos y tambin puede determinarse en agregadosindividuales obtenindose en general valores superiores a cuando se determine en la masa del suelodado que no tiene en cuenta la porosidad entre agregados.

En cuanto a la densidad real, vara evidentemente con la proporcin de los elementos que constituyen elsuelo, en tanto tienen diferentes densidades. El cuarzo 2,6 los feldespatos 2,7 la materia orgnica 1,5.En general, la densidad real de los suelos que no poseen cantidades anormales de minerales pesados,

est alrededor de 2,65 si los contenidos de materia orgnica no superar a 1% (De Leenheer, 1967; DeBoodt, 1965). Estos autores proponen reducir el valor 2,65 en 0,02 por cada 1% de aumento en elcontenido de materia orgnica, hasta tenores de 5% de este componente del suelo. Para contenidosmayores proponen determinar la densidad real directamente. A pesar de lo anterior, en los clculosestndar se ha usado el valor 2,65.

La densidad real se determina obteniendo el peso seco de la muestra de suelo y el volumen de losslidos de la muestra. Eso ltimo se realiza con un aparato denominado picnmetro, y el procedimientosignifica la aplicacin del principio de Arqumedes. Es decir, determina que volumen de agua desplazanlos slidos al ser sumergidos. En la figura 3 se representa esquemticamente el clculo de A. aparente


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Figura 3. Densidad aparente y densidad real en los suelos. La densidad aparente es el peso de las partculas

slidas en un volumen estndar de suelo imperturbado (slidos + espacio poroso). La densidad de partculas es elpeso de las partculas slidas en , volumen estndar de dichas partculas. En este caso particular la densidad

aparente es la mitad de la densidad real y el % de espacio poroso es 50%.

2.3. Fraccionamiento de la porosidad

Se ha explicado como se determina la porosidad total del suelo. Interesa conocer como se distribuye esaporosidad en macroporos y microporos, debido a que cada una de estas fracciones de la porosidad totales responsable de diferentes factores de crecimiento de las plantas. La macroporosidad es responsablede la aereacin y drenaje del suelo, adems de ser el espacio en que se desarrollan las races, y partede la microporosidad retiene el agua que dispondrn las plantas para su crecimiento, como ya se

mencion.Normalmente se determina la macroporosidad, saturando de agua una muestra imperturbada similar alas que se utilizan para determinar porosidad total y densidad aparente, y dejando que pierda toda elagua que no es capaz de retener contra la fuerza gravitatoria. La muestra se pesa saturada y luego quedej de drenar agua, y la diferencia entre esos pesos se toma como la cantidad de cm3 de agua queocupaban los macroporos de la muestra. La macroporosidad, tambin se expresa como porcentaje delvolumen de suelo en que se encuentra. Durante todo el proceso se evitan prdidas de agua porevaporacin, trabajando en una atmsfera saturada.

Para acelerar la prdida del agua no retenida, suele aplicarse presin a la muestra por medio deaparatos especiales. La presin aplicada no elimina de la muestra ms que el agua no retenida contra lagravedad.

La microporosidad se puede determinar por diferencia entre la porosidad total (determinada por algunode los procedimientos ya descriptos) y la macroporosidad, o directamente. Para hacerlo de esta forma,se pesa la muestra una vez que perdi el agua que ocupaba los macroporos y luego de ser secada a105 C. La diferencia entre estos dos pesos es el volumen de agua que ocupaba los microporos,expresado en cm3. El volumen de microporos tambin se expresa como porcentaje del volumen de lamuestra en la que se encontraron.

En la figura 4 se muestra la distribucin y variacin en profundidad de macro y microporos y su relacinen la textura.


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Figura 4. Distribucin de materia orgnica, arena, limoarcilla y poros (macroporos y microporos) en unsuelo franco arenoso (a) y 2 suelos franco limosos, uno en buena estructura (b) y otro con estrucyurapobre (c). Ambos suelos franco limosos tienen mas porosidad total que el suelo franco arenoso, pero elfranco limoso con estructura pobre tiene menos macroporos que los otros dos suelos.

3. ESTRUCTURA DEL SUELO

Se la define como el arreglo de las partculas del suelo. Se debe entender por partculas, no solo las quefueron definidas como fracciones granulomtricas (arena, arcilla y limo), sino tambin los agregados oelementos estructurales que se forman por la agregacin de las fracciones granulomtricas. Por lo tanto,partcula designa a toda unidad componente del suelo, ya sea primaria (arena, limo, arcilla) osecundaria (agregado o unidad estructural).

El arreglo entre las partculas del suelo, la estructura, determina el espacio entre las mismas, que sonpredominantemente macroporosos. Segn el nivel de observacin, se puede hablar de macroestructurao microestructura. La macroestructura, es el arreglo de las partculas secundarias y primarias visibles asimple vista. La microestructura es el arreglo de las partculas primarias para formar las secundarias; deella depende en alto grado la macroestructura. Al atender a la microestructura, se observa que los

componentes coloidales del suelo (plasma) actan como cemento de los granos ms gruesos(esqueleto).


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La figura 5 presenta una clasificacin de la macroestructura segn el Soil Survey Manual del U.S.D.A.(1951).La estructura granular o migajosa presenta unidades esfricas o casi esfricas, con bordes ycaras ms o menos redondeados. Los contactos entre estas unidades se dan en pocos puntos y quedamucho espacio entre ellos (algo similar a lo que ocurre entre los granos de arena). Si las unidadesmayores son desarmadas, se ve que estn compuestas por unidades ms pequeas que poseen lasmismas caractersticas. Se desprende de lo anterior que las partculas secundarias tienen porosidadinterna (cosa que no ocurre en los granos de arena).

Figura 5. Ilustracin de algunos tipos de estructura de suelo A, prismtica, B, columnar, C, bloquesangulares, D, bloques subangulares, E, laminar y F, granular.

El otro extremo, la estructura a grano simple, es el resultado de la ausencia de plasma (coloides), por loque los granos de arena y limo no estn formando agregados. La porosidad aqu, depende de la texturay del empaquetamiento de las partculas primarias.

En las estructuras prismticas los agregados presentan caras definidas y los contactos entre agregadospresentan caras definidas y los contactos entre agregados son a travs de caras. El empaquetamientoentre estas unidades es normalmente denso. Si rompen en agregados ms pequeos, es a travs decaras. Por lo tanto, los agregados son densos y en general menos porosos que los de la estructuragranular.

Se puede decir en general, que a estructura empeora desde el extremo granular al de grano simple. Esdecir, las condiciones de arraigamiento, dinmica del aire y dinmica del agua son peores. Sin embargo,existen suelos de estructura a grano simple (en el pas hay ejemplos) que poseen muy buenascondiciones fsicas, mejores que las de muchos suelos bien estructurados, se trata de suelos de texturasarenosas.

La estructura del suelo y su estabilidad juegan un rol fundamental en muchos procesos del suelo y suinteraccin con las plantas: erosin, infiltracin de agua, exploracin radicular, aereacin y resistenciamecnica. Esto indica que todas las prcticas agronmicas deberan hacerse con carcter deconservacin de la misma.

3.1 Gnesis de la estructura: Agregacin de partculas.

Para que se desarrolle la estructura del suelo, es imprescindible que existan coloides floculados, queacten como cemento entre las partculas primarias mayores. Sin embargo, se debe hacer notar que noalcanza con que los coloides estn floculados para que se desarrolle la estructura, debe adems, existiralto contenido de coloides.

No es preciso insistir en los fenmenos que conducen a la floculacin de los coloides electronegativos.En general, cuanto mayor es la saturacin del complejo coloidal con cationes de alto potencial inico -como por ejemplo el Calcio-, la estructura de los suelos es mejor, particularmente en el caso del calcio.En el otro extremo, cuando el complejo coloidal est saturado con una alta proporcin de cationes debajo potencial inico, como el Sodio, la estructura es mala.


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Estos conceptos se ilustran en el cuadro 3, con los datos de suelos del Uruguay (Durn, Kapln yZamalvide, 1970).

Cuadro 3. - Tipos de estructuras, con datos de suelos del Uruguay.

Tipo deestructura

% mo % arcilla % Sat.Bases

% Sat enCa

% Sat enNa

pH % Sat. enAl

Suelo

Granular 7 45 90 75 0.81 7.0 0.0 a

Bloquesangulares

5 25 70 35 1.6 5.6 0.0 b

Granosimple

1.5 7 34 20 0.05 5.1 20.0 c

Laminar ygranosimple

5 9 96.5 25 25 6.5 0.0 d

Columnar 1 35 100 20 45 8.5 0.0 c

A partir de la informacin que se presenta en el cuadro se puede concluir:

a) La presencia de Na en cantidades importantes, pero sin que exista adems una concentracin salinaalta en el suelo, se da asociada a malas estructuras. En los suelos d y e hay cantidades de coloidessuficientes como para cementar agregados, sin embargo la estructura es mala. De esto se debe deducirque el Na en estos casos mantiene dispersos a los coloides y por lo tanto no puede haber buenaagregacin.

b)Es muy probable que el efecto floculante del Ca no sea la nica causa de buena estructura en el casodel suelo a, ya que hay muchos coloides y adems, en presencia de Ca en gran cantidad, es sabido quela materia orgnica evoluciona a un humus muy estable y polimerizado, que forma complejos firmes yestables con la arcilla. En el suelo b, hay menos coloides, menos Ca en el complejo de intercambio, ymenor saturacin, por lo tanto es lgico que su estructura sea peor a la del suelo a.

c) En el caso del suelo c, en que hay mucho Al intercambiable los coloides estn totalmente floculados.Sin embargo la floculacin de los coloides no alcanza para tener buena estructura y la principalexplicacin, es que estn en muy poca cantidad.

Entonces, queda claro que para que haya agregacin, es condicin necesaria pero no suficiente queexista floculacin.

La formacin de la estructura se estudiar separando dos tipos de procesos, el desarrollo de las unionesentre las partculas primarias y la separacin o individualizacin de las partculas secundarias.

3.1.1. Desarrollo de las uniones

Existen diferentes agentes que actan en el desarrollo de las uniones que forman los agregados. Estosson Fsicos, qumicos y biolgicos. Se presentan a continuacin.

a) Uniones entre partculas de arcilla y entre stas y las de otras fracciones minerales

Para que se desarrollen este tipo de uniones es fundamental que ocurra deshidratacin. A medida queva quedando menos agua las partculas se van acercando, y la tensin superficial del agua las mantieneunidas. El congelamiento acta de la misma manera cuando ocurre lentamente; los cristales crecen enlos poros gruesos y atraen el agua que est en los ms delgados.

Russell (1934), cit. por Baver et al. (1972), propuso que las partculas son atradas por la accin decationes que hacen de puente entre las molculas de agua y sirven para ordenar a los dipolos:


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Pero este mecanismo no es imprescindible, ya que si no existieran los cationes en el centro del puentelas fuerzas de cohesin molecular pueden explicar la unin (Baver, 1956). Esta cohesin molecular esuna especie de atraccin polar entre las molculas de agua y es responsable de la estructura quetiene el agua lquida (De Boodt, 1965). Este nuevo mecanismo se puede representar as:

Cuando desaparecen completamente las molculas de agua, las partculas se unen por fuerzas decohesin entre slidos (coherencia). Estas fuerzas se originan en puentes de H (atraccin entreposiciones con O y posiciones con H) y fuerzas de Van der Waals (atraccin de masas y parcialmenteelctrica). Las superficies de las partculas de arena as como las de arcilla estn compuestas

principalmente por tomos de oxgeno y algunos iones oxidrilo, por lo que entre ellas es posible eldesarrollo de uniones tipo hidrgeno (Black, 1975). Una vez que se alcanza la unin entre slidos, no serevierte fcilmente.

La magnitud de la cementacin producida por este mecanismo en una masa de mateial, crece co elcontenido de arcilla, ya que aumenta la superficie especfica. La naturaleza de los materiales tambininfluye: los minerales arcilosos de ms C.I.C. y ms superficie especfica son los que tienen ms efectocementante.

Este tipo de uniones se desarrolla en un timepo relativamente corto.

b) Uniones de la materia orgnica con minerales arcillosos y otros materiales minerales

Se ha encontrado que la materia orgnica poduce ms cementacin por unidad de masa que la arcilla(Back, 1975). Demolon y Hnin (1932), citados por Baver et al. (1972), encontraron que agregando a unsistema de arena de cuarzo humus coloidal o arcilla coloidal en cantidades iguales se produjo unaagregacin de 82,5% con el humus y de 31% con la arcilla.

Baver et al. (1972), presentan datos que demuestran que la agregacin est correlacionadapositivamente con los contenidos de arcilla y materia orgnica . La correlacin con la cantidad de materiaorgnica es mayor cuanto menor es el contenido de arcilla y viceversa. Al respecto, Bak y Cayssials(1974), encontraron en muchos suelos del Uruguay que la materia orgnica slo tiene relacin con laestructura de los horizontes A, donde hay ms materia orgnica, y que la arcilla tiene relacinsignificativa slo con la estructura de los horizontes B, donde hay ms arcilla. Los elementos orgnicoscapaces de producir uniones de partculas son los productos de la sntesis producida por losmicroorganismos, los productos de la descomposicin que efectan de los restos orgnicos y suspropios tejidos.

c) Productos de la sntesis

La naturaleza de estos productos ha sido investigada por muchos autores. El principal papel se loatribuye a los polisacridos (Baver et al. 1972, Black, 1975).

Las grandes y flexibles molculas de los polisacridos tienen gran nmero de grupos OH, y diversocontenido de grupos amina, carboxilo, fenol y otros. Se producen en gran cantidad y rpidamente,cuando los deshechos vegetales son degradados por la microbiologa del suelo. Pero con la misma

velocidad con que son producidos, tambin son degradados. Pueden considerarse productos transitoriosen el ciclo de la materia orgnica, dependiendo su velocidad de produccin y descomposicin de las


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condiciones ecolgicas que afectan la actividad microbiana y de las caractersticas de los restosvegetales.

Los polisacridos son adsorbidos en las superficies de las arcillas. En las montmorillonitas la adsorcinse produce en las superficies externas e internas. Las posiciones con grupos carboxilo, no se unen enlos planos basales, sino en los bordes. Esto se da especialmente en los minerales arcillosos 1:1. Laenerga de adsorcin depende mucho de la flexibilidad de las molculas, ya que ella determina elnmero de puntos de contacto. La unin se hace a travs de puentes H entre los H de los gruposfuncionales del polmero orgnico, y los oxgenos de los planos basales de los cristales de los minerales

arcillosos. Tambin intervienen fuerzas de Van der Waals. Adems los cationes intercambiables actancomo puente entre los polisacridos y las arcillas.

d) Productos de la descomposicin

Como es sabido, los cidos hmicos son productos muy estables de la descomposicin biolgica de lamateria orgnica. Son mezclas de polmeros de alto peso molecular, siendo su unidad bsica un ncleoaromtico (fenlico o quinnico) al que se unen cadenas alifticas (poliurnidos, polisacridos, pptidos).El peso molecular es alto en general, pero crece muchsimo con el grado de polimerizacin (c. flvicos900 a 1000, c. hmicos pardos 5000 y c. hmicos grises 50000 a 100000). La importancia relativa delos ncleos aromticos y de las cadenas alifticas tambin vara en estos compuestos. En los cidosflvicos, la importancia de las cadenas alifticas es mayor que la de los ncleos aromticos y la situacinse revierte completamente en los cidos hmicos grises.

Swaby (1949), citado por Baver et al. 1972), indican la posibilidad de atraccin polar entre loscompuestos orgnicos y las fracciones minerales especialmente con la fraccin arcilla, con la que formacomplejos muy estables. Este enlace se produce entre los grupos OH, NH2, y COOH, en ese orden deimportancia y las arcillas, cuyas superficies estn cargadas negativamente. Para que se produzca launin sera fundamental la ocurrencia de deshidratacin, es decir, una estacin seca. Los cidoshmicos y los polisacridos mencionados como productos de la sntesis, ocuparan el lugar del agua enlas intercapas. Tambin se dan uniones en los bordes de fractura de los cristales de arcilla. Si bien Baveret al. (1972) sealan que sera imposible la unin polar entre los cidos hmicos y los cristales de arcilladada la carga neta negativa de ambos coloides, citan a Beutelspacher (1955) quien ha encontradoevidencias de que son adsorbidos en sitios con carga positiva. Tambin se dan uniones tipo H y porfuerzas de Van der Waals, pero el mecanismo de unin ms probado es a travs de cationespolivanlentes que actan como puente, tal los casos del Ca, Al y Fe (Evans y Russell, 1959, cit., por

Black, 1975), o hidrxidos y xidos de Fe y Al, cumpliendo la misma funcin dada su carga positiva(varios autores citador por Baver et al., 1972).

En todos los casos, se indica que la C.I.C. de los complejos arcilla-humus es menor a la que resulta deadicionar por separado la de la materia orgnica y la arcilla. La explicacin reside en que la interaccinqumica que se da entre los coloides al unirse, particularmente a travs de cationes o coloides positivos,anula posiciones de intercambio. Adems hay evidencia de bloqueo estrico de posiciones deintercambio (Evans y Russell 1959 cit. por Black, 1975). El efecto de estos productos en la estructura esmuy duradero.

d)Tejidos microbianos

Aparte del efecto directo que producen en la estructura por medio de los productos de sus actividades desntesis y descomposicin, provocan agregacin de materiales por accin de sus propios tejidos. Esto esfcilmente visualizable en el caso de los hongos, cuyos tejidos filamentosos (micelios) forman una redalrededor de las partculas del suelo unindolas. Segn Martn (1945) citado por Baver et al. (1972), el50% del efecto estabilizador de la estructural producido por los hongos, se debe a la accin mecnica desus micelios. En cambio, slo el 20% del efecto de las bacterias se debe a la accin mecnica de susclulas. Segn una serie de autores citados por Baver et al. (1972) el efecto global de los hongos es msimportante que el de las bacterias, excepto en condiciones anaerbicas.

Tambin se ha encontrado que luego de la incorporacin de restos vegetales al suelo (sin lo cual no seproducen ni efectos directos ni indirectos), las bacterias tienen efecto antes que los hongos. El efectodirecto se produce antes, y tambin termina antes que el de los productos de sntesis.

En la figura 6 aparecen esquemticamente diferentes uniones que se pueden dar entre partculas .


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Fig. 6: Arreglos hipoticos de partculas de cuarzo, arcilla y materia orgnica. A, cuarzo + coloide orgnico +cuarzo, B, cuarzo + coloide orgnico + arcilla; C, arcilla + coloide orgnico + arcilla; C1, cara con cara; C2,borde con cara; C3 borde con borde; D, borde de arcilla + cara de arcilla. Emerson , 1959, citado por Black,

1965.

Resumen del efecto de la materia orgnica en la agregacin

En la figura 7 se presentan datos de Moguer (1965), citados por Baver et al. (1972), que sirven pararesumir la discusin anterior. Se trata del horizonte superficial de un mismo suelo en todos los casos. Laagregacin que se produce en las primeras semanas se debe al efecto de los cuerpos microbianos. Elabono verde, fcilmente descomponible y con baja relacin C/N, muestra un mximo agudo durante laaccin intensa de su fermentacin. La paja de trigo no tuvo una fermentacin tan intensa y produjo unincremento menor de la poblacin microbiana. El estircol ya ha sido fermentado antes de incorporarseal suelo, por lo que su efecto se manifiesta, a travs de los productos de sntesis que ya posee alingresar al suelo y los de su descomposicin en el mismo.

Figura 7.- Horizonte superficial de un mismo suelo en diversos casos (Monnier, 1965).

CURVAS 2, 3, 4: Se incorporan a un suelo totalmente desagregado

2: abono verde con baja relacin C/N

3: paja de trigo con alta relacin C/N

4: estircol fermentado

CURVA 1: Se trata del mismo suelo que el de las curvas restantes. En el tiempo inicial se encontrabadesde haca aos bajo vegetacin de pradera y fue arado y puesto en cultivo intensivo, sin agregado demateria orgnica.

En el caso del suelo bajo pradera que se pone en cultivo, se observa el deterioro que se produce en laestructura debido a: 1) Aumento de la velocidad de descomposicin de la materia orgnica del suelo


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causada por los incrementos peridicos de aereacin que provocan en el suelo las labores, 2)disminucin en el aporte de residuos orgnicos al suelo bajo cultivo en relacin al suelo bajo pasturas 3)menor efecto de crecimiento de races (se discute adelante), 4) destruccin mecnica de agregados porpasaje de maquinaria y pisoteo y 5) disminucin relativa de la proteccin de la parte area de las plantascontra el efecto destructor de la estructura que provoca la lluvia. Algunos aspectos del efecto de lamateria orgnica en la estructura de los suelos ya fueron desarrollados en el tomo La materia orgnicadel suelo.

Efecto de los coloides de Fe y Al

Los xidos e hidrxidos de Fe y Al tienen un efecto importante en las uniones entre partculas paraformar la estructura. Ya se ha mencionado su efecto como puente de unin entre la materia orgnica y laarcilla para formar los complejos arcilla-humus. Tambin son importantes en la floculacin de loscoloides electronegativos, debido a su carga positiva, es sabido que una vez que los coloideselectropositivos floculan son prcticamente irreversible, ya lo hagan solos o unidos a coloideselectronegativos. Actuando solos, sin formar complejos con la materia orgnica o con la arcilla, tienenefecto cementante muy fuerte al estado floculado. Son los responsables de la agregacin en los sueloslatertico (Oxisoles) y en los horizontes B de algunos suelos desarrollados en cima hmedo bajovegetacin acidificante (Spodosoles).

En nuestro pas, los suelos que poseen mayor contenido de xidos de Fe, desarrollados sobre basalto(Zamalvide et al. 1974), son los que tienen mayor estabilidad estructural (Back y Cayssials, 1974). Si

bien son suelos con alto contenido de materia orgnica (alrededor de 8%) uno de los efectos indudablesde los xidos de Fe, y tambin de los de Al es estabilizar la materia orgnica humificada, formandocomplejos muy estables junto con la arcilla.

El proceso de formacin de uniones por estos elementos es de larga duracin, y tiene fundamentalimportancia en su desarrollo la ocurrencia de estaciones secas.

Efecto de otros minerales secundarios

El CaCO3 y el SiO2 pueden actuar como cemento de las dems partculas del suelo, generalmente enhorizontes subsuperficiales produciendo zonas muy compactas ms o menos resistentes a serfracturadas (fragipanes y duripanes). (Black, 1975). Estos fenmenos no tienen importancia en elUruguay.

Procesos que producen separacin o individualizacin de partculas secundarias

Efecto de alternancia entre el humedecimiento y secado

Se ha comprobado que este proceso tiene un efecto notable en la gnesis de los agregados del suelo.En la figura 8 se presentan datos de Haines (1923), citados por Baver et al. (1972) y por Hnin et al.(1972), que sirven para discutir estos procesos. Se observa que la disminucin de volumen del suelo, esigual al volumen de agua que se pierde en la desecacin hasta que entra aire en el suelo. A partir de esepunto, la contraccin es mucho menor que el volumen de agua perdido. Se observa que el volumen delmaterial arcilloso luego de los ciclos alternados de humedecimiento y secado es mayor que el volumenoriginal. Esto quiere decir que el material tiene un mayor espacio poroso luego de sufrir estos procesos,es decir, el suelo se ha soltado. La masa compacta inicial, se ha transformado en un conjunto deagregados que dejan entre s cierto espacio poroso.

Figura 8- Material arcilloso compacto de un horizonte B, sometido a secado y humedecimiento alternado.


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La transformacin del material arcilloso compacto en agregados ms pequeos se puede deber a:

a) Dispersin del material cementante durante la hidratacin

b) Disminucin de la cohesin entre slidos provocada por la hidratacin

c) Compresin del aire atrapado y explosin de los agregados grandes durante la hidratacin.

d) Esfuerzos y tensiones desiguales que resultan de la expansin y contraccin no

uniforme del material durante el secado y humedecimiento.Todos los fenmenos que ocurren durante la hidratacin son ms intensos cuanto mayor sea la afinidadpor el agua que tiene el materia. Se ha encontrado una relacin lineal entre la debilidad de los agregadosdel suelo y la rapidez con que se mojan en el aire los suelos bajo cultivo y pradera (Emerson y Grundy,1954, citados por Baver et al., 1972).

Se ha observado que agregados sintticos de caolinita, illita y montmorillonita se deshacen cuando semojan en el aire; en el vaco, no se deshacen los de caolinta, lo hacen algo los de illita. Sin embargo, enla montmorillonita, la expansin diferencial aparece como ms importante, aunque tambin hayparticipacin de la explosin de aire atrapado cuando el proceso no es en el vaco.

Panabokke y Quirk (1957), citados por Baver et al., 1972, atribuyen en general a la expansin ycontraccin diferencial el papel ms importantes junto con la explosin por aire atrapado. En cuanto a losprocesos a) y b), se les atribuye el tercer lugar de importancia.

El desecamiento y humedecimiento alternados, son los procesos responsables del desarrollo de laestructural en los horizontes B, en particular a travs de la expansin y contraccin diferencial. El efectode estos procesos se ve contrarrestado en parte, por la presin que ejercen sobre los horizontessubsuperficiales los horizontes superficiales que es mayor cuanto mayor es la humedad. Por lo tanto, losprocesos que se dan durante el humedecimiento estn ms reprimidos que los que se dan durante eldesecamiento. Por esta razn, y por la escasa participacin de la materia orgnica y la vegetacin, lossubsuelos son siempre ms compactos y de agregados mayores que los horizontes superficiales. A suvez, el tipo de estructura en los subsuelos, se ve afectada por la cantidad de minerales arcillosospresentes.

Efectos de la vegetacin

Su accin es muy importante en la formacin de la estructura del suelo: a) produce residuos que son lafuente de energa para la actividad microbiana en la produccin de polisacridos y humus; b) el sistemaradicular no solo contribuye a la cantidad de residuos, sino que influye en la formacin de agregados; c)la cubierta vegetal protege la estabilidad de los agregados superficiales contra la accin destructora de lalluvia.

Es bien conocido que la mejor estructura de la capa arable, del punto de vista agrcola, la presentan lossuelos desarrollados bajo pradera. La masa del suelo se encuentra penetrada por un sinnmero deraces, y los agregados, redondeados (grnulos o bloques finos subangulares), estn engarzados en laintrincada red del sistema radicular de las gramneas.

Aunque no se conoce exactamente cual es el mecanismo de formacin de agregados por parte de los

sistemas radiculares, se atribuye a las acciones siguientes:a) Efectos de presin producidos por las races al crecer.

b) Desecacin desuniforme de la masa del suelo.

c) Secrecin de sustancias con efecto agregante por parte de las races.

d) Interaccin en la rizsfera, en la que intervienen microorganismos productos secretados por las races,y residuos de las mismas.

El efecto a), a pesar de que ha sido el ms aceptado desde antiguo, se demostr que tiene muy pocoefecto (Rogowski y Kirkham, 1962, cit. por Baver et al., 1972). El efecto b) se piensa que es de los msimportantes, y la desecacin actan junto con los rehumedecimientos, como ya se explic. El efecto c)

puede existir pero no ha sido comprobado. El efecto d) parece muy importante, en especial debido a queen la vecindad de las races siempre hay gran actividad biolgica, lo que se explicara por el constantesuministro de fuentes de energa (races muertas y secreciones).


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El efecto beneficioso de las pasturas en la agregacin depende mucho del tiempo de crecimientoininterrumpido.

Efecto de la fauna (lombrices)

Las lombrices ingieren tierra y materia orgnica parcialmente descompuesta, y excretan cilindros bienagregados, en la superficie o debajo de ella. Adems forman un sistema de galeras que aumentan elespacio poroso del suelo. De esta manera contribuyen a la buena estructura del suelo.

Darwin (1881), citado por Baver et al. (1972), calcul que la produccin anual de cilindros por laslombrices en cuatro suelos diferentes entre 16,8 y 40,6 tt/h y que se llevaban a la superficie 5 mm desuelo por ao.

La actividad de las lombrices depende de la especie, tipo de vegetacin, o tipo de residuos que recibe elsuelo, y de la duracin de la vegetacin. El efecto es ptimo en pasturas de larga duracin, donde lapoblacin de lombrices es muy alta.

Los cilindros excretados por las lombrices, son cementados fundamentalmente por mucopolisacridosproducidos por bacterias en el intestino de las lombrices. Tambin se ha propuesto que hay formacin dehumano clcico en el intestino, a partir de la materia orgnica en descomposicin y el Ca que excretanlas glndulas calcferas de las lombrices (Swaby, 1949, citado por Baver et al., 1972).

Compuestos qumicos sintticos

Se han probado compuestos sintticos consistentes en largas cadenas flexibles, con muchos gruposfuncionales capaces de formar puentes H con los materiales del suelo, o ser atrados en forma polar, oque establezcan uniones a travs de cationes puente. En general, son efectivos pero de corta duracin yalto costo. Se les utiliza a nivel experimental.

Congelamiento y descongelamiento

Si bien se trata de un proceso que carece de importancia en las condiciones de nuestro pas, serdiscutido brevemente por poseer gran relevancia en lugares donde en invierno nieva.

Su efecto, al igual que el que produce el humedecimiento y secado alternados, posee corta duracin,excepto que haya materia orgnica suficiente. Esto puede ocurrir en los horizontes superficiales que son

los ms afectados por el proceso que se discute.

El efecto de este proceso puede causar agregacin o dispersin del material, segn las condiciones dehumedad del suelo y la velocidad con que se produce el enfriamiento.

ESTABILIDAD DE LA ESTRUCTURA.

Se refiere a la resistencia que los agregados del suelo tienen a desintegrarse o romperse frente a laaccin del agua y manipulacin mecnica (laboreo).

Un factor muy importante en afectar la estabilidad de la estructura es el contenido de agua que hay en el

suelo ya que determina el grado en que las fuerzas mecnicas causan destruccin en la estructura.Tambin existen relaciones entre estabilidad de los agregados y algunos constituyentes del suelo sonilustrados en la fig. 10 con datos de Kempler y Koch, (1966)para 500 suelos de la parte oeste de USA yCanad. Hay fuerte influencia del contenido de arcilla (a).Sin embargo la presencia de partculas dearcilla no asegura estabilidad. Si hay sodio en el complejo de intercambio la arcilla puede ser inestable.La estabilidad incrementa marcadamente con el contenido de materia orgnica en los suelos, (b),especialmente en aquellos con contenidos menores a 2%. Los xidos de Fe y Al pueden actuar solos oen combinacin con materia orgnica estabilizando agregados.


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Figura 10. Relacin de la estabilidad de la estructura con varios constituyentes en los suelos de las zonasrida, semirida y subhmeda del oeste de USA y Canad (Kemper y Koch, 1966).

El laboreo y otras operaciones agrcolas generalmente van causando un descenso en la estabilidad de

los agregados . Este efecto se ve disminuido cuando los niveles de materia orgnica del suelo semantienen altos y los laboreos de suelo se realizan a niveles de humedad ptimo.

Efecto del sistema de cultivo en la estructura de suelo.


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Fig. 11. Perfiles de estructura de suelos (Segn Gracen, 1958, citado por Baver,1972)

En la siguiente figura, se presenta un esquema de los efectos de la compactacin en la estructura desuelo. En el lado izquierdo, el suelo se presenta bien estructurado conservando el espacio poroso ypropiedades naturales. Del lado derecho se perdi la estructura por compactacin. El suelo pierde

profundidad por compactacin y erosin.


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Caracterizacin de la estructura. Mtodos para determinar la misma

La caracterizacin de la estructura, se puede hacer morfolgica o cuantitativamente. La evaluacinmorfolgica de la estructura, consiste en determinar el tamao, la forma y el grado en que se manifiestala estructura de cada horizonte del suelo.

Las medidas cuantitativas se pueden clasificar en tres grupos:

a) Las que determinan la distribucin por tamao de los agregados junto con su resistencia a la

destruccin (estabilidad).b) Las que determinan el porcentaje de fracciones finas que se encuentran agregada en unidadesmayores. Esta es una medida de la agregacin que en general se correlaciona con la estabilidad.

c) Las medidas de densidad aparente, macroporosidad y penetrabilidad, que son ndices indirectos delestado estructural del suelo.

El mtodo ms usado dentro del grupo a, es el de tamizado en hmedo. La muestra de suelo se ubica enel tamiz superior de una batera de tamices con aberturas sucesivamente ms pequeas hacia abajo. Elconjunto se sumerge y levanta en agua mecnicamente a un ritmo determinado y durante un tiempoestndar. Pasado este tiempo, se determina el peso seco de los agregados que quedaron en cada tamiz,as como de la parte que se dispers totalmente por el tratamiento. De esta forma se obtiene ladistribucin por tamao de los agregados resistentes a la destruccin por este tratamiento. Es normalefectuar el mismo tratamiento a otra muestra similar, pero fuera del agua. De esta forma, comparandolos resultados del tamizado en agua y en seco, se tienen una medida de la resistencia de los agregadosa la destruccin por agua. Por detalles sobre esta tcnica ver Kemper (1965).

Las tcnicas del grupo b, han sido empleadas en algunos trabajos con suelos en nuestro pas(Sombrock, 1969 C.L.M.) y consisten en determinar, qu porcentaje de la arcilla est dispersanaturalmente en el suelo.

Existe una tcnica que emplea en parte principios de las del grupo a y b, y que fue utilizada en suelos denuestro pas por Back y Caysials (1971), y se encuentra descripta en el libro de Hnin et al. (1972). Lasmedidas de los grupos a y b se pueden considerar como ndices de la estabilidad de la estructura, ybrindan poca (grupo a), o ninguna informacin (grupo b) sobre el espacio poroso y su distribucin portamaos. Son medidas que tienen utilidad en estudios sobre erosin de suelos, pero al no brindar

informacin sobre el espacio poroso, son ndices de poco valor para estudios de dinmica del aire y delagua, y penetracin radicular, (Clement, 1961, citado por Black 1975).

La determinacin de la densidad aparente y la macroporosidad ya se discutieron en el captulo anterior.Por lo que slo resta explicar cual e el mtodo ms utilizado para estimar la penetrabilidad del suelo porlas races, dentro de las medidas indirectas de la estructura (grupo c).

La medida de la resistencia a la penetracin, se realiza con un instrumento denominado penetrmetro.Este instrumento posee un elemento semejante a un aguja, que se introduce en el suelo por impactos deuna determinada magnitud, o por medio de una presin constante. Luego de aplicados cierto nmero deimpactos, o un tiempo determinado de presin constante, segn el tipo de aparato, se determina laprofundidad de suelo penetrada por la aguja. Tambin se puede medir la presin o nmero de golpesrequerido para llevar la aguja a una profundidad constante. Las medidas obtenidas con este aparato se

toman como ndice de la resistencia mecnica que ofrece el suelo al crecimiento radicular, lo cualdepende de la magnitud del espacio poroso grueso, y su rigidez, la que es afectada por el contenido dehumedad del suelo. Sin embargo la resistencia del penetrmetro es mayor que la resistencia de lasraces. Alguna de las razones que explican esto es que el penetrmetro no puede variar de la lnea deavance cuando hay un agregado resistente en el camino.

Relaciones suelo-planta, determinadas por la textura y la estructura a travs de sus efectos en laporosidad

El crecimiento general de las plantas depende en muy alto grado de su desarrollo radicular. Noexistiendo limitantes atmosfricas, biolgicas, ni de nutricin mineral y suministro de agua, es la

macroporosidad y su mayor o menor rigidez quien regula el crecimiento de las races y a travs de steel de toda la planta.


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Es muy difcil separar los efectos de suministro de oxgeno que se discuten en el captulo V y los deresistencia mecnica, de los que son responsables las caractersticas cuantitativas y cualitativas de lamacroporosidad.

Respecto a la renovacin de oxgeno se debe adelantar desde ya, que el mecanismo ms importante esla difusin (movimiento siguiendo gradientes de concentracin). Se ha estimado que entre los demsmecanismos capaces de renovar el oxgeno del suelo, slo alcanzan a explicar 2/1000 partes del mismo.

A su vez, la velocidad de difusin depende del gradiente de concentracin de oxgeno y un factor que es

directamente proporcional al cuadrado de la superficie disponible para el flujo gaseoso, en la seccinperpendicular a la direccin del mismo. Es decir que la difusin depende del cuadrado del espacioporoso no ocupado por agua. El espacio poroso ocupado por agua se considera que no intervienesignificativamente en la difusin, ya que el oxgeno y el anhdrido carbnico se difunden 10.0000 vecesms despacio en el agua que en al aire.

En las condiciones ptimas de humedad para las plantas, slo los macroporos se encuentran sin agua.De esto se deduce su gran importancia en la aereacin del suelo. Pero adems, como ya se hamencionado, son el principal espacio en el que crecen las races, ya que no encuentran en ellosobstculos, aunque su crecimiento tambin depende de la rigidez de los macroporos.

De manera que al establecer relaciones entre los macroporos y el crecimiento y produccin de lasplantas, a igualdad de los dems factores, no se puede saber cunto del efecto es slo aereacin, o

cunto es debido o resistencia mecnica al crecimiento de los rganos subterrneos.En la figura 12 se presentan resultados obtenidos por Garca y Canale (1975), estudiando el efecto delespacio poroso grueso en la produccin de Papa a niveles de fertilidad limitantes en suelos de texturamedia y arenosa, en el cultivo de la primavera de 1974.

Se observa que la macroporosidad result un buen ndice de la produccin, es decir que las propiedadesque determina afectaron al cultivo en forma importante y por cada 1% de aumento en la macroporosidadse obtuvo media a tonelada de aumento en los rendimientos.

Durante el ciclo de este cultivo se produjo una intensa sequa, por lo que se puede suponer que laaereacin no fue limitante, y s lo fue la resistencia al crecimiento de rganos subterrneos,particularmente en los suelos de textura medias. Esto se puede ver ms claramente a travs de ladistribucin por tamao de los tubrculos producidos (cuadro 4).

Figura 12.- Efecto del espacio poroso grueso en la produccin de papa (Garca y Canale, 1975).

En este trabajo, los rendimientos tambin se correlacionaron con los valores de densidad aparente.Considerando solamente a los suelos de textura media, se obtuvo un coeficiente de correlacin de -0,45(sig. P < 0,1). Considerando todos los suelos no se obtuvo correlacin.

Lo que explica los resultados anteriores, es que en la densidad aparente refleja la porosidad total, y loque influye en el caso que consideramos es solo macroporosidad. Cuando se discuti el efecto de la


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textura en la porosidad, se explic que los suelos de textura fina en general poseen ms porosidad total,con predominio de microporos. En cambio en los de textura gruesa ocurre lo contrario. Esto quiere decirque diferencias de densidad aparente entre suelos de textura diferente, no significan necesariamentediferencias en el mismo sentido de la macroporosidad. Ms an, los suelos arenosos que en generaltienen ms poros gruesos que los de texturas ms finas (excepto que estos estn muy bienestructurados), poseen los valores de densidad aparente ms altos.

Cuadro 4.- Relacin entre el tamao de la papa y la textura del suelo

Sin embargo, en suelos de igual textura, la densidad aparente es un buen ndice de la macroporosidad,ya que la variabilidad de la microporosidad es mnima. Domnguez y Lazbal (1976), encontraron una

correlacin de 0,86 (sig PL < 0,001) entre macroporosidad y produccin de papa y - 0,63 (sig, PL < 0,05)entre densidad aparente y produccin de papa, dentro de un ensayo para evaluar el efecto de algunasmedidas de manejo sobre el cultivo en un suelo de textura media.

Ya se ha mencionado, que la humedad tiene importancia en la aereacin del suelo y penetrabilidad porraces. La figura 11 explica claramente las interacciones entre la humedad del suelo, la aereacin y laresistencia mecnica al arraigamiento, en sus efectos sobre el crecimiento radicular.

Las grficas punteadas de la figura 13 relacionan la penetrabilidad mecnica del suelo, con su contenidode humedad medido a travs de su potencial de matriz o m (ver cuadro 8). Se trata en todos los casosdel mismo suelo, al que por diferentes tratamientos se le ha llevado a tres niveles de comparacin ocontenido de macroporos, evaluados por los valores de densidad aparente. Se observa queindependientemente del suelo crece con su compactacin (densidad aparente). Tambin se observa que

con independencia del grado de compactacin, a medida que el suelo se seca, y se hace ms coherente,aumenta su resistencia mecnica.

Las grficas de trazo entero relacionan el crecimiento de radculas de semillas de maz que se produjoen cada una de las situaciones de compactacin, con el contenido de humedad del suelo. Se observaque con independencia del contenido, de humedad, el crecimiento radicular es menor cuando el nivel decompactacin del suelo es mayor; esto es el resultado de una mayor resistencia mecnica, como ya sehizo notar, junto con una aereacin ms deficiente al existir menos macroporos.

Si consideramos el efecto de la variacin de humedad, con independencia del nivel de compactacin, seobserva que las grficas muestran un mximo para el crecimiento radicular, y que ese mximo coincidecon un contenido de humedad caracterizado por un de -100 cm de agua aproximadamente. Estecontenido de humedad es el ptimo para el crecimiento de las plantas, y se denomina capacidad de

campo. La disminucin de crecimiento que se produce a contenidos de humedad mayores, se debe aexceso de agua en el suelo, que ocupa macroporos y limita la aereacin. La disminucin que se produceen el crecimiento a contenidos de humedad menores, se debe a disminucin de la disponibilidad de aguapara las plantas.


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Fig. 13. Efecto de la densidad aparente y de la tensin de humedad en la resistencia del suelo a lapenetracin (A) y en el alargamiento de las races (B) (Eavis, 1970)

4. CONSISTENCIA DEL SUELO

Definicin y concepto

Consistencia del suelo es usualmente definida como el trmino que designa las manifestaciones de lasfuerzas fsicas de cohesin y adhesin, actuando dentro del suelo a varios contenidos de humedad.Estas manifestaciones incluyen:

a) El comportamiento con respecto a la gravedad, presin y tensin.

b) La tendencia de la masa del suelo de adhesin a cuerpos extraos o sustancias.

c) Las sensaciones que son evidenciadas y sentidas por los dedos del observador.

Esta definicin implica que el concepto de consistencia del suelo incluye algunas propiedades del suelo,como resistencia a la compresin, friabilidad, plasticidad, viscosidad.

Al observador de campo estas propiedades son expresadas a travs de los sentidos. Observaciones decampo e investigaciones experimentales indican que la consistencia del suelo vara con textura, materiaorgnica, el total de materia coloidal, estructura (en cierto grado) y contenido de humedad. Attebergdescribi los cambios en consistencia de una masa de suelo.

Consistencia en funcin de la humedad

Es bien conocido el hecho de que los suelos muestran comportamientos distintos contenidos dehumedad. Atterberg (1911) fue uno de los primeros en darle importancia a esta propiedad de los suelos;

describe los cambios de consistencia con la humedad del siguiente modo:


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Cuando mezclamos polvo de arcilla con mucha agua, obtenemos una pasta arcillosa fluida. Con menosagua la pasta fluye pero es ms densa. Evaporando el agua, la arcilla pasa gradualmente a una masapegajosa (se pega a los dedos, madera o metales). Luego desaparece la pegajosidad, y la arcilla puedeser fcilmente moldeada sin pegarse a los dedos, este es el denominado estado plstico. Con undesecamiento an mayor, la masa de suelo puede desmenuzarse, y los pedazos pueden ser unidosnuevamente bajo presin considerable (friable). Finalmente se pierde incluso esta condicin (masa duray rgida).

De acuerdo con esto se pueden esperar que se presenten cuatro formas esenciales de consistencia enlos suelos (se excluye el estado viscoso).

a) Consistencia pegajosa, que se manifiesta por adherencia y pegajosidad a otros objetos.

b) Consistencia plstica, manifestada por la elasticidad y capacidad de ser moldeada.

c) Consistencia blanda o suave, caracterizada por la friabilidad.

d) Consistencia dura o rgida.

La relacin de estas formas de consistencia con el contenido de humedad del suelo se muestraesquemticamente en figura 14.

A bajo contenido de humedad el suelo es duro y muy coherente a causa del efecto de cementacin entrepartculas secas. Si el suelo es trabajado con estas condiciones se producen terrones. Cuando elcontenido de humedad aumenta, son adsorbidas molculas de H2O, sobre la superficie, lo cual decrecela coherencia e imparte friabilidad a la masa del suelo.

Esta zona de consistencia friable representa el rango ptimo de humedad del suelo, para el laboreo.Cuando el contenido de humedad aumenta, la cohesin de los films de agua alrededor de las partculashace que el suelo permanezca unido y el suelo se vuelve plstico.

Figura 14.- Relacin de las formas de consistencia, con el contenido de humedad del suelo.

Los suelos son fcilmente enlodados en este contenido de humedad. Algunos suelos exhibenpegajosidad dentro del estado plstico, otros la presentan recin cuando se aproximan al estado viscoso.

Por lo tanto, podramos resumir que las fuerzas de cohesin nos van a indicar la distinta rigidez otenacidad que toma el suelo a distintos contenidos de humedad (el suelo puede estar duro, friable,plstico o viscoso). La adhesin que se manifiesta a contenidos de humedad que siten al suelo dentrodel estado plstico o viscoso, determina la pegajosidad de este suelo.


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Consistencia de suelos hmedos y mojados

Friabilidad

Caracteriza la facilidad de desmenuzarse del suelo. El rango de humedad en los cuales los suelos estnfriables, es tambin el rango de humedad en la cual la condicin es ptima para la labranza. Los suelosestn aptos para el laboreo cuando estn friables y mullidos: los grnulos individuales estn blandos, lacohesin es mnima.

Hay suficiente humedad entre las partculas individuales como para minimizar el efecto de cementacinque es el dominante en la zona de consistencia rgida. Por otro lado, no hay suficiente agua presentepara causar la formacin de distintos films (pelculas) alrededor de los contractos de partculas paraproducir la cohesin que existe en el rango plstico. Los agregados estn unidos, al menos en parte, porla orientacin de molculas de agua entre partculas individuales. La naturaleza bipolar del agua haceposible dicha adsorcin orientada.

Plasticidad

Ha sido demostrado que los suelos (excepto los no plsticos, como las arenas) se vuelven ms plsticoscuando aumenta el contenido de humedad. Ellos son resistentes y exhiben considerable cohesin,pudiendo ser moldeados.

Mellor define la plasticidad como la propiedad que habilita a las arcillas para cambiar de forma cuandoestn sujetas a una fuerza deformante superior a las fuerzas cohesivas y mantener esa forma cuando lafuerza deja de ser aplicada. La forma permanece despus que el agua es removida. Las arenas puedenser moldeadas cuando estn mojadas pero el moldeado no perdura cuando se secan: por lo tanto lasarenas no son plsticas.

Anlisis fsico de la plasticidad

La plasticidad es el efecto resultante de una presin y una deformacin. La magnitud de la deformacinque puede soportar un suelo con un determinado contenido de humedad est dado por la distancia quelas partculas pueden moverse sin perder su cohesin. La presin que se requiere para producir unadeformacin especfica es un ndice de la magnitud de las fuerzas de cohesin que mantienen laspartculas juntas. Estas fuerzas varan con el espesor de los films de agua entre partculas. Puestoque la deformacin total que puede ser producida vara con el tamao y forma de las partculas, es

evidente que la superficie total presente determina el nmero de films de agua contribuyentes a lacohesin.

De este modo, la plasticidad es la propiedad que expresa la magnitud de las fuerzas de los films deagua dentro del suelo ya que stos a su vez, permiten que el suelo sea moldeado sin romperse hasta undeterminado punto.

Cohesin y adhesin

Es necesario distinguir entre ambas en un anlisis de las causas de la plasticidad:

Adhesin: Se refiere a la atraccin de la fase lquida sobre la superficie de la fase slida. Las molculasde agua por tanto, pueden adherirse tanto a la superficie de las partculas de suelo, como a los objetos

que se ponen en contacto con el suelo.Cohesin: En suelos mojados es la atraccin que existe entre las molculas de la fase lquida que estncomo puentes o films entre partculas adyacentes.

Coherencia: Se refiere a la cohesin entre las partculas slidas. Las fuerzas de la cohesin y coherenciaexplican la unin de las partculas entre s en los distintos estados de consistencia.

Films de agua y cohesin

Haines ha desarrollado un concepto terico de cohesin en un suelo ideal sobre la base de las fuerzasde tensin superficial que surgen de las pelculas de agua entre las partculas.

El suelo ideal es considerado como formado por esferas uniformes que estn arregladas en uno u otro

tipo de empaquetamiento (abierto o cerrado). En el abierto hay 6 puntos de contacto y en el cerrado hay12 puntos de contacto por partcula (Fig. 15). A bajos contenidos de humedad la mayora de las pelculasde agua se encuentran como anillos alrededor de los puntos de contacto. Cada una de estas pelculas


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tiende a unir las partculas. La fuerza cohesiva total es equivalente a la suma de todas las fuerzasindividuales ejercidas por cada pelcula en cada punto de contacto

Analizando los trabajos de Haines, Fisher ha demostrado que la fuerza total de unin ejercida porcualquier pelcula de agua es igual a la presin ejercida por la interfase agua-aire. La fuerza total ladetermina la siguiente frmula:

a = radio de las partculas

T = tensin superficial (fuerza con la cual las molculas del lquido se atraen entre s, ocupando la menorsuperficie)

0 = ngulo del menisco de agua

Figura 15.Cohesin del suelo en relacin con las fuerzas de tensin superficial.

Sin embargo, se ve que la cohesin, fuerza ejercida por los films de agua, es directamenteproporcional a T (al igual que en la frmula), e inversamente proporcional al radio de las partculas. Estoltimo se explicara porque al haber menor radio de partculas hay ms puntos de contacto, mayornmero de films y por lo tanto aunque la fuerza ejercida por cada film sea algo menor, el mayornmero de films hace mayor la cohesin.

Nichols ha demostrado que la cohesin aumenta hasta un mximo y luego decrece rpidamente al iraumentando el contenido de humedad; esto se debe a que la cohesin es funcin del nmero y espesorde los films.

En la ecuacin vista, la cohesin disminuye al aumentar 0. Por tanto la mxima cohesin se obtiene alcontenido de humedad en el cual hay un film en todos los puntos. Cuando el espesor del film aumenta al

aumentar la humedad del suelo por encima de este punto, la cohesin decrece.


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El, nmero de films depende del contenido de coloides. Los suelos arcillosos exhiben por lo tantomayor cohesin que los arenosos. Las partculas laminares producen mayores efectos cohesivos que lasesfricas.

Nichols trabajando con suelos sintticos obtuvo los siguientes datos. La cohesin aumenta con elcontenido de arcilla pero decrece con el de humedad. Esto s debe a que los contenidos de humedadms bajos citados para cada caso (cuadro 4) corresponden a los puntos de mxima cohesin.

Variacin de la cohesin con la humedad

Atterberg y sus colaboradores fueron los primeros en estudiar los cambios en las propiedades cohesivasde los suelos como funcin de la humedad. La tcnica consiste en hacer ladrillos con el suelo,desecndolos a varios contenidos de humedad diferentes y determinando la fuerza necesaria para hacerpenetrar una cua de metal en la masa. Los resultados estn ilustrados en las curvas A y B de la grfica(fig. 16).

La cohesin aumenta con el descenso en el contenido de humedad; esto se debe al decrecimiento con elespesor del film de agua. La arcilla tiene una cohesin mucho mayor que el franco arenoso fino, comoresultado de mayor cantidad de films y mayor superficie de contacto.

Cuadro 4.- Relacin de cohesin con el contenido de humedad del suelo

Hay dos porciones distintas en cada una de estas curvas (A y B). Atterberg y sus colaboradores notaronque el color oscuro comn del suelo hmedo, cambiaba y se haca ms claro en el punto de inflexin de

la curva. Ellos consideraron que esta inflexin representaba el lmite de contraccin del suelo y laentrada del aire dentro de los poros, que originalmente estaban llenos de agua.

La cohesin en valores de humedad por encima de este punto (en absisa), est dada primariamente porlas fuerzas de los films, pero por debajo del mismo (valores de humedad menores), el factordominante es la cohesin entre molculas slidas o coherencia.

Por lo tanto, la coherencia del franco arenoso fino (curva B), aumenta slo dbilmente con el descensodel contenido de humedad por debajo del punto de inflexin; no obstante, la coherencia de la arcilla,aumenta rpidamente con bajos contenidos de humedad.

Esta experiencia fue hecha a partir de suelos enlodados a los que les fue permitido desecarse. Estatcnica produce mximo contacto entre partculas lo cual causa alta cohesin molecular o coherencia en

el estado seco.


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Figura 16. Relacin de la cohesin y de la adhesin con la humedad del suelo. Las curvas A y Bhan sido tomadas de Johannsen (1914), quien emple suelos batidos; las curvas C y D son de los

datos de Nichols (1929,1931), quien parti de material seco y suelto y lo fue humedeciendo

Nichols estudi la relacin de la cohesin con el contenido de humedad de suelos no enlodados,midiendo la fuerza necesaria para despedazar una porcin de suelo comprimido. Sus resultados sonmuy ilustrativos del punto de vista del concepto, del film de agua como generador de cohesin. La curvaC muestra la variacin en la cohesin de la arcilla cuando el contenido de humedad es aumentado. Elsuelo seco suelto no tiene cohesin. En tanto se forman films de agua, la cohesin aumentarpidamente hasta un mximo y luego decrece. La disminucin representa la prdida de cohesin queresulta de un engrosamiento de las pelculas de agua entre las partculas. El mximo de cohesin seincrementa con el contenido de arcilla del sistema.

Las curvas A y B de Johannsen y la C de Nichols podran parecer contradictorias y a primera vista. Porejemplo, la curva A muestra un aumento en la fuerza cohesiva por debajo de un 15% de humedad,

mientas que la curva C muestra un descenso. Esta diferencia est dada por el mtodo de preparacin dela arcilla. El primero ha sido enlodado y secado; el C ha partido del estado seco y se ha adicionadohumedad. Se puede notar que la cohesin en la curva C comienza a decrecer con la humedad despusde alcanzar un mximo; se vuelve enlodado por encima del 15% de humedad. Consecuentemente,ambas curvas concuerdan a contenidos de humedad iguales o superiores a este punto: hay un descensoen cohesin con el aumento de humedad en ambos casos.

El punto a partir del cual la cohesin decrece a mayores contenidos de humedad corresponde al lmiteinferior de plasticidad. En la curva C las fuerzas que determinan la cohesin del suelo son las fuerzasproducidas por las molculas de los films de agua. Esta cohesin disminuye cuando el films se hacecontinuo y comienza a engrosarse.

En la curva A las fuerzas que determinan la cohesin del suelo a contenidos de humedad mayores del15%, son las fuerzas producidas por el film de agua continuo, (las fuerzas vistas en la curva C y en laA hasta aqu, Baver las define como cohesin propiamente dicha). A partir de este punto a menorescontenidos de humedad, van a seguirse manifestando estas fuerzas de cohesin pero cada vez conmenor intensidad y va a manifestarse muy fuertemente la coherencia (cohesin entre slidos), ya que alir desecando el suelo las partculas ms finas con alta actividad superficial se han ido orientando yuniendo (pasaramos a la consistencia dura o rgida). Esto explicara el aumento de cohesin del suelo apesar de que decrece el contenido de humedad.

Films de agua y adhesin

La adhesin de un objeto extrao a un suelo debera darse solamente a contenidos de humedad porencima del mximo de cohesin. A estos elevados contenidos de humedad, el agua estara retenidamenos fuertemente por las partculas y sera atrada sobre la superficie del objeto para formar films deenlace entre el objeto y el suelo. La adhesin del suelo hacia el objeto es por medio de estos films. El

contenido de humedad al cual ocurre la mxima adhesin depende del total de agua requerida parasatisfacer los films entre partculas individuales y las fuerzas atractivas en la superficie de los objetos


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extraos. Nichols ha observado que la fuerza de adhesin de los suelos hacia el metal es una funcinlineal del contenido en coloides.

El contenido de humedad para la mxima adhesin, es uniformemente ms alto que el de mximacohesin en el mismo grupo de suelos. Esto lo muestra la curva D en la grfica de la fig. 13. Las curvasde adhesin y cohesin tiene forma de S, la primera est colocada apenas ms alta en la escala dehumedad, tal como se expresa en la teora del film de agua en cuanto a adhesin y cohesin.

Plasticidad del suelo

Se espera que la plasticidad vare con el tamao y forma de la partcula, ya que es un fenmeno desuperficie asociado con films de agua. Las partculas que la exhiben plasticidad, pero numerosos datosmuestran que la plasticidad aumenta con el contenido de partculas pequeas. Atterberg fue el primeroque puso en claro que las partculas laminares son las ms plsticas.

Estos dos hechos muestran que la plasticidad es una funcin del total de superficie y del nmero decontactos por superficie til. Consecuentemente las fuerzas cohesivas entre partculas son mayores acausa del incremento de la tensin del film. Esto muestra entonces que la cantidad total y naturaleza delmaterial coloidal determina la plasticidad en considerable magnitud.

El material coloidal actan como un lubricante entre partculas gruesas y disminuye su friccin. Ademsincrementa la tensin del film como resultado de la mayor superficie expuesta. Cualquier explicacin de

la plasticidad del suelo entonces, debe incluir una evaluacin de las propiedades superficiales de loscoloides del suelo.

Teora del film

Si el material coloidal en los suelos acta como un lubricante entre las partculas gruesas, es muyprobable que los coloides laminares estn orientados de manera que sus superficies planas estn encontacto. Esta orientacin aumenta la cantidad de contactos entre las partculas coloidales. Elincremento de contacto, junto con el incremento en la proporcin de la superficies de films de agua conrespecto a la masa de partculas, pueden ser considerados como los productores de los efectosplsticos.

En otras palabras, dentro de un cierto rango de humedad, los efectos de la tensin de los films de aguaentre las partculas coloidales, planas y orientadas, que imparten al suelo sus propiedades cohesivas,

permiten al suelo quedar moldeado en cualquier forma deseada. El rango de humedad al cual seproducen estos fenmenos corresponde al rango de plasticidad del suelo.

La orientacin

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