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Edafología y Climatología Forestal. Tema 7.- Los componentes del suelo

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TEMA 7.- LOS COMPONENTES DEL SUELO

INDICE

7.1. Introducción 7.2. La fracción mineral

7.2.1. Origen y mineralogía 7.2.2. Textura

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

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

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

7.6.1. La atmósfera edáfica 7.6.2. Oxidación y reducción

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

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

7.1.- INTRODUCCIÓN

Como resultado de la actuación de los factores formadores se desarrollan unos procesos de formación que conducen a la aparición de los suelos, los cuales están constituidos por tres fases: fase sólida, fase líquida y fase gaseosa (Figura 7.1).

Figura 7.1. Fases del suelo

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

Los minerales constituyen la base del armazón sólido que soporta al suelo (Figura 7.2.)


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Figura 7.2. Representación de las fases del suelo

La fase sólida representa la fase mas estable del suelo y por tanto es la más representativa y la más ampliamente estudiada. Es una fase muy heterogénea, formada por constituyentes inorgánicos y orgánicos. Los seres vivos son uno de los constituyentes más importantes del suelo y se estudiarán en el tema 8, ya que son uno de los factores importantes de formación del suelo

7.2.- LA FRACCIÓN MINERAL

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

7.2.1. Origen y mineralogía

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

�� En algunos casos los materiales han sido transportados por un río y depositados dando lugar a depósitos aluviales

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

�� La fracción mineral puede ser arrastrada por el viento dando lugar a depósitos eólicos.

�� Corrientes de lava pueden ser el origen de depósitos volcánicos.

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

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

- Minerales de alteración: son minerales que se transforman durante la edafización. Es una alteración química en la cual el mineral primitivo pasa a otro secundario de una manera gradual y progresiva. Se les denomina minerales secundarios. Generalmente es posible establecer una secuencia de granos cada vez más alterados. Típicamente la transformación comienza en la superficie del grano y se va formando una recubierta de alteración que progresivamente va desplazándose hacia el interior del grano, llegando a invadirlo completamente. Muy frecuentemente el borde entre el mineral primitivo y el secundario está constituido por una zona de transición gradual entre ambos materiales.

- Minerales de neoformación: cuando no existe (o si ha existido, no ha quedado ninguna prueba) relación genética entre un mineral edáfico y los minerales que


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

La existencia de los minerales en el suelo está regulada por su presencia en el material original y sobre todo por su estabilidad. La estabilidad se define como la resistencia que opone el mineral a toda modificación en su composición química o de su estructura cristalina. Por tanto a mayor estabilidad menor será la alteración.

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

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

- Composición. Modificará la estabilidad en función de que el mineral contenga iones más o menos solubles y según se comporten frente a la oxidación y la hidrólisis.

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

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

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

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

Los factores del medio que regulan la estabilidad son:

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

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

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

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

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

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

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

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


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granos heredados, más o menos transformados. Las arcillas se caracterizan por su gran superficie (partículas de muy pequeño tamaño, casi toda ella es superficie), por ello son muy activas y están constituídas por minerales de neoformación y de alteración.

La mineralogía de las arenas es muy diversa, según se resume en la Tabla 4.1.

Abundancia Grupo mineral Especie mineral

Poca Nesosilicatos Circón, granates, distena

Escasa Ciclosilicatos Turmalina

Poca Inosilicatos Piroxenos y anfíboles

Abundantes Filosilicatos Micas y cloritas

Muy abundantes Tectosilicatos Feldespatos

Muy abundantes Oxidos Cuarzo

Media Oxidos e hidróxidos Hematites, goethita

Muy variable Carbonatos, sulfatos Calcita, yeso

Tabla 4.1. Mineralogía de las arenas.

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

En suelos tropicales húmedos, los minerales primarios más alterables como feldespato y mica suelen faltar. Predomina el cuarzo y las arcillas mineralógicas secundarias (caolinita) junto con los hidróxidos de hierro y aluminio (arcilla granulométrica).

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

Abundancia Grupo mineral Especie mineral

Muy abundantes Filosilicatos Ilita, moscovita y caolinita

Abundantes Filosilicatos Biotita, clorita y montmorillonita

Media Filosilicatos Vermiculita

Poca Filosilicatos Sepiolita y paligorsquita

Poca Silicatos amorfos Alófanas

Media Oxidos Cuarzo

Poca Tectosilicatos Feldespatos

Poca Oxidos Hematites y goethita

Poca Carbonatos Calcita

Poca Sulfatos Yeso

Poca Haluros Halita

Tabla 4.2. Mineralogía de las arcillas.


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

Muchos de los minerales de arcilla proceden de la roca madre pero también pueden formarse por recristalización de otras sustancias. Por ejemplo, la caolinita puede formarse a partir de la solución del suelo rica en aluminio y sílice.

Debido al reducido tamaño de las partículas de arcilla mineralógica, las fuerzas eléctricas de las moléculas provocan que una determinada carga sea predominante en la superficie. Esta peculiaridad, reducido tamaño y carga eléctrica superficial, confiere a estas partículas un estado coloidal, que se define como la capacidad de estar disperso en un medio determinado. Ejemplos de dispersiones son el humo y el cuarzo ahumado.

Otros minerales secundarios que pueden formarse en el suelo son, además de las arcillas, los óxidos de hierro y aluminio, el carbonato cálcico y el yeso. En suelos donde hay ciclos de oxidación y reducción, los óxidos de Fe y Mg pueden precipitar en los horizontes con mal drenaje cuando se secan formando concreciones que van creciendo por adición de capas concéntricas. Por otro lado, las costras de CaCO3 y yeso son frecuentes en los suelos de clima seco y estacional.

7.2.2. Textura

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

Elementos gruesos Diámetro aparente > 2mm

Bloques 25 a 60 cm y más

Cantos 6 a 25 cm

Grava gruesa 2 a 6 cm

Grava media 0,6 a 2 cm

gravilla 0,2 a 0,6 cm

Tierra fina Diámetro aparente < 2mm

Arena

Limo

Arcilla

Tabla 4.3 Denominación de distintos tamaños de partícula

El estudio de las partículas minerales puede llevarse a cabo desde muy distintos puntos de vista (mineralogía, grado de meteorización, relación entre ellas, etc.) pero un planteamiento más sencillo y, por ello, más generalizado, consiste en determinar la textura o composición granulométrica.

La textura o composición granulométrica de la tierra fina se define como las proporciones relativas de las partículas minerales del suelo inferiores a 2 mm, agrupadas por categorías de tamaños, previa destrucción de los agregados y supuestas esféricas.

La textura es una de las características más estables y puede considerarse una determinación básica de cada horizonte de un suelo. El interés de conocer la granulometría reside en inferir otras propiedades y características directamente relacionadas con el uso y comportamiento del suelo como:


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�� Capacidad de retención de agua disponible para las plantas.

�� Facilidad de circulación del agua.

�� Facilidad de laboreo

�� Riesgo de formación de costras superficiales.

�� Riesgo de erosión hídrica y eólica

�� Capacidad de almacenar nutrientes

�� Magnitud de la superficie específica

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

Fracciones Clasificación

Denominación Diámetro (micras)

USDA Simple Arena 50 – 2000

Limo 2 – 50

Arcilla < 2

USDA Arena gruesa 500 – 2000

Arena fina 50 – 500

Limo 2 – 50

Arcilla < 2

USDA Completa Arena muy gruesa 1000 – 2000

Arena gruesa ss 500 – 1000

Arena media 250- 500

Arena fina ss 100 – 250

Arena muy fina 50 – 100

Limo 2 – 50

Arcilla < 2

ISSS Simple Arena 20 – 2000

Limo 2 - 20

Arcilla < 2

ISSS Completa Arena gruesa 200 – 2000

Arena fina 20 – 200

Limo 2 - 20

Arcilla < 2

Tabla 4.4. Clasificaciones granulométricas más comunes. ss: en sentido estricto

La justificación de los límites adoptados en las distintas clasificaciones se indica en la Tabla 4.5.


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Límite Fracción Justificación

> 2 mm El. gruesos

A partir de ese tamaño las fuerzas de unión actúan difícilmente y las partículas se mantienen separadas y sin cohesión, incluso si están húmedas

200 micras Límite superior de arena fina ISSS

Por debajo de ese tamaño los granos de los minerales formadores de las rocas se presentan separados. Tiene interés para el estudio mineralógico de la arena

50 micras Límite superior Limo USDA

El predominio de partículas de tamaño de limo (50 – 2 micras) en un suelo le confiere unas características físicas desfavorables, inestabilidad estructural, apelmazamiento, susceptibilidad a formar costra superficial, deficiente movimiento de agua, etc...

20 micras Límite superior del limo ISSS Límite arbitrario

< 2 micras Arcilla Partículas con elevada carga eléctrica superficial. Superficie específica elevada

Tabla 4.5. Justificación de límites entre fracciones granulométricas

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

El predominio de la fracción de 50 – 100 micras favorece la formación de poros de tamaño muy pequeño. El agua inmovilizada en estos poros puede llegar a crear condiciones reductoras.

Clases texturales

Las combinaciones posibles de los porcentajes de arena, limo y arcilla pueden agruparse en unas pocas clases de tamaños o clases texturales, que proporcionan una idea de síntesis y facilitan la utilización de la información.

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

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


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Figura 7.3. Triángulo de texturas. Clasificación USDA


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Figura 7.4. Triángulo de texturas. Clasificación ISSS.

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

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

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

7.2. LA MATERIA ORGÁNICA

7.2.1. Origen y ciclo de la materia orgánica

La materia orgánica del suelo está formada por una acumulación de residuos en distintos grados de descomposición y en parte re-sintetizados, gracias a la acción de


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

- La materia orgánica fresca es la materia prima para la formación de sustancias húmicas y está integrada por:

�� Biomasa vegetal (mayoritaria) senescente (necromasa) procedente de la parte aérea de la vegetación y raíces y de restos, deyecciones y secreciones de animales. Constituye una fuente de energía para las comunidades saprofitas que la consumen.

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

- Humus: Es una sustancia amorfa formada por un complejo de productos orgánicos de naturaleza coloidal originado por un doble proceso de descomposición y síntesis de los despojos orgánicos del suelo. Presenta uniones débiles con la fracción mineral y están originados por la acción microbiana y procesos abióticos. Suponen de un 60 al 80 % de la materia orgánica (MO) del suelo.

El ciclo que experimenta la Materia orgánica se indica en la Figura 7.5. El proceso de humificación implica tanto la descomposición del material original como la mayor o menor síntesis de esta descomposición. Parte del material de partida es mineralizado directamente (mineralización directa). En el humus se integra, asimismo, una mayor o menor cantidad de nitrógeno incorporado por los organismos fijadores. El humus es, pues, un complejo de compuestos orgánicos más o menos polimerizado que, lentamente, sufre una mineralización progresiva sin perjuicio de que algunos iones finales vuelvan a ser reincorporado al humus en un proceso de síntesis. En el proceso de formación del humus es esencial la acción de los microorganismos que se estudiarán en el Tema 8.

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


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Figura 7.5 El ciclo de la materia orgánica en el suelo

7.2.2. Componentes del humus

El humus es una sustancia químicamente muy compleja. Son sustancias de alto peso molecular con una estructura amorfa. Sus componentes esenciales son los ácidos fúlvicos, los ácidos húmicos y la humina.

Todos estos compuestos están formados por núcleos aromáticos unidos entre sí por cadenas alifáticas y por grupos funcionales de carácter ácido. Es una serie continua de manera que los ácidos fúlvicos son los compuestos más sencillos, incluso solubles en agua, que pueden evolucionar, en determinadas condiciones, en el sentido ácidos húmicos � humina por polimerización progresiva de los núcleos con disminución de la importancia relativa de las cadenas alifáticas.

Los ácidos húmicos se pueden dividir en fracciones más o menos polimerizadas: ácidos himatomelánicos, ácidos húmicos pardos y ácidos húmicos grises, que son los de mayor grado de polimerización de este grupo.

Los grupos carboxilicos COOH proporcionan una carga superficial negativa que confiere propiedades coloidales. Es bastante estable y tiene una gran capacidad de cambio. Los ácidos fúlvicos tienen la capacidad de unirse a hidróxidos de hierro y aluminio haciéndose más solubles (pseudosolubles) y fáciles de mover en el suelo.

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

Ácidos fúlvicos

Ácidos húmicos

Ac. H. himatomelánicos

Ac. H. pardos

Ac. H. Grises

Humina

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polim

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n

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Figura 7.6. Características de composición de los distintos tipos de humus

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7.2.3. Calidad de la materia orgánica

La marcha bioquímica de descomposición y sístesis de residuos orgánicos y, por consiguiente, las proporciones relativas de ácidos fúlvicos, ácidos húmicos y humina dependerá de las características de los despojos que caen al suelo y de las condiciones ambientales en que se realizan los procesos de descomposición.

Condiciones ambientales

Las condiciones climáticas (temperatura y cuantía y reparto de las precipitaciones) junto con las condiciones especificas del suelo (aireación o saturación de agua, riqueza de bases) determina qué microorganismos (bacterias, hongos, actinomicetos) pueden participar en la descomposición y síntesis y qué velocidad que van a tener estos procesos. La influencia de los grupos de microorganismos en la formación del humus se discutirá en el próximo tema con mayor detenimiento.

Calidad de los despojos originales

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

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

Especie o grupo Relación C/N

Leguminosas herbáceas <16

Leguminosas leñosas, gramíneas, alisos, fresnos, tilos 16 – 24

Robles, hayas 40 – 45

Coníferas 65

Ericáceas, labiadas, cistáceas >65

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

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

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

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

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

�� El color. Colores oscuros indican mejor calidad de humus.

�� Grado de incorporación con la materia mineral. Si el humus se encuentra íntimamente mezclado con la fracción mineral es indicativo de mejor calidad.

�� Existencia de Horizonte O de acumulación de materia orgánica (más de un 20%). Si existe horizonte O es indicador de malas condiciones de


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

- Criterios físico-químicos. Criterios más estrictos que los anteriores que se obtienen mediante análisis de laboratorio. Entre ellos se encuentran:

�� Relación C/N. Mientras menor sea mejor humus.

�� pH y porcentaje de saturación de bases (V). Cuanto más neutro sea el humus (tiende a ser ácido) y más alto porcentaje de saturación de bases presente el humus será de mejor calidad

�� Porcentaje de humificación. Se expresa a través de los cocientes

o Carbono orgánico humificado/Carbono total y

o Nitrógeno mineralizado/Nitrógeno total

Valores altos de estos cocientes indican mejor calidad de humus

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

7.2.4 Tipos de humus

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

Mull cálcico

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

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

Mull forestal

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

Los residuos se trans forman con rapidez y sólo en ocasiones se aprecia una capa de MO fresca no incorporada a la fracción mineral. Predominan los compuestos más polimerizados (humina y ácidos húmicos grises).

Moder

En este tipo la relación C/N en el horizonte superficial está comprendido entre 15 y 25 y el tanto de saturación oscila entre 15 y 25. En los climas templados corresponde normalmente a suelos con un pH entre 4,5 y 5,5 y responde esencialmente a los formados bajo roca madre silícea y bajo bosque de coníferas o bajo bosque de frondosas cuando la roca madre es pobre en cationes o/y el clima es muy lluvioso. En climas fríos el moderse presenta sólo bajo vegetación de praderas en los que la descomposición de los restos orgánicos es fácil a pesar de las bajas temperaturas.

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


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Mor

En este tipo la relación C/N en el horizonte superficial es superior a 25 y el tanto de saturación es inferior a 15. Es el tipo de humus de más lenta evolución ya que la actividad de los microorganismos más activos en la descomposición (bacterias y actinomicetos) está muy atenuada. Se suelen distinguir dos orígenes del humus mor:

�� En clima frío, la falta de temperatura reduce la actividad microbiana y las dificultades para la alteración química de los minerales hace que su incorporación al suelo sea muy escasa con la que la elevada acidez restringe aún más la actividad de bacterias y actinomicetos. Es el mor de tipo zonal.

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

En este caso la mineralización es muy lenta y existe una espesa capa (5 a 20 cm) de restos orgánicos incompletamente transformados. Debajo de ella el horizonte húmico presenta materia orgánica y mineral yuxtapuesta, pero no unidas. Hay una gran abundancia de ácidos fúlvicos.

Anmoor

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

La demolición de restos orgánicos es relativamente importantey hay una cierta mezcla de fracción mineral y materia orgánica. El horizonte gumífero suele ser espeso, plástico y muestra manchas de hierro debido a las alternancias de oxidación y reducción.

Turba

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

7.3.5. Papel de la materia orgánica en el suelo

La materia orgánica del suelo juega un papel fundamental en edafología fundamentalmente por los siguientes aspectos:

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

�� A traves de los procesos de mineralización directa o progresiva incorpora al suelo cationes y aniones imprescindibles para la nutrición vegetal

�� La materia orgánica, al tener carácter coloidal fija iones de la solución del suelo, los cuales quedan débilmente retenidos, están en posición de cambio. Evita por tanto que se produzcan pérdidas de nutrientes en el suelo. La capacidad de cambio es de 3 a 5 veces superior a la de las arcillas, es por tanto una buena reserva de nutrientes.

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


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

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

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

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

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

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

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

% de MO Clasificación Observaciones

< 2,5 Débilmente humífero Escasa vegetación o clima cálido

2,5 a 5 Moderadamente humífero Vegetación abundante con rápida descomposición de residuos o vegetación media con descomposición más lenta (pinar)

5 a 10 Fuertemente humífero Vegetación abundante con descomposición lenta (bosque de coníferas clima templado-frío)

10 a 20 Muy fuertemente humífero Grave problema de descomposición de residuos en climas fríos y/o de gran acidez

>20 Exageradamente humífero Generalmente asociado a fenómenos de encharcamiento (turberas)

Tabla 4.7. Clasificación de suelos según su contenido en M.O.

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

7.4. LOS COMPLEJOS ORGANO-MINERALES

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

7.4.1 Tipos de complejos

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

- Suelos neutros, aireados y biológicamente activos

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

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


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- Suelos ácidos y biológicamente poco activos

Ahora la materia orgánica no se polimeriza, existen muchos compuestos orgánicos ácidos poco polimerizados, hay poca actividad microbiana. En estas condiciones la materia orgánica tiene un fuerte carácter ácido y está compuestafundamentalmente por ácidos fúlvicos. Las arcillas son inestables y se descomponen. En el suelo hay pocos cationes (medio ácido) pero a estos pH existen Fe+++ y Al+++ en la solución del suelo y se forman complejos organominerales del tipo:

�� ácidos fúlvicos – hidróxidos de Fe+++

�� ácidos fúlvicos – hidróxidos de Al+++

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

Todos ellos, pero sobre todo los últimos, tienen una gran importancia en las propiedades físicas y químicas de suelo porque tienen propiedades coloidales.

7.4.2. El estado coloidal.

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

Las dispersiones coloidales son un sistema bifásico: pueden estar en estado sol (fase dispersa) o de gel (floculado, de aspecto pastoso). Dentro de la química coloidal se denomina dispersión al paso de gel a sol y floculación o coagulación al paso de sol a gel. Estos procesos son fácilmente reversibles en unas sustancias y difícilmente reversibles en otras. Este proceso se indica en la Figura 7.7.

Figura 7.7. Dispersión y floculación en el estado coloidal

Es fácil pensar que un incremento de la cantidad de coloides tenderá a provocar la floculación mientras que una dilución tenderá a favorecer la dispersión.

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

�� Coloides electronegativos: la carga externa es negativa

�� Coloides electropositivos: la carga externa es positiva

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

�� Coloides hidrófobos: Se rodean de una pequeña capa de agua. Son poco estables y pasan fácilmente de sol a gel y viceversa. Tienen estructura cristalina.

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

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

Zona coloides signo afinidad por el agua

complejo arcillo-húmico electronegativo hidrófilo

humus electronegativo hidrófilo

arcillas ordenadas electronegativo hidrófobos

arcillas desordenadas electronegativo moderadamente hidrófobo

sílice hidratada electronegativo moderadamente hidrófilo

hidróxidos de hierro electropositivo moderadamente hidrófilo

trop

ical

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hidróxidos de aluminio electropositivo moderadamente hidrófilo

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

La presencia de determinados iones puede provocar el cambio de fase se los coloide. A continuación se muestran los cationes y aniones más frecuentes en la solución del suelo ordenados según su tendencia a la floculación (denominada serie liotrópica):

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

- PO43- > OH- > SO4

2- > CO32- > CO3H->NO3-.

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

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

7.4.3. La solución del suelo y el complejo adsorbente

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

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


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Entre los iones del complejo adsorbente y la solución del suelo existe un equilibrio dinámico, tal que, cuando un catión falta en la solución del suelo, los coloides ceden cationes de su complejo adsorbente para compensar la deficiencia. A este fenómeno se le denomina intercambio catiónico entre las soluciones del suelo.

Por tanto, el complejo adsorbente actúa como almacén de nutrientes, evitando que puedan lavarse en su totalidad y cediéndolos al suelo lentamente. Por esto, la fracción coloidal del suelo es muy importante ya que:

�� En suelos agrícolas reduce la necesidad y frecuencia de abonados.

�� En suelos forestales evita el lavado definitivo de nutrientes esenciales, poniéndolos a disposición de las plantas y permitiendo su reciclado.

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

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

Así, la capacidad de cambio de los suelos de las zonas templadas húmedas tiende a estar dominada por los iones H+ y Ca2+ y en menor proporción por Mg2+, Na+, K+. En las zonas tropicales húmedas predomina un fuerte lavado y abunda el catión H+ y en casos de fuerte acidez Al3+, lo mismo ocurre en los suelos pobres en bases de las regiones templadas húmedas. A medida que aumenta el carácter xérico del clima hay menos lavado y predominan los cationes Ca2+ y Mg2+. En zonas áridas donde el lavado es mínimo y donde la capa freática es rica en sales solubles, el catión Na+ puede ser dominante, dando una mala estructura al suelo e impidiendo el cultivo.

Parámetros que cuantifican el complejo adsorbente

Los principales parámetros utilizados para caracterizar el complejo adsorbente son:

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

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

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

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

2. Suma de cationes metálicos intercambiables (S)

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

3. El grado de saturación (V):

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

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


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7.4.4. Estructura

La estructura es una propiedad morfológica del suelo y se define como el modo de agrupación de todas las partículas de suelo (minerales y orgánicas) y los espacios que quedan entre ellas. La estructura y estabilidad de estos agregados está ligada a la cantidad y estado en que se encuentran los coloides del suelo. Los agregados se denominan grumos y los espacios entre ellos poros. Los poros representan el 50% del volumen del suelo, hasta el 60% en suelos gumíferos, actúan como canales por donde circula el agua y son el habitat de la fauna edáfica.

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

Propiedad afectada Efectos positivos

Características de la superficie del suelo

Una buena estructura evita el sellado del suelo y la posterior formación de una costra superficial. Facilita la emergencia de las plántulas y la infiltración de agua

Infiltración de agua Un aumento de la infiltración disminuye la escorrentía y con ello el riesgo de erosión y aumenta las reservas de agua en el suelo

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

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

Erosionabilidad Un suelo bien estructurado es más resistente a la erosión que las partículas sueltas de arena, limo y arcilla

Los coloides son los elementos más importantes en la determinación de la estructura del suelo. Así, se pueden establecer los siguientes tipos de estructuras:

1. Si hay muchos coloides en el suelo:

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


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

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

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

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

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

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

Además de los coloides, también son importantes las raíces de las plantas y la fauna del suelo, que dan una estructura grumosa simplemente por acción mecánica. La presencia de sustancias solubilizadas que al precipitar tienen carácter aglomerante, como el carbonato cálcico y el yeso, tiende a estabilizar los grumos, pero cuando la estructura es particular pueden llegar a formar corazas.


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

�� Los suelos pobres en arcilla y materia organica tendrán una estructura particular de grano suelo, si son arenosos la permeabilidad será alta y la capacidad de retención de agua baja y si son limosos ocurrirá lo contrario.

�� Los suelos ricos en arcilla y pobres en materia orgánica tendrán una estructura particular asfixiante en húmedo y masiva en seco.

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

7.5. EL COLOR DEL SUELO

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

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

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

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


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

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

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


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

En la actualidad es posible especificar el color consistente y cuantitativamente con más precisión, usando tablas de color estándar basadas, por ejemplo, en el sistema de notación Munsell.

La Tabla Munsell usa tres elementos para realizar una notación específica de color:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Pardo 7.5 YR 3/2 .

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


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

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

7.6. EL AIRE EN EL SUELO

7.6.1. La atmósfera edáfica

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

El aire del suelo normalmente está saturado de vapor de agua y tiene mayor concentración de dióxido de carbono (8 veces) y menos oxigeno. También presenta un mayor porcentaje de metano. La concentración de estos gases varía enormemente según la actividad de los microorganismos y del drenaje del suelo. Estos porcentajes se presentan en la Tabla 4.9.

Aire O2 C02 N2 CH4

atmósfera 20,97 0,03 79,00 <

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

saturado << 1 - >>>

Tabla 4.9. Composición del aire en porcentajes en la atmósfera (Bridges).


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

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

7.6.2. Oxidación y reducción

El movimiento de los gases se produce por difusión. Este proceso depende de las diferencias de concentración de los gases en el interior y exterior del suelo. El oxígeno difuso en el suelo es empleado por las raíces y microorganismos. Durante el verano la demanda puede ser entre 7-35 g m2d-1, como resultado de la respiración el CO2 se difunde a la atmósfera entre 1,5-6,7g m2d-1.

El intercambio de estos gases con la atmósfera exterior depende de la cantidad y tamaño de los poros y de la presencia de agua. Si el suelo está saturado, el oxigeno fresco no puede difundirse con facilidad y el existente en el suelo se consume rápido por los organismos, produciéndose condiciones anaerobias y ambiente reductor, en las que se inhibe el crecimiento de la mayoría de las plantas y se favorece la reducción química de otros elementos que se oxidan (hierro en vez de oxígeno).

7.7. EL AGUA EN EL SUELO

La fase líquida del suelo está constituida por el agua y las soluciones del suelo. El agua procede de la atmósfera (lluvia, nieve, granizo, humedad atmosférica) aunque también puede provenir de otras fuentes como infiltraciones laterales, capas freáticas etc. Las soluciones del suelo proceden de la alteración de los minerales y de la materia orgánica.

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

La fase líquida circula a través del espacio poroso, queda retenida en los huecos del suelo y está en constante competencia con la fase gaseosa. Los cambios climáticos estacionales, y concretamente las precipitaciones atmosféricas, hacen variar los porcentajes de cada fase en cada momento (Figura 7.11)

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


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7.7.1. Estado energético. Potencial hídrico

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

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

En condiciones de equilibrio dinámico el campo de fuerzas al que está sometido el agua debe presentar una resultante igual a 0. Plantear esta ecuación de equilibrio es prácticamente imposible porque supondría conocer todas las fuerzas que actúan sobre el agua del suelo, tanto cualitativa como cuantitativamente. Por esta razón, para intentar caracterizar el estado energético del agua en el suelo se utiliza un parámetro más fácilmente estimable, que es el Potencial Hídrico.

Potencial Hídrico es la cantidad de trabajo que es preciso aplicar para extraer una unidad de cantidad de agua de suelo desde el suelo hasta una situación estándar de referencia.

Dada la definición de potencial se pueden utilizar distintas unidades para reflejar el potencial hídrico:

�� Si expresamos el potencial como energía por unidad de peso de agua, la unidad en el Sistema Internacional será Julio/Newton = N x m /N = m. Más frecuente que la expresión en m es expresarlo en cm.

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

Las equivalencias entre estas unidades son:

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

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

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

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

ψh = ψp + ψg + ψm + ψo siendo:

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


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

�� ψm Potencial matricial. Denominado también potencial mátrico, resulta de la interacción superficial entre las partículas sólidas de suelo y agua. Potencial matricial es debido a dos fuerzas, adsorción y capilaridad. La atracción por adsorción se origina como consecuencia de superficie de sólidos descompensados eléctricamente. Las moléculas del agua actúan como dipolos y son atraídas, por fuerzas electrostáticas, sobre la superficie de las partículas de los constituyentes del suelo. Por otra parte en los microporos del suelo queda retenida el agua por fuerzas capilares.

�� ψo Potencial osmótico: Depende de las concentraciones de las distintas sustancias disueltas en el suelo. Cuando se ponen en contacto dos líquidos de diferente concentración la disolución más concentrada atrae al agua para diluirse. Sólo es importante en el caso de suelos salinos. Tiene signo negativo.

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

7.7.2. Tipos de agua en el suelo

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

Desde el punto de vista físico

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

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

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

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

- Agua gravitacional. No está retenida en el suelo.

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

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

�� De flujo rápido. La que circula por poros mayores de 30 micras. Es un agua que no queda retenida en el suelo y es eliminada al subsuelo, pudiendo alcanzar el nivel freático. Es un agua inútil, ya que cuando está presente en


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

Desde el punto de vista agronómico

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

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

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

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

- Agua útil. Es el agua de flujo lento más la absorbible menos la no absorbible e higroscópica. Representa el agua en capacidad de campo menos la que hay en el punto de marchitamiento. En la Figura 7.12 se muestran los valores típicos para suelos con distintas granulometrías.


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Figura 7.12. Relación entre granulometría y contenido de agua en capacidad de campo y agua útil.

En ella destacan hechos muy interesantes.

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

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

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

7.7.3. Movimientos de agua

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

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

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


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7.8 LA SOLUCIÓN DEL SUELO

7.8.1. El pH

En el caso de los iones de hidrógeno H+ , su concentración en la solución del suelo se expresa a través del pH:

pH = -log[H+]

Los valores entre los que se encuentra el pH varían entre 3 y 10 y más normalmente entre 4,5 y 8. La Tabla 4.10 indica una clasificación de los suelos según su pH.

pH Evaluación Efectos esperables

< 4,5 Extremadamente ácido Condiciones muy desfavorables

4,5–5,0 Muy fuertemente ácido

5,1-5,5 Fuertemente ácido

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

5,6-6,0 Medianamente ácido Intervalo adecuado para la mayoría de los cultivos

6,1-6,5 Ligeramente ácido Máxima disponibilidad de nutrientes

6,6-7,3 Neutro Mínimos efectos tóxicos Por debajo de pH=7 no hay carbonato cálcico en el suelo

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

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

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

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

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

Tabla 4.10. Clasificación de suelos según pH y efectos esperables

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

El pH es una característica del suelo de fácil determinación por lo que es muy usada. Se suelen emplear dos sistemas de medición:

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

�� Acidez de cambio o pH al KCl. Se añade una sal neutra, KCl 1 N, con objeto de que desplace los iones H+ adsorbidos en las micelas y así medir su concentración, no sólo en la solución libre, sino también en el complejo absorbente (es siempre menor que el pH en agua).

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

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


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

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

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

Importancia del pH

El pH influye en las propiedades físicas, químicas y biológicas.

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

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

Figura 7.13. Asimilabilidad de distintos nutrientes según pH

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

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


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7.8.2. Transporte de sustancias: Migraciones

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

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

�� En suspensión: Se refiere a la migración de pequeñas partículas de arcilla, limo o materia orgánica que pueden ir en suspensión (migración mecánica). El movimiento de los hidróxidos de hierro se puede realizar por la unión a moléculas orgánicas pequeñas (ácidos fulvicos) en forma de quelatos, dando un compuesto organo-mineral pseudosoluble.

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

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

En los climas áridos, especialmente en los que la capa freática está a poca profundidad, el movimiento del agua también puede ser hacía arriba (migraciones ascendentes). En este caso las sustancias que migran deben ser solubles en agua y son normalmente sales como NaCl, Na2SO4, MgCl2, MgSO4 7H2O. También el hierro solubilizado se puede mover acompañando a la capa freática o por ascenso capilar, precipitando en forma de hidróxido insoluble formando un jaspeado o coraza ferruginosa. El yeso y el carbonato cálcico, menos solubles, tendrán un movimiento más lento. Cualquier sal soluble puede precipitar en la superficie, causando problemas para la vegetación y los cultivos.

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TEMA 7.- LOS COMPONENTES DEL SUELO INDICE · PDF fileprocesos de formación que conducen a la aparición de los suelos, ... eléctricas de las moléculas provocan que una determinada