Edafologia Para La Agricultura Y El Medio Ambiente

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Edafología L PARA LA AGRICULTURA^™^ Y EL MEDIO AMBIENTE

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EDAFOLOGIA Para la agricultura y el medio ambiente

Jaime PORTA CASANELLAS Catedrático de Edafología Dept. de Medio Ambiente y Ciencias del Suelo Universidad de Lleida

Marta LOPEZ-ACEVEDO REGUERIN Profesora de Edafología Universidad de Lleida

Carlos ROQUERO DE LABURU Catedrático de Edafología, Profesor Emérito Escuela Técnica Superior de Ingenieros Agrónomos Universidad Politécnica de Madrid

3.a edición revisada y ampliada

E d ic io n e s M u n d i- P r e n s a Madrid • Ba rcelona • México

Grupo Mundi-Prensa • M undi-Prensa Libros, s . a. Madrid

• M undi-Prensa B a rce lo n a • Editorial A e d o s, s . a. Barcelona

• M undi-Prensa M éxico, s . a . d e C. V. México, D. F.

© 2003, Jaime Porta Casanellas © 2003, Ediciones Mundi-Prensa

1.a edición: 1994 2.a edición: 1999 3.a edición: 2003 La primera edición de esta obra ha sido galardonada con el PREMIO NACIONAL DEL LIBRO AGRARIO de 1994 Portada: El suelo no debe considerarse un vertedero. (Foto J. Porta, 1999). La aportación de purines más allá de una cierta cantidad ha producido desequilibrios nutricionales en el trigo, por exceso de nitrógeno. Las plantas han tenido un mayor crecimiento en altura de lo normal, lo que las hizo más susceptibles al encamado tras una lluvia. En el trigo del campo colindante, que no recibió tal exceso de purines, no se ha encamado y muestra un aspecto normal, tras la misma lluvia. Por otro lado, el exceso de purines puede haber transferido nitratos a la capa freática (Baix Empordá, Girona, Cataluña, España). Nota bibliográfica: Porta, J.; López-Acevedo, M. y Roquero, C.: Edafología para la agricultura y el medio ambiente. 3.a Edición. Ediciones Mundi-Prensa, 960 pp. Madrid, 2003.

IMPRESO EN ESPAÑA - PRINTED 1N SPAIN Imprime: Artes Gráficas Cuesta, S. A. Madrid

IV

Introducción

El título de la obra, E dafología para la agricultura y el medio ambiente, expresa la voluntad de destacar la im portancia que se confiere en este libro al estudio de los suelos en tem as m edioam bientales, además del ámbito agrícola, más habitual. En la preparación del plan de la prim era edición del libro, en 1992, fueron de gran utilidad las discusiones m antenidas con el profesor Peter Bullock, director por aquel entonces del Soil Survey and Land Resources Centre y cate­ drático de Edafología del Silsoe College del Crandfield Institute (hoy Crandfield University) en el Reino Unido. Desde un principio fue quedando clara la orientación que debía tener el libro, para reflejar los avances de la Ciencia del Suelo y dar respuesta a todas aquellas personas que inician su formación o dedi­ can su actividad profesional en tem as en los que una adecuada com prensión de los suelos resulta im prescindible. A lo largo de los diez años transcurridos desde la aparición de la primera edición del libro, éste ha sido objeto de revisiones y am pliaciones de actualiza­ ción. En cada edición se ha profundizado en los aspectos m edioam bientales en los que los suelos son un factor destacable. La estructura del libro com prende cuatro bloques tem áticos, yendo desde la M orfología y descripción de suelos, al estudio de los Com ponentes y propieda­ des de los suelos, a la Génesis, clasificación (WRB y Soil Taxonomy), cartogra­ fía y uso de inform ación de suelos, para dedicar finalm ente una detallada aten­ ción al estudio de la Degradación y rehabilitación de suelos. En cada tem a se parte de un nivel introductorio y se llega a un tratamiento avanzado. De m anera que, si bien no se requieren conocim ientos previos de Edafología para poder utilizar la obra en un prim er ciclo, ésta incluye igual­ mente un tratam iento destinado a estudiantes de segundo ciclo, de master y a profesionales que quieran actualizar sus conocim ientos en la m ateria o estén interesados en un determ inado aspecto concreto. Por ello, se utilizan tipografías de distinto cuerpo, de m anera que se facilite la lectura a dos niveles. Además, el libro se com plem enta con un detallado índice alfabético al final de la obra, con el fin de facilitar su consulta. V

Por otro lado, en cada capítulo se presentan m últiples Estudios de casos, la mayoría de ellos resueltos, o bien se dan las bases para su discusión en sem inario o tutoría. Este enfoque debe ayudar a adquirir una sólida com prensión de las exposi­ ciones teóricas, lo que sin duda despertará en los lectores el gusto por el estudio de los suelos. En esta edición se actualizan y am plían los casos expuestos. C abe destacar que, si bien hace unos años se decía que la inform ación es p o der, en un m om ento com o el actual, en el que la inform ación desborda toda posibilidad de ser leída y m ás de ser estudiada con detenim iento, la frase ha pasado a ser la gestión de la inform ación es poder. En base a ello, en esta ed i­ ción, el libro p resenta al final de cada capítulo la bibliografía estructurada en B ibliografía básica y B ibliografía de referencia. A dem ás, se incluyen algunos recursos para acceder a la inform ación a través de internet. Se om iten en la bibliografía algunas referencias clásicas, ya antiguas, pero que por su valor se han m antenido en el texto y que el lector interesado puede consultar en ed icio ­ nes anteriores de esta obra. P ara escrib ir este libro en su prim era edición, fue m uy im portante haber podido trabajar en la B iblioteca de la C randfield U niversity en S ilsoe (U K ), a la que se ha tenido ocasión de regresar para la tercera edición. En el m an ten i­ m iento de la obra al día son de agradecer las estancias en la B iblioteca de la Facultad de C iencias de la UNAM (M éxico, DF), la B iblioteca de la U niversity o f Reading (U K ), la B iblioteca del C entro de C iencias M edioam bientales del CSIC (M adrid), la B iblioteca de la Facultad de B iología de la U niversidad de B arcelona y la B iblioteca de la E scuela T écnica S uperior de Ingeniería A graria de la U niversidad de L leida (C ataluña, E spaña). A todo su personal, nuestro agradecim iento. A dem ás, tanto en la prim era edición com o en las siguientes, los originales de cada capítulo se han som etido a la consulta y revisión de especialistas en cada uno de ellos. En esta tercera edición querem os d estacar y agradecer en especial la ayuda prestada por el Dr. G onzalo A lm endros (C SIC , M adrid), en la revisión del capítulo referente a los C om ponentes orgánicos del suelo. Por otro lado, agradecem os igualm ente a aquellos profesores universitarios que nos han hecho llegar sus com entarios y sugerencias, lo que ha perm itido m ejorar el co n ­ tenido. E l original de la prim era edición recibió los cuidados im pecables de C lara L lena, que tuvo a su cargo el tratam iento de textos, dem ostrando una gran profe sio n a lid a d en to d o m o m en to , sien d o X a v ie r G o ñ i, qu ien llevó a cabo el diseño gráfico con ordenador, con igual profesionalidad. F. X avier V ilagrasa, con una gran destreza ha contribuido a plasm ar gráficam ente diversos aspectos en las diversas ediciones. A los tres nuestro reconocim iento. Tam bién agradecem os la labor de M aribel H ernández e Isabel H ernández, de E diciones M undi-Prensa, por su paciencia y perseverancia y al B anco S an­ tander C entral H ispano (SC H ) por sum arse a la difusión del libro. VI

L o s a u to re s a g r a d e c e rá n to d a s a q u e lla s s u g e r e n c ia s y c o m e n ta rio s que perm itan m ejorar una obra cuya finalidad ha sido desde el prim er m om ento poner a disposición de los estudiantes y profesionales un libro de E dafología en español, que resulte del m áxim o interés y esté lo más actualizado posible. Jaum e Porta C asanellas S ilsoe (U K ), ju lio de 2003 H uajuapan de León (O axaca, M éxico), octubre de 1998 F igueras (A sturias, E spaña), agosto de 1993

VII

Prólogo a la primera edición

Éste no es un libro corriente. Ni por la temática, ni por su planteamiento formal. Éste es un texto sobre la menos reconocida de las interfases de la Tierra y, sin embargo, tal vez la más determinante para la biosfera continental, al menos visto con nuestros ojos de heterótrofos aeróbicos. Éste es un manual sobre los suelos y su conocimiento, sobre la ciencia edáfica y su utilidad: su utilidad cognitiva — irrenunciable para un espíritu curioso, es decir, probablemente científico— y su utilidad pragmática, sin la cual el conocimiento es pura abstracción, cuando no mera esterilidad. Éste es un manual de edafología pensado para servir. Excepto el presente prólogo. Este prólogo, en efecto, no tiene gran cosa que ver con la edafología (o con la ciencia del suelo, si se prefiere). La razón de ello es quien lo firma, persona falta de toda autoridad al respecto. La intromisión se debe a la insis­ tencia de uno de los autores del libro, que ha preferido el contrapunto de un amigo crí­ tico a la elogiosa complicidad de un colega. Así que, antes de seguir adelante, sepa el lector que si su interés se ciñe exclusivamente a los suelos como ente de razón, lo mejor será que obvie estas líneas. Aunque, si es tal su exclusivo tipo de interés, quizá será mejor que abandone por entero la obra, porque toda ella está impregnada de ese carácter entre crítico y utilitario que explica la tácita conchabanza entre autor y prolo­ guista: ambos vemos la ciencia de forma semejante, como riguroso método para cono­ cer lo que, tras complacernos, nos permite saber hacer. Saber hacer: la gran cuestión. Saber hacer con los suelos: un gran reto. Ha habido una perversión en determinados sectores de la comunidad científica consistente en confundir la economía con la numismática. Todo el mundo tiene derecho a coleccionar monedas, pero ello no tiene nada que ver con la bolsa de valores. Un mundo de filaté­ licos, numismáticos, vitofílicos y vexilólogos quizá resulte apasionante, pero sigue dependiendo del servicio de correos y de las tarjetas de crédito. Puede que esto suene a provocación, lo cual no tendría nada de extraño: lo es. Una provocación hecha con el más acerado temple de la ciencia humanista de toda la vida que pretende comprender la realidad y transformarla, no simplemente entretenerse con ella. Creo que la ciencia es la moderna dimensión del humanismo, aunque algunos científicos sean la reencar­ nación objetiva de un cierto diletantismo de corte metafísico. Pienso que es así, porque así nos va. IX

Durante años supimos poco sobre los suelos. El empirismo agronómico o silvícola fue el único horizonte hacia el que volver la mirada cuando se trataba de saber algo sobre la «tierra». Ello seguía siendo cierto cuando otras ciencias naturales andaban ya bastante avanzadas. Si admitimos que Vassili V. Dokuchaev fue el verdadero creador de la edafología como actividad científica diferenciada, es que aceptamos para ella una historia de apenas un siglo (la tesis doctoral de Dokuchaev sobre el chemosem es de 1883). La sombra de la botánica y de la zoología siempre se cernió sobre los edafólo­ gos, que durante años vertebraron sus conocimientos en términos sistemáticos. En tér­ minos de una sistemática, sin embargo, que no podría emular a la biológica, puesto que no desentrañaba un pretendido árbol filático real, sino que construía puros artificios convencionales, más o menos como le ocurría a la fitosociología. Después vino el pro­ ceso logomáquico en que todo pareció reducirse a juramentos impronunciables (tam­ bién como en fitosociología, mi campo de partida). Pero se diría que otras cosas mucho más importantes lograron luego irse imponiendo, de modo que los edafólogos ya cono­ cen actualmente muchas cosas sobre los suelos, además de haberles dado nombre. Y a fe que necesitamos este conocimiento. Probablemente la erosión y el deterioro edáficos, tal como en estos momentos se están produciendo, debe ser uno de los mayo­ res problemas ambientales con que nos enfrentamos. Tenemos muy serios motivos de inquietud planetaria ante los cambios presumibles en la circulación atmosférica como consecuencia de la acumulación de gases term oabsorbentes procedentes de las combustiones orgánicas (efecto invernadero). Tenemos amenazas como el progresivo debilitamiento de la capa de ozono, en otro orden de cosas, como la explosión demo­ gráfica de nuestra especie. Pero pocos problemas resultan menos reversibles a corto, a medio e, incluso, a largo plazo, como el de la desaparición o degradación de la interfase edáfíca, esa fina pincelada que cabalga entre dos mundos, umbral de la vida en el dintel geológico. Dependen demasiadas cosas de ello como para quedarse indiferente. Hay que proceder. Con lo que se tiene. Esperar a tener lo que nos convendría es una actitud de fisiólogo, pero en modo alguno de traumatólogo: en el quirófano de urgencias se trabaja con todo rigor, pero sobre casos apremiantes que no dan tiempo para antibiogramas. Es mejor equivocarse en parte, pero salvar al herido, que describir pulcramente el cuadro a costa del paciente. El mejor diagnóstico se deriva de la autop­ sia, triste logro para cualquier científico cuerdo. Por eso me resistí a firmar el Mani­ fiesto de Heidelberg cuando, en junio de 1992, en Río de Janeiro, se nos propuso subs­ cribirlo a los ponentes del Programa Científico de la Conferencia de las Naciones Unidas sobre Medio Ambiente y Desarrollo. Un texto impecable, ciertamente, y ade­ más inicialmente firmado por una impresionante panoplia de Premios Nobel e intelec­ tuales prestigiosos. Pero era servir en bandeja a sectores sociales mucho menos bien intencionados el argumento que andaban buscando: dejar las cosas como estaban. En efecto, no hay peor aliado objetivo de los irresponsables que están poniéndonos en grave riesgo que los marfileños sabios distraídos. Y para evitar suspicacias, recordaré que eso ya lo creía Einstein. Todas estas consideraciones tienen mucho que ver con el presente texto. Y ello porque este libro ayuda a conjurarlas. Es un libro-prontuario que expone los hechos y X

relaciona los actos. Se sitúa a las antípodas de una novela romántica. Relata las ideas, pero confía el desarrollo del guión a la creatividad del lector. Es un libro «kit», a punto de montaje, con todas las piezas preparadas, que exige la complicidad del lector: lo da todo, excepto la conformación final, salvo la configuración definitiva del artefacto cognitivo: eso lo pone el lector. O no. En tal caso, busque otro manual, créame.

Ramón Folch Doctor en Biología Consultor en Gestión Ambiental de la UNESCO

XI

Prólogo a la tercera edición

Prologar la tercera edición del libro «Edafología para la Agricultura y el M edio Am biente» es una enorm e satisfacción tanto por lo que supone de éxito personal de com pañeros y am igos com o por la dem ostración de la vigencia y el interés que continúa suscitando la C iencia del Suelo. C uando apareció la prim era edición, hace unos 10 años, el libro venía a cubrir la carencia de un texto de Edafología, actualizado y escrito en español, al que poder recurrir con garantía de la calidad y cantidad de la inform ación sum i­ nistrada. La situación de la Edafología m undial pasaba, en esos m om entos, por una cierta crisis de identidad y perspectivas. En los países m ás avanzados se había llegado a disponer de una adecuada cartografía e inform ación analítica sobre los suelos, si bien casi exclusivam ente orientada hacia una de sus funcio­ nes, la producción de alim entos y fibras, en la que los avances producidos lle­ varon a la aparición de excedentes y a la reconsideración de la necesidad de seguir priorizando esta línea de investigación. Im portantes centros de investiga­ ción, quizás por una excesiva hipertrofia o por aferrarse a tem as que habían per­ dido su interés, fueron cerrados o quedaron fuertem ente reducidos en sus plan­ tillas, am enazando seriam ente el porvenir de la C iencia del Suelo, a pesar de que en m uchos países, com o en España, todavía no existía una inform ación que cubriese las necesidades de conocim ientos que se requerían para optim izar la producción agraria y reducir los im pactos derivados de ella. Este desconoci­ m iento llegó en los casos extrem os a considerar a los suelos com o un sustrato prácticam ente inerte y exclusivam ente físico, en el que la aplicación de las téc­ nicas de laboreo y la fertilización eran los únicos aspectos im portantes, m ien­ tras que los com ponentes del suelo, sus propiedades biogeoquím icas, su reac­ ción frente a las actuaciones antrópicas o la propia variabilidad espacial de sus propiedades, eran considerados com o conocim ientos secundarios, cuando no innecesarios. La pérdida de im portancia de la C iencia del Suelo que se produjo en los paí­ ses de econom ía más avanzada en cuestiones com o la cartografía de suelos o su papel en la producción agraria, no era generalizable a los países en desarrollo, donde las dem andas de inform ación edafológica y el desconocim iento existente de las tipologías y distribución espacial de sus suelos seguían exigiendo un XIII

esfuerzo en el avance de esta ciencia. En esta situación, m uchos pensaban que se trataba, más que de elaborar nuevos conocim ientos y tecnologías, de adaptar los ya adquiridos en los países avanzados, casi todos de clim as fríos o tem pla­ dos. Sin em bargo, incluso con estas ideas preconcebidas aparecieron nuevas situaciones en la C iencia del Suelo. Así, los m edios tropicales y subtropicales de clim a húm edo generaron nuevas dem andas y nuevos conocim ientos. Entre otros, pueden señalarse las de los suelos fuertem ente evolucionados, extrem a­ dam ente pobres en nutrientes, pero localizados en buenas condiciones clim áti­ cas y con excelentes condiciones físicas que, bien gestionados, com enzaron a producir im portantes rendim ientos. Son ejem plos, entre otros, los N itosoles del Africa Oriental o los Ferralsoles que ocupan grandes extensiones cultivadas de Brasil. Aparecieron, o se volvieron más im portantes, constituyentes poco estu­ diados en la Edafología tradicional, com o los m ateriales no cristalinos, los coloides de baja actividad, las arcillas de carga positiva, la m ateria orgánica estable y no o xidable, el am plio m undo de los procesos de adsorción o la enorme im portancia y diversidad de organism os que viven y realizan funciones en el suelo, con lo que se com prendió que el panoram a del estudio de los com ­ ponentes, propiedades quím icas, físicas y bióticas, o de los propios procesos edáficos, no sólo no se había acabado, sino que, en realidad, había que reha­ cerlo y contem plarlo de nuevo para incluir todas las posibles situaciones. N ue­ vas demandas aparecieron tam bién cuando se pretendía poner en producción, o sim plem ente com prender científicam ente, los suelos de regiones extrem as, tanto de clim as fríos com o de los extrem adam ente secos, siendo muy im por­ tante el reconocim iento realizado en las cartografías de nivel m undial de la extensión que am bas situaciones ocupan, así com o la creación del nuevo orden de los Cryosoles y el desarrollo de la inform ación sobre los Aridisoles. La dem anda de conocim ientos científicos originada por las características de los diferentes sistem as edáficos estudiados durante las últim as décadas del siglo xx fue im portante en la continuación del desarrollo de la C iencia del Suelo, pero lo que ha cam biado y abierto de nuevo las perspectivas venía for­ jándose, una vez m ás, en los países avanzados. Con antecedentes más o menos im portantes, la recuperación de la econom ía tras la últim a guerra m undial hace surgir y evolucionar rápidam ente una nueva concepción del suelo. El desarrollo de las observaciones am bientales y de la preocupación por el deterioro causado por el hom bre, tanto en ciclos biogeoquím icos de carácter global com o en determ inados ecosistem as, llevó a entender m ejor el papel del suelo com o inte­ grante del m edio natural. Se llegó a la conclusión que el suelo no era un m ero medio físico necesario para la producción de alim entos y fibras o para servir de base al desarrollo de la fauna, flora o actividades hum anas, sino que, adem ás, tenía un papel clave en la conservación de todos los dem ás sistem as superficia­ les, especialm ente del agua y de la biota. A partir de aquí se delim itaron m ejor las funciones del suelo, entendiendo que éstas tienen una especial transcenden­ cia m edioam biental, económ ica, social y cultural y son claves para el desarrollo de la vida tal com o la conocem os. Surgen conceptos com o los de degradación y XIV

contam inación de suelos, vulnerabilidad y, cargas críticas de contam inantes, el para m uchos discutido concepto de calidad del suelo o los de suelos antrópicos y m ateriales antropogeom órficos que am plían el concepto de suelo de modo que se incluyen los residuos y m ateriales superficiales m odificados o produci­ dos por las actividades hum anas, haciendo innecesarios conceptos com o el de sitio contam inado, ... Todos ellos nos llevan a contem plar la edafosfera desde otros enfoques que exigen la obtención de nuevos datos sobre su funciona­ m iento y su interacción con otros subsistem as terrestres com o la hidrosfera, biosfera, atm ósfera o la propia esfera de actuación hum ana tal com o la pensaba, a principios del siglo XX el gran edafológo-biogeoquím ico, Vernadsky. Lógicam ente, tras el reconocim iento de los deterioros causados, tenía que llegar el afán por corregirlos, m ediante técnicas de recuperación y, sobre todo, de evitarlos m ediante la aplicación preventiva de los conocim ientos. Es así com o surgen m ultitud de técnicas de recuperación de suelos degradados y se inicia la preocupación por evitar los efectos negativos de procesos com o la ero­ sión, salinización, pérdida de biodiversidad y m ateria orgánica o la desertificación, todo lo cual nos lleva directam ente a los trabajos ya iniciados en la Unión Europea para la redacción de norm as legales de Protección del Suelo, cuyo anteproyecto fue presentado en Soria (España) en el 2002, y que constituye la pieza básica del sexto program a am biental europeo. Por otra parte, no puede olvidarse el enorm e avance producido en las técnicas analíticas que nos ha per­ m itido la observación del suelo desde la visión com pleta del planeta hasta la atóm ica, llegando en las últim as técnicas a poder vislum brar la organización y los procesos que se producen a nivel m olecular y atóm ico en las superficies de todos los com ponentes del suelo. Con todo ello la C iencia del Suelo tiene, en este inicio de siglo, un nuevo pilar am biental que unir al agronóm ico. A lgo que ya habían visto claram ente los autores de este libro cuando pusieron el título de EDAFO LO GIA para la A gricultura y el M edio A m biente a su prim era edición. Las nuevas dem andas de inform ación requieren la incorporación de espe­ cialistas de otras ciencias que aporten sus m étodos de trabajo y sus conocim ien­ tos básicos y tecnológicos sum inistrando diferentes enfoques o puntos de vista sobre el suelo. Esta situación de aluvión es enriquecedora para la Ciencia del Suelo que, adem ás, ya ha dem ostrado a través de su historia la capacidad de integración de las aportaciones de diferentes disciplinas para el logro de sus objetivos. Sin em bargo, esta situación no debe hacer olvidar los conocim ientos ya adquiridos sobre la com posición, organización, propiedades o dinám ica de los suelos, siendo necesario que quienes se incorporan a la tarea de trabajar con suelos conozcan los conceptos básicos que se han desarrollado hasta ahora. Es ahí, en la adaptación de los nuevos interesados en el suelo y en la formación continua de las viejas y nuevas prom ociones de edafólogos, donde esta tercera edición tiene toda su im portancia. La redacción actual conserva todas las carac­ terísticas originales, excelentem ente captadas por el autor del prólogo de la pri­ XV

m era edición. Se ha actualizado incorporando nuevos datos y conceptos, reha­ ciendo com pletam ente algunos capítulos y, sobre todo, poniendo a disposición de todos los interesados una abundante y valiosa inform ación sobre los suelos, con especial atención a la bibliografía española y, dentro de ella, a las zonas con estación seca y poniendo de m anifiesto una particular sensibilidad por la infor­ m ación y term inología hispanoam ericana. En síntesis, esta tercera edición es un libro necesario, tanto para los que quieren iniciarse en el estudio de los suelos com o para los que pretenden profundizar en su conocim iento científico y de sus grandes pilares de aplicación actual, la agricultura y el m edio am biente. Felipe M acías V ázquez P residente de la Sociedad E spañola de C iencia del Suelo

XVI

índice

Págs.

Introducción ................................................................................................................

V

Prólogo a la p rim era edición ....................................................................................

IX

Prólogo a la tercera edición ......................................................................................

XIII

1. Evolución histórica del conocimiento edafológico: síntesis ....................... 1. Los avances históricos en Química y en Edafología................................. 2. Los precursores de la Edafología ................................................................ 3. El nacimiento de la Edafología: D okuchaev............................................... 4. 'Epoca recien te................................................................................................. 5. La Edafología en E spaña................................................................................ 5.1. Emilio Huguet del Villar: una figura insigne ................................. 5.2. El Mapa Agronómico ......................................................................... 5.3. La enseñanza de la E d afo lo g ía.......................................................... 5.4. El Instituto de E dafología................................................................... 5.5. El Servicio de Conservación de Suelos ........................................... 6. Implantación de los estudios de suelos en países de habla española . . . 7. Perspectivas de fu tu ro .................................................................................... 8. B ib liografía......................................................................................................

1 1 3 3 5 10 10 11 12 13 14 14 15 18

2. El suelo como ente n atu ral: O rg a n iz a c ió n ...................................................... 1. Estudio del suelo en el campo: pedión y polipedión.................................. 2. Horizontes genéricos: Reglas de nomenclatura ........................................ 3. S e q u u m ............................................................................................................ 4. Horizontes de diagnóstico.............................................................................. 5. Epipedión y en d o p ed ió n ................................................................................ 6. Solum ............................................................................................................... 7. Sección control ............................................................................................... 8. B ibliografía......................................................................................................

21 21 23 30 30 31 34 34 36 XVII

3.

Morfología y descripción de su e lo s ................................................................... 1. Propiedades observadas y propiedades inferidas........................................... 2. Metodología para estudios macromorfológicos ........................................... 3. Límites entre h o rizo n tes.................................................................................. 4. Descripción de suelos en el c a m p o ................................................................ 4.1. Estado de hum edad............................................................................... 4.2. C o lo r....................................................................................................... 4.3. Manchas ................................................................................................ 4.4. Estado de oxidación ............................................................................. 4.5. Elementos gruesos ............................................................................... 4.6. Textura ................................................................................................... 4.7. Fracción a re n a ........................................................................................ 4.8. Estructura .............................................................................................. 4.9. Ensayos de campo: componentes del suelo ...................................... 4.10. Consistencia .......................................................................................... 4.11. Cementaciones ...................................................................................... 4.12. Materia o rg á n ic a................................................................................... 4.13. Actividad biológica............................................................................... 4.14. Actividad hu m an a................................................................................. 4.15. R a íc e s ..................................................................................................... 4.16. Porosidad .............................................................................................. 4.17. G rietas..................................................................................................... 4.18. Estudio de superficies........................................................................... 4.19. A cum ulaciones...................................................................................... 5. Descripción codificada de suelos y bases de d a to s ....................................... 6. Características morfológicas y crecimiento de las p la n ta s .......................... 7. B ibliografía........................................................................................................

37 37 40 41 43 44 45 49 49 50 51 52 52 53 54 55 56 56 56 56 57 57 57 58 58 58 59

4.

Estudios de suelos en el la b o ra to rio ................................................................. 1. Continuum de observación: Enfoques metodológicos ................................ 2. Caracterización del suelo: Técnicas clásicas.................................................. 3. Técnicas avanzadas en el estudio del suelo .................................................. 4. Estudios micromorfológicos de s u e lo s .......................................................... 4.1. Conceptos cristalográficos básicos para la identificación de com­ ponentes minerales: Microscopio polarizante.................................... 4.2. Conceptos básicos en micromorfología ............................................. 4.3. Descripción de láminas delgadas ....................................................... 5. Aplicaciones de la m icrom orfología............................................................... 5.1. Interpretación de las observaciones ................................................... 5.2. Métodos micromorfométricos: análisis deim agen ............................. 5.3. Ámbitos de aplicación de la m icrom orfología.................................. 6. B ibliografía........................................................................................................

61 61 62 64 65

5.

66 69 70 75 75 76 77 78

Cómo se denom inan los suelos: Elaboración de una nom enclatura . . . . 83 1. Introducción ................* .................................................................................. 83

XVIII

2. 3. 4. 5. 6.

6.

7.

Criterios para dar nombre a los suelos: A modo de e je r c ic io ................... Información complementaria para establecer una n o m en clatu ra Proponiendo denominaciones para los su e lo s.............................................. Niveles jerárquicos en Soil T a x o n o m y ......................................................... Niveles jerárquicos en la Base de Referencia Mundial para los Recursos de Suelos (WRB) (FAO, 1998) ..................................................................... 7. B ib lio g rafía........................................................................................................

85 86 87 88

T extura del suelo .................................................................................................. 1. El suelo como sistema de tres fases ............................................................. 2. Textura .............................................................................................................. 2.1. C o n c e p to ................................................................................................ 2.2. Fracciones granulométricas y su justificación... ............................... 2.3. Clases te x tu ra le s ................................................................................... 3. Análisis granulométrico ................................................................................. 3.1. Aspectos generales ............................................................................... 3.2. Representación de resultados ............................................................. 3.3. Interpretación de resultados: Significación de las distintas frac­ ciones .................................................................................................... 4. B ib lio g rafía........................................................................................................

91 91 93 93 94 96 100 100 102

C om ponentes inorgánicos del suelo ................................................................. 1. Ciclo de las rocas y minerales petrogenéticos ........................................... 2. Silicatos: principios estru c tu rales................................................................. 3. Materiales de partida en la formación del suelo: A modo de síntesis . . . 3.1. Minerales formadores de rocas (M F R )............................................. 3.2. Fracciones granulométricas del suelo y mineralogía ..................... 4. Minerales del s u e l o .......................................................................................... 4.1. Minerales de arcilla del s u e l o ............................................................. 4.2. Principios estructurales........................................................................ 4.3. Origen de la carga eléctrica y sus implicaciones ............................ 4.4. Origen de las arcillas............................................................................. 5. Principales especies minerales en el suelo .................................................. 5.1. Minerales laminares ............................................................................. 5.2. Minerales fibrosos................................................................................. 5.3. Aluminio-silicatos amorfos y p aracristalinos.................................. 5.4. Tectosibeatos: Zeolitas (del gr. zein, hervir ylith o s)...................... 5.5. Óxidos e hidróxidos del s u e lo ............................................................. 5.6. Minerales de medios edáficos e s p e c ia le s ......................................... 6. Minerales de suelos de zonas semiáridas y áridas ............................. 6.1. Minerales de a rc illa s ............................................................................. 6.2. Calcita y carbonatos relacionados...................................................... 6.3. Yeso (C aS 04 - 2H20 ) .......................................................................... 6.4. Sales más solubles que el y e s o ........................................................... 7. Técnicas de identificación de minerales del suelo ............................. 8. B ib lio g rafía........................................................................................................

111 111 112 114 122 126 127 128 129 130 133 134 134 145 148 149 150 151 152 153 153 154 157 157 159

89 90

106 109

XIX

8.

Com ponentes orgánicos del s u e lo ................................................................... 165 1. Materia orgánica de los suelos ................................................................... 165 1.1. Materia orgánica y hum us......................................................... 165 1.2. Factores que condicionan el contenido de m.o. en los suelos . . . . 167 1.3. Función de la m.o. del s u e lo ..................................................... 168 1.4. Procedencia de los componentes orgánicos del su elo ............ 170 1.5. Composición de los restos vegetales ............................................. 170 174 2. Técnicas de estudio de los componentes orgánicos de los suelos.......... 2.1. Una panorámica sobre un tema com plejo............................... 174 2.2. Modelos de agregación y morfología macromolecular de las sus­ tancias húmicas: Enfoque fractal 179 3. Evolución de la materia orgánica: descomposición y mineralización .. 183 3.1. Esquema general de la evolución de la m.o............................. 183 3.2. Descomposición y mineralización de la m.o............................ 183 3.3. Procesos y tasas de m ineralización.......................................... 185 186 3.4. Factores que condicionan la degradación y m ineralización...... 3.5. Procesos específicos de alteración de la m.o............................ 188 3.6. Mecanismos de resistencia a la degradación y mineralización . . . 190 3.7. Modelización de la mineralización de la m.o........................... 191 4. Formación de sustancias húmicas: humificación .................................... 193 4.1. Sustancias húmicas: Enfoques basados en extracciones y fraccio­ namientos ........................................................................................... 193 4.2. Aspectos genéricos de los procesos de hum ificación............ 195 4.3. Formación de sustancias húmicas: V í a s ................................. 195 4.4. Características y comportamiento de las sustancias húmicas: Grupos funcionales ......................................................................................... 196 4.5. Sustancias húmicas: Características y com portam iento....... 198 5. Interacciones entre componentes orgánicos e inorgánicos: Complejos órgano-minerales..................................................................................... 199 6. La materia orgánica como componente de un ecosistema ..................... 202 6.1. Distribución de la m.o. en el perfil del suelo .................................. 202 6.2. Ciclos biogeoquímicos y ciclo (tumover) de la m.o........................ 203 6.3. Papel de los suelos en el secuestro de carbón y cambio global .. 206 6.4. Agricultura sostenible y calidad de la materia orgánica................ 207 6.5. Gestión de la fertilidad de los suelos: Agricultura convencional y agriculturas alternativas ................................................................... 209 7. Aspectos ecológicos de la materia orgánica: Tipos ecológicos de humus . 216 8. B ibliografía............................................................................................. 219

9.

Reacciones de superficie: adsorción e intercam bio ió n ic o ........................ 227 1. Posición de los elementos químicos en el s u e lo ................................. 227 2. Fenómenos de adsorción........................................................................ 228 3. Distribución de iones en sistemas arcilla-agua................................... 231 3.1. Doble capa difusa y solución e x te rn a ........................................ 231 3.2. Modelos de distribución: Descripción cualitativa ......................... 232

XX

4.

5. 6.

7.

Intercambio c a tió n ic o .................................................................................... 233 4.1. Aspectos g e n e ra le s .............................................................................. 233 4.2. Capacidad de intercambio ca tió n ico ................................................. 235 4.3. Cationes intercambiables ................................................................... 236 4.4. Ecuaciones de intercambio catiónico:Formulación y propiedades 238 4.5. Determinación de la CIC y cationes intercam biables..................... 241 Intercambio an ió n ico ....................................................................................... 241 Estudio experimental de la a d so rc ió n .......................................................... 243 6.1. Formulaciones empíricas ................................................................... 243 6.2. Adsorción de agroquímicos en el suelo .......................................... 246 B ib lio g rafía...................................................................................................... 247

10. Acidez, basicidad y reacción del suelo ........................................................... 251 1. Acidez, basicidad, propiedades del suelo y crecimiento delas plantas . 251 2. Acidez del suelo ............................................................................................ 256 3. Química de la acidez del suelo ................................................................... 259 3.1. Curvas de neutralización............................................................ 260 3.2. Potenciales c a tió n ic o s................................................................ 262 4. Acidificación del s u e l o .......................................................................... 263 5. Implicaciones de manejo y recomendaciones: Necesidades de cal . . . 264 6. B ib lio g rafía.............................................................................................. 269 11. E stru c tu ra del suelo y propiedades relacionadas ...................................... 271 1. Niveles de organización estructural .......................................................... 273 2. Mecanismos de formación de agregados ................................................. 276 2.1. Fuerzas actuantes: Empaquetamiento y unidades de fábrica . . . 276 2.2. Interacción entre partículas de a r c illa ..................................... 277 2.3. Agregación de p artículas............................................................ 283 3. Factores de control en la formación de agregados y en su degradación 286 4. Estabilidad de los ag reg ad o s................................................................. 287 5. Relaciones masa-volumen derivadas del grado de estructuración . . . . 290 5.1. Densidad r e a l................................................................................ 291 5.2. Densidad aparente y volumen específico ....................................... 291 5.3. Espacio de huecos: porosidad, un espacio vital para las raíces .. 293 6. Consistencia del s u e lo ............................................................................ 296 7. Sellado y encostramiento del s u e lo ...................................................... 297 a) Cbnceptos y p ro ceso s..................................................................... 297 b) Métodos de estudio y predicción del rie sg o ............................... 299 c) Prácticas contra el sellado y el en co stram ien to ........................ 300 8. Tixotropía ....................................................................................................... 301 10. B ib lio g rafía.............................................................................................. 302 12. Agua del s u e lo ....................................................................................................... 307 1. Introducción al estudio del agua del suelo ................................................ 307 2. Propiedades físicas del a g u a ................................................................. 308 XXI

3. Contenido de agua del s u e lo ...................................................................... 3.1. Conceptos ......................................................................................... 3.2. Medida del contenido de h u m ed ad ................................................ 4. Estado energético del agua del suelo ....................................................... 4.1. Fuerzas actuantes: Descripción cualitativa................................... 4.2. Potencial del agua del suelo ........................................................... 5. Retención de agua en el s u e lo .................................................................... 5.1. Curva característica de humedad .................................................. 5.2. Construcción de curvas características de hum edad.................... 5.3. Histéresis en las relaciones entre potencial matricial y contenido de agua ............................................................................................. 5.4. Interpretación de curvas características ........................................ 5.5. Capacidad de retención de agua disponible (C R A D ).................. 6. B ibliografía..................................................................................................

311 311 312 316 316 318 333 333 335

13.

Propiedades hidrológicas del suelo: movimiento del a g u a ..................... 1. El suelo como medio p o ro so ...................................................................... 2. Flujo del agua en el s u e lo .......................................................................... 2.1. Régimen saturado ............................................................................ 2.2. Régimen no saturado........................................................................ 3. Ecuaciones del flujo de a g u a ...................................................................... 3.1. Ecuación de continuidad.................................................................. 3.2. Ecuación general del flu jo ............................................................... 4. Infiltración.................................................................................................... 4.1. Descripción cualitativa del proceso de infiltración....................... 4.2. Factores de control de la infiltración.............................................. 4.3. Modelos y ecuaciones de la infiltración ........................................ 5. R edistribución.............................................................................................. 6. Determinación de las propiedades hidráulicas del suelo ....................... 6.1. Medida de la conductividad hidráulica saturada........................... 6.2. Medida de la velocidad de infiltración.......................................... 7. B ibliografía..................................................................................................

349 349 351 352 358 360 360 362 365 367 368 371 375 377 377 387 390

14.

Aireación del s u e lo .......................................................................................... 1. Aireación del s u e lo ..................................................................................... 2. Diagnóstico del estado de óxido-reducción de un s u e lo .......................... 3. Mecanismos de intercambio de gases en elsu e lo ..................................... 4. Flujo de gases por difusión: Leyes de F ic k .............................................. 5. Química de los procesos redox en el s u e lo .............................................. 6. Diagramas de estabilidad: Diagramas Eh p H .......................................... 7. Medidas del estado de aireación del suelo.... ............................................. 8. B ibliografía..................................................................................................

393 393 395 397 398 402 408 411 414

15.

Flujo de calor y tem peratura del s u e lo ....................................................... 1. Régimen térmico del s u e l o ........................................................................

417 417

XXII

337 339 341 345

2. Mecanismos de transmisión decalor en el suelo ...................................... 3. Propiedades térmicas del s u e lo .................................................................... 4. Ecuación de flujo de calor por conducción............................................... 5. Soluciones de la ecuación de flujo de calor por conducción ................ 5.1. Métodos analíticos ............................................................................ 5.2. Métodos n u m érico s............................................................................ 6. Flujos acoplados ............................................................................................ 6.1. Flujos de calor y a g u a ....................................................................... 6.2. Flujos de calor, agua y solutos ........................................................ 7. Medida de la temperatura del suelo .......................................................... 8. Representación de las medidas de tem peratura......................................... 9. Medida del flujo de calor ............................................................................ 10. Modificación de régimen térmico del s u e l o ............................................. 11. B ib lio g rafía.....................................................................................................

418 419 423 426 426 433 436 436 437 437 438 439 439 440

16.

Ecología del s u e l o ................................................................................................ 1. Ecología del s u e lo .......................................................................................... 2. Tipos de organismos del suelo ................................................................... 2.1. Tipos de organismos según la fuente de e n e rg ía ........................... 2.2. Tipos de organismos según el tam añ o ............................................. 2.3. Principales tipos de organismos: Características ......................... 3. Ciclos biogeoquímicos ................................................................................. 3.1. Aspectos generales ............................................................................. 3.2. Ciclo de elementos: Caso del carbono ........................................... 4. Acciones de los organismos del s u e lo ........................................................ 4.1. Acciones y factores de control ......................................................... 4.2. Medida de la actividad biológica del s u e lo ..................................... 5. Interacciones entre organismos del s u e l o .................................................. 5.1. Interacciones entre m icroorganism os............................................. 5.2. Interacciones microorganismos-fauna del s u e lo ........................... 5.3. Interacciones planta-microorganismos: Rizosfera ....................... 5.4. Interacciones entre hongos y algas: L iq ú en es................................ 6. Organismos del suelo y calidad ambiental ............................................... 7. B ib lio g rafía.....................................................................................................

443 443 444 444 445 446 453 453 454 456 456 460 461 461 462 462 465 465 467

17.

Procesos fo rm adores ......................................................................................... 1. Formación de suelos: Enfoques conceptuales........................................... 2. Procesos de meteorización .......................................................................... 2.1. C o n c e p to .............................................................................................. 2.2. Meteorización: Esquema general .................................................... 3. Procesos edafogénicos ................................................................................. 3.1. Aspectos generales ............................................................................. 3.2. Principales procesos form adores...................................................... 4. Procesos y categorías de suelos ................................................................. 4.1. Procesos edafogénicos en los Entisoles .........................................

469 469 471 471 473 489 489 492 505 505 XXIII

4.2. Procesos edafogénicos en los Inceptisoles ................................... 4.3. Procesos edafogénicos en los A ndisoles....................................... 4.4. Procesos edafogénicos en los V ertisoles....................................... 4.5. Procesos edafogénicos en Alfisoles ............................................... 4.6. Procesos edafogénicos en los A ridisoles....................................... 4.7. Procesos edafogénicos en los Mollisoles ..................................... 4.8. Procesos edafogénicos en los Spodosoles..................................... 4.9. Procesos edafogénicos en los U ltisoles......................................... 4.10. Procesos edafogénicos en los O xisoles......................................... 4.11. Procesos edafogénicos en los Histosoles ..................................... 4.12. Procesos edafogénicos en los Gelisoles ....................................... 5. B ibliografía.................................................................................................. 18.

507 508 509 510 511 512 513 514 515 516 516 517

Factores form adores ...................................................................................... 521 1. Variabilidad espacial de los s u e lo s ........................................................... 521 2. Factores formadores ................................................................................... 521 3. Material originario y sus relaciones con el suelo .................................... 523 3.1. Información sobre el material originario........................................ 523 3.2. Características del material originario .......................................... 523 3.3. Influencia del material originario sobre las características del suelo. 524 3.4. Tipos de rocas y características de los s u e lo s ............................... 525 3.5. Grado de uniformidad del material originario ............................. 525 4. Relaciones suelo-clim a............................................................................... 526 4.1. Información sobre el c lim a .............................................................. 526 4.2. Clima y regímenes de humedad del su elo ...................................... 527 4.3. Tendencias regionales en la distribución de su elo s....................... 528 5. Relaciones suelo-paisaje............................................................................. 529 5.1. Escalas de observación.................................................................... 530 5.2. Formas del re lie v e............................................................................. 531 5.3. Procesos y formas de las laderas..................................................... 533 5.4. Sistemas suelo-paisaje....................................................................... 533 5.5. Relaciones suelo-paisaje: Toposecuencia...................................... 533 5.6. Condiciones de drenaje y morfología de los suelos ..................... 534 5.7. Relaciones suelo-paisaje: Influencia del c lim a .............................. 536 6. Factores bióticos y antrópicos de la edafogénesis .................................. 538 6.1. Actividad de la fauna y efectos sobre el suelo ............................. 538 6.2. Relaciones suelo-vegetación............................................................ 540 6.3. Indicadores de la vegetación p a sa d a ............................................... 542 6.4. Acción antrópica y formación de suelos: Sostenibilidad y edafotecnología ......................................................................................... 543 7. Dimensión temporal de los suelos ............................................................ 546 7.1. Datación de suelos............................................................................. 547 7.2. Ciclos evolutivos: Suelos monocíclicos y policíclicos................. 548 8. Enfoque factorial en génesis de suelos:Perspectivas............................... 551 9. B ibliografía.................................................................................................. 552

XXIV

19. Soil Taxonomy .................................................................................................... 1. Clasificación de suelos: Criterios científicos y criterios utilitarios . . . . 2. Taxonomía de suelos: A ntecedentes.......................................................... 3. Principios de Soil Taxonomy....................................................................... 4. Estructura del s is te m a .................................................................................. 4.1. Diferencias entre suelos minerales y suelos o rg án ico s................. 4.2. Horizontes y características de diagnóstico .................................. 4.3. Categorías taxonómicas y reglas de nom enclatura....................... 5. Metodología para clasificar un suelo ........................................................ 6. Soil Taxonomy (SSS, 1999): Una p an o rám ica......................................... 7. Modificaciones de Soil T ax o n o m y ............................................................. 8. B ib liografía.................................................................................................... 20. Base de referencia m undial p a ra los recursos de suelos: W orld Reference Base (W RB) ............................................................................................. 1. Leyenda de un mapa versus clasificación de s u e lo s ................................ 2. Base de referencia mundial (WRB) versus Soil T axonom y ................... 3. Principios de la Base de referencia mundial para Recursos de Suelos (W R B )............................................................................................................ 4. Estructura de la Base de Referencia Mundial (WRB) ............................ 4.1. Horizontes, propiedades y materiales de diagnóstico................... 4.2. Grupos de suelos de re fere n cia........................................................ 4.3. Unidades de suelos ............................................................................ 5. Grupos de suelos: Síntesis .......................................................................... 6. B ibliografía..................................................................................................... 21. C arto grafía de suelos y sistem as de inform ación g e o g rá fic a ..................... 1. Inventario y cartografía del recurso de suelo ........................................... 2. Finalidad de un levantamiento de suelos ................................................. 3. Principios de cartografía de s u e lo s ............................................................ 4. Variabilidades especiales de los suelos: Unidades taxonómicas cartográ­ ficas y de m anejo .......................................................................................... 5. Modelos de relación de suelos: Clases de unidades cartográficas . . . . 6. Metodología de trabajo en cartografía de suelos: Formulación y contras­ te de hipótesis ............................................................................................... 7. Modelos de representación de la cubierta edáfica: De la serie de suelos a las unidades morfoedáficas .................................................................... 7.1. Cartografía basada en las series de su elo s...................................... 7.2. Modelo basado en unidades morfoedáficas .................................. 8. Extrapolación e interpolación: Cartografía libre y cartografía geoestadística ............................................................................................................ 9. Información contenida en un mapa de suelos: Leyenda del mapa . . . . 10. Instrumentos de apoyo a la cartografía de s u e lo s .................................... 11. Intensidad de la cartografía y tipos de m a p a s ........................................... 12. Bases de datos electrónicas de suelos: Información en soporte infor­ mático en r e d .................................................................................................

555 555 556 557 559 559 560 569 570 571 577 578

579 579 580 581 582 582 583 585 586 588 591 591 593 597 599 603 604 607 608 609 612 612 614 615 618 XXV

13. Gestión de información de suelos: Sistemas de información geográ­ fica ................................................................................................................ 14. Criterios para evaluar la calidad de un mapa de suelos ........................ 15. Bases para elaborar el presupuesto de una cartografía de s u e lo s ......... 16. Bobliografía ............................................................................................... 22.

23.

Usos y aplicaciones de la inform ación de suelos ....................................... 1. Interpretación y usos de la información de suelos ................................ 2. Modelización de las cualidades del terreno ........................................... 3. Utilización directa de un mapa de suelos para la toma de decisiones en una explotación a g ríc o la ............................................................................ 4. Evaluación de suelos y evaluación del te rre n o ....................................... 5. Principales sistemas actuales de evaluación........................................... 6. Método de clases de capacidad agrológica............................................. 7. Sistema del US Bureau of Reclamation (USBR): Aptitud para el riego . 8. Sistema de evaluación de terrenos agrícolas de alta calidad: «prime farmlands» y «unique farm lands»............................................................ 9. Sistema Riquier-Bramao-Comet (1 9 7 0 ).................................................. 10. Esquema de la FAO (1976) de evaluación del te rre n o ........................ 11. Utilización de Mapas de Suelos con fines catastrales: Método del Va­ lor ín d ic e ................................................................................................... 12. Evaluación del potencial para el uso agrícola de grandes áreas: Méto­ do de las zonas agro-ecológicas (A E Z ).................................................. 13. Método del índice de potencialidad del su e lo ....................................... 14. B ibliografía............................................................................................... Degradación de suelos por erosión hídrica: Conservación de suelos y aguas .................................................................................................................. 1. Erosión del su e lo ......................................................................................... 1.1. Concepto y percepción ................................................................... 1.2. Agentes, formas e intensidades...................................................... 1.3. Procesos de erosión h íd rica............................................................ 2. Factores de control de los procesos erosivos ......................................... 2.1. Principales fa cto res......................................................................... 2.2. Estudio de los factores hidrológicos............................................. 3. Técnicas de medida y modelos de evaluación de las pérdidas de suelo .. 3.1. Procesos de erosión por salpicadura: Cuantificación ................. 3.2. Procesos de erosión por escorrentía superficial concentrada: Cuan­ tificación ........................................................................................... 3.3. Procesos de erosión laminar y por arroyaderos: Cuantificación . 4. Medidas de conservación de suelos y a g u a s ........................................... 4.1. Técnicas generales de c u ltiv o ........................................................ 4.2. Técnicas especiales de cultivo ...................................................... 4.3. Infraestructuras y obras para conservar el suelo y el a g u a ......... 5. B ibliografía.................................................................................................

XXVI

619 621 624 626 631 631 632 634 637 638 640 645 649 651 653 659 663

666 666

669 669 669 671 672 676 676 678 699 699 701 702 713 714 716 719 722

24.

8. 25.

Salinización y sodificación: Suelos de re g a d ío ............................................ 1. Salinidad, sodicidad y alcalinidad............................................................... 2. Origen de las sales solubles: Ciclos de salinización ................................ 2.1. Ciclos continentales .......................................................................... 2.2. Ciclos marinos de acumulación de s a le s ......................................... 2.3. Ciclos deltáicos de acumulación de s a l e s ...................................... 2.4. Ciclos a rte sia n o s ................................................................................. 2.5. Ciclos antropogénicos........................................................................ 3. Sales solubles en suelos y aguas de zonas semiáridas y á rid a s............. 3.1. Principales minerales evaporíticos .................................................. 3.2. Principales tipos de sales en suelos y a g u a s ................................. 4. Química del boro en los s u e lo s .................................................................... 4.1. Comportamiento de los cultivos en relación al b o ro ..................... 4.2. Formas del boro en los suelos: A dsorción....................................... 5. Salinidad, sodicidad y crecimiento de las p la n ta s..................................... 5.1. Sintomatología ................................................................................... 5.2. Efectos de la salinidad y de la sodicidad......................................... 5.3. Adaptación de las plantas a la salinidad. Comunidades indica­ doras .................................................................................................... 5.4. Tolerancia de los cultivos a la sa lin id a d ........................................ 5.5. Tolerancia de los cultivos al sodio intercambiable (E S P ) 6. Calidad del agua de riego: Criterios de evaluación y p re d ic c ió n 6.1. Calidad agronómica del agua .......................................................... 6.2. Riesgo de sodicidad............................................................................ 6.3. Criterios para interpretar la calidad de un agua para r i e g o 6.4. Efectos de la salinidad y sodicidad sobre las propiedades físicas del suelo ............................................................................................. 7. Medida de la salinidad .................................................................................. 7.1. Medidas de la b o ra to rio ...................................................................... 7.2. Medidas de c a m p o ............................................................................... Bibliografía .............................................................................................................

727 727 729 730 732 732 732 732 734 734 735 739 739 741 744 744 744

D egradación de la fertilidad física del suelo ............................................... 1. Aspectos físicos de la fertilidad del s u e lo .................................................. 2. Agromecánica: Importancia e impactos ..................................................... 3. Sistema radicular y medio edáfico ............................................................. 3.1. Diagnóstico de problemas en el crecimiento ra d ic u la r................ 3.2. Metodología para el estudio de la rizosfera .................................. 3.3. Condiciones físicas y crecimiento de la p la n ta .............................. 4. Compactación del suelo ............................................................................... 4.1. Proceso de compactación ................................................................. 4.2. Descripción y medida del estado de com pactación....................... 4.3. Efectos de la compactación sobre la estructura del s u e lo 4.4. Comportamiento mecánico del suelo en la compactación .......... 5. Sellado y encostramiento superficial .........................................................

777 777 779 780 781 784 785 788 788 789 790 790 792

746 747 759 762 762 763 764 766 771 771 771 771

XXVII

6. Modelos del comportamiento físico del suelo ........................................ 7. Manejo del suelo y com pactación............................................................. 8. B ibliografía..................................................................................................

792 792 793

26.

Degradación del territorio en zonas á r i d a s ................................................ 797 1. Estudio de zonas á rid a s............................................................................... 797 2. Escala y extensión del problem a................................................................ 799 2.1. Criterios de delimitación de zonas á r id a s ............................... 799 2.2. Distribución mundial de las zonas á r id a s ............................... 801 2.3. Factores meteorológicos determinantes de la distribución de las zonas á rid a s ................................................................................ 804 2.4. Criterios edáficos: Régimen a r íd ic o ........................................ 806 3. Suelos de zonas áridas................................................................................. 807 3.1. Características generales........................................................... 807 3.2. Mineralogía de suelos de áreas desérticas............................... 810 3.3. Uso del suelo en regiones á rid a s .............................................. 811 4. Degradación del territorio.......................................................................... 812 4.1. Aridez y s e q u ía .......................................................................... 812 4.2. Desertización y desertificación................................................ 813 4.3. Indicadores edáficos de la aridificación ........................................ 816 4.4. Causas y procesos de la desertificación ........................................ 816 5. Dimensión global del problema: E jem plos............................................... 817 5.1. Procesos de degradación ligados al nomadismo y alpastoreo se­ dentario 817 5.2. Procesos de degradación ligados a la intensificación del uso del riego con tecnología inadecuada............................................. 818 5.3. La crisis de la región Sahelo-Sudanesa: 1967-70 ........................ 818 6. Medidas de control frente a la desertificación ........................................ 819 7. B ibliografía................................................................................................... 821

27.

Degradación de suelos y calidad a m b ie n ta l................................................ 825 1. Calidad de un su e lo ..................................................................................... 825 2. Residuos y sustancias peligrosas................................................................ 826 3. Áreas misceláneas: Terrenos contaminadosy terrenos abandonados . . 829 4. Contaminación de suelos ........................................................................... 830 5. Contaminación por elementos traza ......................................................... 832 5.1. Fondo geoquím ico...................................................................... 832 5.2. Distribución y especiación de los elementos traza apartir de la solución del suelo ............................................................................ 833 5.3. Cargas c rític a s............................................................................ 834 5.4. Suelos contaminados por Pb, Zn, Cd ............................................. 836 5.5. Aplicación de la geoestadística y los SIG al estudiode los suelos contaminados............................................................................. 837 6. Riesgos derivados de la contaminación ................................................... 838 6.1. Componentes del riesgo .................................................................. 840

XXV11I

6.2. Biodisponibilidad .............................................................................. 841 6.3. Riesgos para los ecosistemas .......................................................... 842 6.4. Riesgos para los s u e lo s .............................................................. 842 6.5. Evaluación de r ie s g o s ................................................................ 843 7. Evaluación ambiental del te r r e n o ................................................................ 844 8. Estrategias frente a la contaminación de suelos ....................................... 845 8.1. Manejo de residuos y sustancias peligrosas ................................. 845 8.2. Estrategias de agricultura sostenible/sustentable ........................ 846 8.3. Acciones en la relación fuente-vía-receptor.......................... 847 8.4. Estudio detallado de una técnica: Biorremediación .................... 848 8.5. Toma de decisiones frente a problemas de contaminación . . . . 851 9. B ib lio g rafía...................................................................................................... 851 28.

D egradación de suelos en relación con prácticas agrícolas inadecuadas . 855 1. El suelo como sistema depurador: P ro c e s o s.............................................. 855 2. Capacidad de aceptación de residuos de un s u e lo ..................................... 858 3. Agroquímicos y medio ambiente ................................................................ 859 3.1. Tipos de agroquímicos y registro de nuevos productos ............. 860 3.2. Criterios de seguridad en los fitosanitarios............................. 861 3.3. Mecanismos de control de los fitosanitarios en el s u e lo ...... 862 4. Contaminación por n itra to s........................................................................... 867 4.1. De nutriente de las plantas a contaminante de las aguas:Proble­ mática del N -N 0 3~ en el medio ambiente 867 4.2. Ciclo del nitrógeno ............................................................................ 868 4.3. Procedencia de los N-NOj" en las a g u a s ................................. 871 4.4. Movimiento y transformaciones de N -N 03 en el suelo: Modelos . 872 4.5. Medidas para el control N -N 0 3 en el medio ............................... 872 4.6. Evaluación de la capacidad de un suelo para aceptar purines . . . 874 5. Aguas superficiales, fosfatos y eu tro fiz ació n ............................................ 877 6. Utilización agrícola de lodos residuales de d e p u ra d o ra ................ 879 7. B ib lio g rafía............................................................................................ 882

29.

D eg rad ació n de suelos: Á reas con activ id ad es ex tra ctiv as y m ineras. Á reas p eriu rb an as y u rb a n a s .......................................................................... 885 1. El paisaje c o le c tiv o ......................................................................................... 885 2. Actividades extractivas y m in era s................................................................ 886 2.1. Panorámica g e n e ra l..................................................................... 886 2.2. Tipos de explotaciones ..................................................................... 887 3. Rehabilitación de suelos tras actividades e x tra c tiv a s............................... 889 3.1. Aspectos legales ................................................................................. 889 3.2. Condicionantes de la rehabilitación ............................................... 891 3.3. Capaceo: Una acción preventiva para conservar el material edáf ic o .................................................................................................. 892 3.4. Proceso de rehabilitación ................................................................. 894 3.5. Relleno de ex cav acio n es............................................................ 895 XXIX

4. 5. 6. 7.

3.6. Proyecto de rehabilitación...................................................... 900 Áreas periurbanas: Degradación de las tierras más fértiles ................... Suelos de áreas urbanas: Actuaciones en Arquitectura del paisaje . . . . Denominación de los suelos de áreas degradadas por acción antrópica . . B ibliografía.......................................................................................... 907

902 903 906

Notaciones y u nidades.................................................................................................

911

índice alfabético ..........................................................................................................

917

XXX

1 Evolución histórica del conocimiento edafológico: síntesis

El interés inicial por el conocimiento del suelo, en general a través de sus distin­ tas propiedades, se ha desarrollado paralelamente a los progresos conseguidos en los conocimientos agrícolas y forestales. Ahora bien, teniendo en cuenta que muchas propiedades de los suelos no son de directa apreciación, sino que requieren la apli­ cación de algunos procesos de índole analítica y el establecimiento de su correlación con el desarrollo de las plantas, el conocimiento del suelo se ha obtenido con un cierto retraso en relación con el de otros factores de la actividad agrícola. Inicialmente el estudio del suelo se desarrolló por dos vías con poca relación entre ellas. Por un lado la referente a la quím ica de los suelos agrícolas, que con­ templaba el suelo como un medio para el crecimiento de las plantas. Por otro, la dedicada a la m eteorización de las rocas y la agrogeología, centrada ésta en la caracterización, constitución y distribución espacial de los suelos (Yaalon, 1997). Deberían transcurrir bastantes años hasta que se planteasen enfoques modernos en investigación de suelos. Más recientemente, a partir de la década de los años 90 del siglo xx han ido adquiriendo cada vez m ayor importancia las investigaciones centradas en el com portamiento del suelo com o interfase medioambiental y en los procesos de degradación y reabilitación de este recurso natural.

1.

Los avances históricos en Química y en Edafología

El tema de la nutrición vegetal en su aspecto quím ico y, en consecuencia, su corolario de la fertilización, tuvieron que esperar hasta 1840 para que Justus von Liebig (1803-1873), en su obra «Quím ica en relación con la agricultura y el creci­ miento de las plantas», presentase su teoría de la nutrición mineral de las plantas (Cap. 8). Sin embargo, el desconocim iento del poder para retener nutrientes por parte del com plejo de cambio del suelo llevó a la propuesta del empleo como ferti­ lizantes de materias muy poco solubles, que resultaron, com o es natural, muy poco eficaces para el desarrollo de los cultivos. Poco después se salió del error de consi­ derar los com puestos solubles com o inconvenientes por sus posibles pérdidas por lavado y se inició el camino de la moderna fertilización química. Thompson en 1850 fue el prim ero en estudiar de form a sistem ática el intercambio catiónico, si 1

bien el término intercam bio de bases fue acuñado por Way, quím ico que estudió el proceso científicam ente entre 1850 y 1852. Debe destacarse adem ás que Liebig enunció la célebre «Ley del m ínim o», como resultado de sus investigaciones sobre el papel desem peñado por los ele­ mentos químicos en el desarrollo vegetal: «un elem ento que falte, o que se halle presente en una cantidad insuficiente, impide a los restantes producir su efecto normal o, por lo menos, dism inuye su acción nutritiva». Es el resultado de la apli­ cación del m étodo científico o baconiano al tem a de la nutrición de las plantas. No obstante, a pesar de que en esta época se podía contar ya con la base teórica para explicar la retención en el suelo de ciertos com ponentes nutritivos, tales com o los amoniacales y potásicos, parece que Liebig inicialmente no prestó a este im por­ tante tema toda la atención debida. Correspondió a Jean Baptiste Boussingault (1802-1887) tom ar el relevo en el liderazgo de la aplicación de la Quím ica a la Agricultura, y su labor representó un papel indiscutiblem ente destacado en la consolidación de la A gronom ía com o ciencia. A ello contribuyó m ediante su obra «Econom ie rurale considérée dans ses rapports avec la Chimie, la Physique et la M étéorologie» publicada en 1843. Es preciso mencionar, por su trascendencia, el hecho de que considerase que los ele­ mentos químicos se encuentran en el suelo bajo dos formas de com portamiento: asimilables y no asimilables por las plantas, lo que limita claram ente el interés de los datos de los «análisis totales», practicados hasta entonces, de forma general. Correlativamente, en Gran Bretaña, John Bennet Lawes inició en su finca de Rothamsted desde 1843 los célebres experim entos sobre fertilización que, al cabo de más de siglo y medio aún continúan, actividad a la que se asoció pronto John Henry Gilbert en una labor conjunta y prolongada. Estos ensayos de larga duración han tomado una nueva dim ensión al cabo de este tiempo, al permitir estudiar el comportamiento de los nitratos en el suelo, en relación con la problem ática de la contaminación de las aguas freáticas. Esta nueva aplicación de los resultados de estos ensayos ha sido posible gracias a haberse ido recogiendo y analizando siste­ m áticamente las aguas de drenaje, en campos con diferentes dosis de fertilizantes nitrogenados. Más tarde surgió en Francia un agrónomo em inente, Adrien de Gasparin, cono­ cido por su título de Conde de Gasparin, gran figura de su tiempo. Tanto su obra más general «Cours d ’Agriculture» en 1843, que dedica todo su prim er volum en al estudio detenido del suelo, com o la más específica «Traité de la déterm ination des terres arables» en 1872, constituyeron dos guías seguidas en Europa durante muchos años. En esta época es notable la contribución de los científicos alem anes al estudio del com portamiento del nitrógeno en el suelo, tem a com plejo y hasta entonces sin esclarecer. Nombres com o Salm-Horstmar, Hellriegel y Beiterinck lograron tras laboriosas etapas llegar hasta el descubrim iento del ciclo correspondiente y del agente fijador simbiótico. A ellos hay que añadir los científicos franceses com o 2

Vilmorin, Kuhlmann y Berthelot, así como al ruso Winogradsky, gran impulsor de la microbiología del suelo.

2.

Los precursores de la Edafología

El conocimiento del suelo va perfilando cada vez más su personalidad, y fue Karl Sprengel quien en 1837 publicó en alemán el primer libro que trata estricta­ mente la Edafología bajo el título original de «Bodenkunde». En él considera al suelo como un ente natural «an independent natural body», en palabras de Joffe (1949), por lo que no debe extrañar que, para algunos autores, sea el fundador de la Ciencia del Suelo (Huguet del Villar, 1937). Fue el alemán Frank Albert Fallou quien en esta época empleó por primera vez el térm ino «Pedologie», en su obra titulada «Pedologie oder allgem eine und besondera Bodenkunde», publicada en 1862. En ella deja clara su intención de tra­ tar el suelo de un modo no sólo general, sino específico. En la obra se manifiesta con un sentido crítico y, frente a la mera consideración de las propiedades quími­ cas del suelo, propone considerarlo como un ente natural y elevar el Bodenkunde de Sprengel a una ciencia independiente, que es lo que con el tiempo ha llegado a ser. Algunos autores le consideran el fun­ dador de la Edafología y no tan solo el creador de un término, el de Pedologie.

3.

El nacimiento de la Edafología: Dokuchaev

El grado de madurez que iban alcan­ zando los conocim ientos sobre el suelo com o ente natural creaba un am biente propicio para el establecim iento defini­ tivo de una Ciencia del Suelo. Esto acon­ teció finalm ente con la labor de Vassili Vassilievith Dokuchaev (1846-1903), al defender éste su tesis doctoral en San Petersburgo el año 1883, cuyo título es «El Chernosem ruso», trabajo cuya m e­ todología y contenido corresponden a lo que hoy constituye la Ciencia del Suelo. La labor de Müller (1840-1926) es de destacar en m uchos aspectos, en 1880 definió los tipos de hum us mull y mor, también m ostró la im portancia genética . 1 . ° de los horizontes B, en especial los hoy

V.V. Dokuchaev (C ortesía del International „ „ , ... .. „ , Soil Reference and Inform ation Centre, W ageningen, Países Bajos).

3

denominados horizontes espódicos. Introdujo el térm ino perfil, recogido posterior­ mente por Ramann y cuyo uso se generalizaría hacia 1930. A partir de esta fecha, generalm ente aceptada hoy com o el hito inicial de la Edafología, y hasta la Segunda Guerra M undial, el desarrollo de esta disciplina fue rápido, continuo y con un ám bito universal. Los discípulos de D okuchaev resultaron personajes igualm ente insignes. Entre ellos cabe destacar a Nikolai M ikhailovitch Sibirtzev, nom brado profesor en 1894 de la prim era cátedra de Edafología creada en el mundo, y que a inicia­ tiva de su maestro publicó un texto «Pochvovedcnie», de notable difusión, entre los científicos rusos. A pesar de su corta vida, introdujo conceptos im portantes, tales com o los iniciales de la zonalidad, intrazonalidad y azonalidad de los suelos, que fueron base de muchas clasificaciones hasta 1960. Konstantin Dim itrievich Glinka tuvo una decisiva influencia en el desarrollo de la actividad edafológica, no sólo en la Rusia zarista, sino en la soviética posterior. Adem ás tiene el m érito de haber unlversalizado la labor de su época, tanto por ser el fundador de la Inter­ national Society o f Soil Science (ISSS) en Roma en 1924, com o por ser autor de dos obras fundam entales, otra «Pochvovedenie», traducida a varios idiom as y en la que incluye algunas citas de sus observaciones en España, y la obra «Los G ran­ des grupos de suelos del M undo y su form ación», que añade una visión universal a sus trabajos. En los Estados Unidos de Norte Am érica se com prendió pronto el interés de la Ciencia del Suelo. En 1906 Eugene Woldemar Hilgard, am ericano de origen ale­ mán, publicó su difundida obra «Soils», a v alad a p o r la fo rm ación de geó lo g o , edafólogo y agrónom o de su autor. Debe ser considerado com o uno de los edafólo­ gos am ericanos más em inentes, al haber perfeccionado el estudio de las muestras de suelo en el laboratorio y otras aporta­ ciones. Fue co n tem p o rán eo de M ilton W h itn e y (1 8 6 0 - 1 9 2 7 ), d e d e c is iv a influencia sobre la actividad edafológica en aquel país y en el resto del mundo, a través de la creación del «Soil Survey». Las ideas de la Escuela edafológica rusa se difundieron en Estados Unidos gracias a la traducción de la obra de G linka al inglés, llevada a cabo en 1927 por el pro­ fe so r C u rtís F le tc h e r M arb u t, c o in c i­ diendo con el F irst Intern a tio n a l Cong r e s s o f S o il S c ie n c e c e le b r a d o en Washington. M arbut m erece una mención especial por ser el autor de uno de los priC.F. M arbut (1863-1935). m eros sistem as de clasificación de suelos 4

en 1924, conocido y difundido bajo su nom bre, así com o la m onum ental obra «The Soils o f the United States». Algo posterior es Jacob Samuel Joffe (1886-1963), quien por su origen rusolituano desem peñó un gran papel, no sólo a través de su obra «Pedology», muy conocida en su tiem po, editada en 1936 y posteriorm ente en 1949, sino por su labor de relación de la ciencia occidental con la oriental, de cuya inform ación se sigue haciendo uso, por su carácter histórico. El desarrollo de los conocim ientos y los avances en la clasificación y la carto­ grafía de suelos en los Estados Unidos han sido objeto de detallados estudios debi­ dos a Cline (1979) y Sim onson (1987), quienes adem ás fueron notables partícipes en estos temas. El grupo integrado por Baldwin, K ellog y Thorp es bien conocido por haber presentado en 1938 un nuevo sistem a de Clasificación de Suelos, basado en los criterios de zonalidad clim ática, que perm aneció vigente hasta ser relegado en 1960 con la publicación de la «Seventh Aproxim ation» precursora de la conocida «Soil Taxonom y-U SD A». De ellos C harles E. Kellog ha sido además el impulsor de obras tan im portantes com o el «Soil Survey M anual», publicado en 1937. Ree­ ditado en 1951 y en 1993, ha sido una obra muy utilizada en los trabajos edafológicos hasta la actualidad, al norm alizar la m etodología de trabajo para el estudio de los suelos en el campo. En A lem ania, Em il Ram ann desarrolló una im portante actividad en el ámbito forestal, publicando el libro «Edafología forestal y teoría de la distribución de sue­ los». Sirvió para im pulsar el desarrollo de la Edafología en la Europa del Oeste, favoreciendo la difusión de las ideas de la Escuela edafológica rusa. Fue profesor en la segunda cátedra de Edafología creada en el m undo. La traducción al inglés de su obra titulada «The evolution and Classification o f Soils» en 1928, supuso la apertura a un ám bito m ucho m ás am plio de su labor científica (Joffe, 1949). Este m ovim iento paneuropeo contribuyó al avance de la ciencia en sus diver­ sos cam pos y al conocim iento de los suelos en los distintos países. Así, en Hungría hay que destacar la presencia de Alexius de Sigm ond, cuyas aportaciones al cono­ cimiento de los suelos salinos y alcalinos fueron notables en su tiempo. Aún hoy pueden servir de esquem a conceptual para la com prensión de estos temas, al haber establecido la diferencia entre los suelos con sales solubles y los suelos con sodio en las sedes de intercam bio.

4.

Época reciente

Para llegar a adquirir una visión exhaustiva de la historia de la C iencia del Suelo debe recurrirse a trabajos com o el de G ardner (1986) titulado «Early Soil Physics into the M id-20th Century», los recogidos en la revista Geoderm a, pulicados en 1974 con m otivo del 50 aniversario de la fundación de la InternationaI 5

HISTOIRE DES PEDOLOGUES ET DE LA SCIENCE DES S0LS Jean Boulaine

Society o f Soil Science, el de Boulaine (1989) dedicado a la «Histoire des pédologues et de la Science des S o is » , la o b ra de K ru p e n ik o v (1993), entre otros. En España, para una revisión más a fondo debe acudirse al trabajo del profesor F. Gon­ z á le z , p re s e n ta d o en 1984 con motivo del I Congreso de la Socie­ dad E sp a ñ o la de la C ie n c ia del S u elo , c e le b ra d o en M adrid y a Sunyer (1996).

•nrav

L a re acc ió n p o r parte de los edafólogos para sobreponerse a los efectos de la Segunda Guerra M un­ dial fue inm ediata y eficaz. La So­ ciedad Internacional de la Ciencia del Suelo fue un instrum ento ade­ cuado para ello, ya que, si bien su congreso previsto para el año 1940 en Berlín no había podido llevarse a cabo, m uy pronto se decidió la celebración del IV C ongreso, en 1950, en Amsterdam. Estas reunio­ nes se han seguido celebrando periódicam ente y constituyen un foro de intercam ­ bio de información y de difusión del conocimiento. A la iniciativa de los científicos de la Sociedad se debe, en buena parte, una de las labores de cooperación internacional que más han contribuido en ios últimos tiempos a increm entar los contactos entre los edafólogos de los más diversos paí­ ses. El proyecto que aglutinó tales esfuerzos fue la confección del M apa de los Suelos del M undo a escala 1:5.000.000. La iniciativa se presentó en el séptimo congreso de la ISSS celebrado en M adison en 1960, pasando a ser una acción con­ junta entre la FAO, creada en 1950 y que absorbió las tareas del antiguo Instituto Internacional de Agricultura establecido en Roma, y la UNESCO, colaboración que se m ostró altam ente fructífera, gracias a los esfuerzos de R. Dudal, F.A. van Baren y V.A. Kovda, entre otros científicos. Tuvo com o resultado la presentación de los correspondientes m apas entre los años 1970 y 1981, con un total de diez volúmenes de memorias. No es tarea fácil resum ir los progresos realizados en los países de la Europa Occidental en los últimos cincuenta años, en los que la Edafología se ha benefi­ ciado de los avances en las ciencias y técnicas conexas, desde la teledetección y la fotointerpretación, pasando por los grandes avances en las técnicas instrum entales de laboratorio. 6

En Francia no puede omitirse una mención a Albert Demolon, agrónomo y físico, quien con su obra «Dynamique du Sol» ha contribuido a la formación de generaciones enteras sobre estos temas. La accesibilidad de este autor al idioma ruso, gracias a su esposa, ha permitido una conexión importante con esta escuela edafológica. Henry Erhart cubre la vertiente del estudio de los suelos tropicales y gracias a su experiencia y sus estudios publicó su difundida obra «La genése des sois en tant que phénom éne géologique», donde dio a conocer su teoría de la «bio-rexistasia» que ayuda a una mejor comprensión de muchos procesos genéti­ cos, sobre todo en los países de relieves acentuados. Philippe Duchaufour (19122000), maestro de numerosos edafólogos actuales, ha sido uno de los científicos del suelo más importantes de Francia, con proyección internacional. Su tesis doc­ toral (1947): «Recherches écologiques sur la chénaie atlantique fran^aise», puso de manifiesto las interrelaciones existentes entre material originario, vegetación, especies forestales, tipos de humus y suelos. Este trabajo, junto con sus posteriores investigaciones sobre edafogénesis, ha tenido una gran repercusión. En 1961 creó el «Centre de Pédologie Biologique» (CNRS) en Nancy, del que fue director hasta 1975. Su «Précis de Pédologie» ha constituido una obra de referencia para los estudiosos del suelo. En gran Bretaña han existido también figuras notables que han dejado una pro­ funda huella en el campo de la Edafología. Alfred Daniel Hall recogió el fruto de la prolongada labor realizada en Rothamsted en épocas anteriores y se benefició de este conocimiento para la publicación de sus dos obras principales: «The Soils» y «Fertilizers and manures», con las que cubrió un amplio campo de conocimientos. No alcanza menor nivel la labor de John Russell, cuya obra «Las condiciones del suelo y el crecimiento de las plantas» ha sido reiteradamente editada y traducida al español, llegando a constituir una base de doctrina agronómica. La última versión ha sido publicada por la editorial Mundi-Prensa (Wild, 1992). Gilbert W. Robinson ha sido uno de los más firmes puntales de la Edafología genética, sobre todo a tra­ vés de su obra «Suelos, su origen, clasificación y constitución», que ha influido notablemente en otros países europeos. Alemania presenta también un numeroso grupo de edafólogos cuyas recientes contribuciones es preciso destacar. H. Stremme desempeñó un papel crucial en el desarrollo de la cartografía edafológica durante muchos años. Tuvo una repercu­ sión im portante para E spaña el apoyo que prestó a H uguet del V illar en el ambiente internacional. Su labor queda avalada por la preparación del primer Mapa de Suelos de Europa, a escala 1:10 millones, en fecha tan temprana como 1927. Este ambiente científico hizo posibles muchas de las realizaciones posterio­ res. M.E. M itsterlich abordó los problemas de la fertilización y de la nutrición vegetal con un sentido matemático y su conocida «Ley de los rendimientos menos que proporcionales», ha tenido una difusión verdaderamente universal. Vageler representa a los edafólogos con largo curriculum en los países tropicales, más de veinte años, lo que le permitió redactar una obra de notable amplitud, que puede traducirse como «Fundamentos del estudio de los suelos de los países tropicales y subtropicales», contribución importante para las regiones en desarrollo. 7

La tradición holandesa en los estudios sobre suelos se ve confirm ada en esta etapa reciente por la presencia de notables edafólogos com o D.J. Hissink, traba­ jando especialm ente sobre tem as de quím ica del suelo y de salinidad. El estudio de los suelos de sulfatos ácidos se ha desarrollado con una gran rapidez, en buena parte por la crítica situación de estos suelos y por sus dificultades de utili­ zación. Fue W.F.J. van Beers el iniciador de estos estudios tan especiales, al mismo tiempo que desarrollaba una gran actividad en tem as referentes al drenaje de los suelos sim plemente hidrom orfos. Su obra «Acid Sulphate Soils» es la pri­ mera que sienta los criterios y perm ite un rápido diagnóstico de suelos con pro­ piedades tan peculiares. Además, desem peñó un im potante papel en la prepara­ ción del M apa M undial de Suelos, a lo que hay que añadir su labor com o Secretario de la ISSS desde la posguerra hasta el año 1974, llevada con gran acierto. Su experiencia en suelos tropicales ha quedado plasm ada en su obra «Tropical Soils». La labor de W alter L. Kubiena requiere una m ención especial, no sólo por la com plejidad e im portancia de la misma, sino por exigir el debido detalle su labor en España. Fue un estudioso capaz de abarcar diversas ramas del conoci­ miento y alcanzar en ellas una situación preem inente. A sí, el desarrollo del estudio de la M icrom orfología del suelo tiene en Kubiena su iniciador. En 1938 publicó la obra «M icropedology», que había de m arcar la pauta en este campo durante muchos años. En cuanto al estudio de la génesis y la clasificación de los suelos, su obra, fruto en parte de su período de estancia y trabajo en el Instituto de Edafología y Fisiología Vegetal (hoy Centro de Ciencias M edioam bientales) en M adrid, apareció en 1952 en español bajo el título «C laves S istem áticas de Suelos» y en 1953 en inglés como: «The W. L. KUBIENA Soils of Europe», siendo am bas, edicio­ THE SO IL S O F E U R O P E nes a carg o del C o n sejo S u p e rio r de ¡«UEii urijcr thc ¿U5|tt.cí o í thc Investigaciones Científicas de España. CO N SEJO SU PERIO R DE IN V EST IG A CIO N ES CIEN TIFICAS IN STITliTE OF SOH-S M ADRID

En el período 1952-60 la sistemática de Kubiena, pese a sus problemas concre­ tos, fue un elemento de trabajo muy utili­ zado en España y en algunos otros países, p o r su v alo r g en é tic o . El en fo q u e ha servido de guía a las clasificaciones de suelos de base genética, elaboradas en Europa posteriormente.

LO NDO S

T H O M A S M I'R U Y A N D C O M P A G N Y

En los Estados Unidos de Norte Am é­ rica el desarrollo de las principales ramas de la Edafología es acorde con las dim en­ siones y actividad habituales en sus com ­ p o rtam ien to s. En el asp ecto g en ético exclusivo hay que citar la labor de Hans Jenny, cuya obra «Factors of Soil Forma-

tion» estableció el camino para relacionar las condiciones del medio con las carac­ terísticas de los suelos. Uno de los temas en el que los edafólogos norteamericanos han tenido una intervención decisiva es el estudio de la erosión y conservación del suelo, cuyo enfoque inicial se debe a Hugh H. Bennet (1881-1960), fundador del Soil Conservation Service y verdadero m ovilizador frente al problem a de la erosión. Su obra «Soil Erosión a National M enace» prim ero y su libro básico sobre «Soil Conservation», asi lo acreditan y demuestran su aportación a un tem a de tanta actualidad hoy en día (Simms, 1973). El carácter pragmático americano, y la vertiente tecnológica implícita en la práctica de la conservación del suelo, dieron lugar a un gran desarrollo de estas materias, pudiendo tom ar com o ejem plo la actividad de Richard K. Frevert y sus colaboradores desde la década iniciada en 1950. En un sentido más teórico, aun cuando tendiendo a una aplicación también práctica, figura el establecim iento de la llam ada «Ecuación Universal de Pérdida de Suelos por Erosión (USLE)» por Walter H. W ischmeier y Dwight D. Smith, dada a conocer a la com unidad científica en el ya mencionado congreso de la ISSS en Madison, el año 1960. Pese a las restricciones que prudentemente hay que esta­ blecer ante el em pleo de esta ecuación, constituye un excelente punto de partida para posteriores progresos y, en todo caso, un esquem a conceptual y un instru­ mento de análisis de los procesos erosivos. En el am biente de las aplicaciones prácticas de la Edafología es necesario señalar las realizaciones del «U nited States Salinity Laboratory» radicado en Riverside que, bajo la dirección de L.R. Richards, desarrolló estudios teóricos y realizaciones prácticas que han orientado durante muchos años las actuaciones en suelos afectados por salinidad. Sus trabajos se plasman en la edición, en 1954, de la obra «Diagnosis and Improvement o f Saline and Alkali Soils» cuyos fundamen­ tos son aún válidos y cuyas normas pueden seguir aplicándose en su mayor parte, después de los años transcurridos. En el tema de Física de suelos, el enfoque conceptual que planteó Edgar Buckingham (1867-1940) ha permitido orientar el desarrollo posterior de los estudios del agua del suelo. Los primeros modelos de la infiltración se deben a W. Heber Green (1868-1932) y a G.A. Ampt (1887-1953). Los métodos de medida del agua del suelo se deben a Richards y Gardner. En cuanto a la Quím ica del suelo no faltan representantes de calidad. Emil Truog se ocupó preferentem ente del fósforo y de la acidez del suelo, si bien su actividad en el estudio del potasio del suelo es también importante, así como la relativa al com portam iento de los m icroelementos. El papel de Walter P. Kelley es algo diferente, siendo más conocido por sus publicaciones: «Catión exchange in soils», de 1948 y «Alkali soils, their formation, prospection and reclamation», algo posterior. 9

5.

La Edafología en España

5.1. Emilio Huguet del Villar: Una figura insigne La historia de los estudios de suelos en España empieza en el primer tercio del siglo xx, con una personalidad de gran relieve internacional, Em ilio H uguet i Serratacó (Granollers, I87l-R abat, 19 5 1), más conocido por el seudónimo de Emilio Huguet del Villar. En el primer Congreso Internacional de la ISSS celebrado en Washington el año 1927 hubo una delegación española relativam ente numerosa, participando Emilio Huguet del Villar activamente. En 1929 fue nombrado presidente de la «Subcomisión de Suelos M editerráneos», reconocim iento que tendría hasta su muerte en Rabat en 1951. Se malogró una intercomunicación más activa por los avatares bélicos propios y extraños. En esta época Juan Díaz Muñoz, fallecido en tales acontecimientos, preparó en colaboración con H. Stremme un trabajo sobre «Clasificación de suelos tropicales», tema fundamental para abordar la cartografía mundial de suelos, en inicio de ejecución en aquellos tiempos. No obstante, la figura más destacada de la época fue sin duda la de Huguet, botánico y edafólogo autodidacta, que es quien implantó la Edafología en España. Fue un notable estudioso, que alcanzó por sí mismo un gran nivel de conocim ien­ tos científicos, que le llevaron a desarrollar una gran vocación por la Edafología. Este término fue introducido por él en el español y su uso se ha generalizado, pasando luego al portugués. Tomó el vocablo de la propuesta hecha por el cientí­ fico rumano Stchussien en la «IV Conférence Internationale de Pédologie» cele­ brada en Rom a en 1924, en la que se creó la «International Society o f Soil Science». En esta reunión se debatió el empleo de tres denominaciones, «Ciencia del Suelo», como más general, «Pedología» (según el sentido y etim ología de Albert Fallou, ya com entados) y finalm ente «Edafología». La raíz «pedios» se aplica más bien al terreno o suelo sobre el que se está, el que se pisa, mientras que «edafos» corresponde al concepto de asentamiento de las raíces de las plantas. En 1929 Huguet del Villar publicó la obra «Geobotánica», en la que dedica un extenso capítulo a los factores del medio edáfico y presenta ya una clasificación tipológica de suelos con una concepción de vanguardia. En 1932 fue nombrado primer director del «Instituí Mediterrani de Sois», creado en ese año por la Generalitat de Catalunya y posteriormente denominado «Instituí de Sois de Catalunya» habiendo sido disuelto en 1939 (Bech, 1985). La labor de Huguet del Villar es realmente notable y ha sido recogida con gran detalle por M artí (1984). Entre sus diversas obras como pionero de los estudios sobre el suelo en España, es difícil estim ar cuál es la más importante, si su texto «El Suelo» de 1-931, primera obra extensa en español, o bien el libro «La reacción del suelo, su medida y su significación» o bien la obra «Los Suelos de la Península Luso-Ibérica», que incluye una versión resum ida en inglés realizada por G.W. 10

Robinson, bien cualificado para ello. En esta extensa y documentada obra expone y utiliza su sistem a de clasificación de suelos basado en la morfología del perfil, lo que supuso un enfoque netamente dife­ rente del de las clasificaciones anteriores. Esta clasificación, creada por él, le sirvió para elaborar el primer mapa de suelos de la península, a escala 1:1.500.000, edi­ tado en color. Tanto el texto, editado en Madrid en 1937, como el mapa, impreso en Londres en 1938, se p erdieron casi totalm ente como consecuencia de las dos guerras, e sp añ o la y m u n d ial, e x istie n d o en la actualidad muy pocos ejem plares. Sin em bargo, d u ran te m uchos años, hasta 1957, fue el único elemento cartográfico de referencia para España.

*

M IN ISTER IO OE A GRICULTURA

L a reacción del suelo, | su m edida y su significación F.M I L IO

DIRECCIÓN GENERAL DE AGRICULTURA SERVICIO DF. PUBLICACIONES AGRICOLAS

1 e a a

La obra «Geo-Edafología» corrió aún un m ayor riesgo de perderse, ya que su original fue recuperado por Martí (1982) más de treinta años después de la muerte de Huguet del Villar. La edición postuma en 1983 ha sido posible gracias al interés de la Universidad de Barcelona. Esta obra, por estar redactada en 1950, presenta los puntos de vista del autor sobre un concepto natural y geográfico del suelo, dig­ nos de ser tenidos todavía en cuenta. Debe añadirse a su labor la realizada en Arge­ lia y sobre todo en M arruecos entre los años 1938 y 1950, período en que dio a conocer numerosas publicaciones. De esta misma época (1937) es la obra escrita en catalán por Antoni Oriol, segundo director del «Institut deis Sois de Catalunya» y su colaborador Josep Valle, titulada «Qué es la Ciencia del Sol?» Los autores siguen las ideas de Huguet del Villar y, de una forma atractiva y divulgadora, ofrecen una visión amplia del conocimiento del suelo, muy avanzada dentro del contexto de la época.

5.2.

El Mapa Agronómico

En 1940, la Orden de 23 de julio encargó al Consejo Agronómico la formación del Mapa Agronómico, Técnico y Comercial de productos agrícolas. En la O.M. de 7 de noviembre de 1940, se establecía que dicho mapa debía ser «la expresión gráfica de nuestro territorio en los múltiples y variados aspectos que definen las condiciones de la producción y la capacidad productiva del suelo patrio». Las normas establecían que el Mapa Agronómico se iniciara en la escala de 1:5().()00, por hojas parciales. La Dirección del Mapa Agronómico, asesorada por ll

los consejeros colaboradores, debía determinar las zonas en las cuales debían eje­ cutarse los trabajos de formación del Mapa, atendiendo a la mayor utilidad de los mismos. La representación gráfica debía reflejar, «además de los datos geográfi­ cos, los que caracterizan el medio agrícola natural, suelo y clima: origen y com po­ sición del suelo por masas de constitución análoga, perfiles y análisis». Se aprecia una concepción avanzada para la época y una voluntad de acercarse a los países más activos en este ámbito. Se llegaron a publicar algunas hojas a escala 1:50.000, pero una labor de este tipo requería numerosos equipos con una sólida formación edafológica, en una época muy inicial todavía para la cartografía de suelos. Los mapas 1:50.000, serie inacabada, dieron paso a los mapas 1:250.000, decisión que denota una falta de motivación y de visión de futuro. Ya desde bastantes años antes se estaba llevando a cabo en países como Esta­ dos Unidos (Cap. 21) una cartografía a escala 1:20.000 de las principales zonas de aquel país, de la que se ha podido obtener múltiples beneficios en actuaciones diversas sobre el territorio (Kellog, 1977) y cuya vigencia se mantiene con actuali­ zaciones periódicas.

5.3.

La enseñanza de la Edafología

La Escuela de Ingenieros Agrónom os de M adrid tuvo un papel pionero al introducir la asignatura de Edafología en su plan de estudios a partir de 1928 (Aranda, 1978). Un ámbito científico en el que podía haber habido una nutrida cantera para la Ciencia del Suelo era la licenciatura de Ciencias Naturales, a pesar del escaso número de titulados. En las etapas iniciales de su formación contaba con la ventaja de cubrir las dos vertientes, geológica y biológica, que integraban la carrera, si bien en un principio no disponían de una dedicación a la Química, cuyo relieve era ya notorio en aquellos tiem pos. C uando la Edafología estaba adquiriendo su importancia e independencia, se produjo un hecho derivado del progreso en el desarrollo de la enseñanza y de la ciencia, la separación de los estudios de Cien­ cias Naturales en dos ramas, geológica y biológica, sin mantener la general. Esto privó a la Universidad española de científicos de una formación más amplia en el contenido, muy conveniente en la formación y en los primeros tiempos de activi­ dad de los posibles nuevos edafólogos. Fue por el contrario en la licenciatura de una carrera tan especializada y profesionalizada como Farmacia, donde surgió desde 1940 el mayor interés por la docencia de la Edafología, siendo durante años la que proporcionaría preferente­ mente a los centros de enseñanza y de investigación los nuevos profesionales. Este hecho no fue aleatorio, sino que se debió a dos causas principales: una general, la tradición destacada del estudio de la Botánica, que pasaba por aquel entonces del dominio taxonómico al fítosociológico y requería de la Edafología y otra particu­ lar. La presencia de una figura tan destacada en el campo de la Edafología en la Facultad de Madrid, como José María Albareda, en la cátedra de Geología Apli­ 12

cada que, al hallarse en la primera línea de la investigación, contribuyó a desarro­ llar multitud de vocaciones desde los primeros años. La reacción de las nuevas facultades de Ciencias Geológicas y de Ciencias Biológicas ha sido mucho más tardía y se ha tenido que esperar bastantes años para que la Edafología se incorpore específicam ente a los planes de estudio de algunas de ellas. Un caso muy distinto es el de la enseñanza de Química y Fertilidad del suelo que, bajo una denominación más amplia e imprecisa de Química Agrícola y auxi­ liada por el llamado Análisis Agrícola, venía im partiéndose a los futuros Ingenie­ ros Agrónomos desde 1878, y a los Peritos Agrícolas, reflejando la tradición fran­ cesa de aquel tiempo. Las facultades de Ciencias, con sus numerosas y nutridas promociones en la Sección de Quím ica contaban con el bagaje metodológico ade­ cuado para abordar los prolijos temas de la Quím ica y del Análisis Agrícola. Estos pueden ir desde el suelo a las aguas, desde los abonos a los fitosanitarios y demás agroquímicos, a aspectos más amplios, com o es el conjunto de productos agrarios. Por ello, pronto se despertó un creciente interés por estos estudios, dada la impor­ tancia y am plísim o ámbito técnico y económ ico implicado. Ello explica que hayan sido estas Facultades las que han seguido el camino iniciado por el profesor Octa­ vio Carpena en Murcia, dando origen a una especialidad de Química Agrícola en la que se presta gran atención a las materias de Ciencia del Suelo.

5.4.

El Instituto de Edafología

En 1942 se creó en Madrid el Instituto Español de Edafología, Ecología y Fisio­ logía Vegetal (posteriormente Instituto de Edafología) en el seno del Consejo Supe­ rior de Investigaciones Científicas (CSIC). Fue iniciativa de José María Albareda Herrera, que fue Presidente del primero y Secretario General del segundo hasta su fallecimiento en 1966, por lo que su obra fue dilatada y fecunda. Albareda inició su carrera edafológica formándose con Wiegneren en Suiza, con Kappen y Mitscherlich en Alemania y en Rothamsted. Ya en 1935-36 dictó un curso sobre química de suelos en la fundación de la Academia de Ciencias de Madrid, en la denominada «Cátedra del Conde de Cartagena». En 1940 publicó el libro «El Suelo» que recoge una gran documentación bibliográfica y durante bastantes años pasó a ser el texto más extenso y moderno en español para los estudiantes de Edafología. El Instituto de Edafología a lo largo de sus cincuenta años de vida tuvo varias denom inaciones que nunca prescindieron del térm ino Edafología como palabra clave, reflejo de su actividad principal. Este Centro que constituía una referencia internacional de la actividad investigadora en Edafología en España ha sido trans­ formado en el C entro de C iencias M edioam bientales, si bien sigue m antiendo líneas de investigación en Edafología. La dilatada e im portante labor del Instituto de Edafología y de los centros regionales del CSIC en Granada, Salamanca, Sevilla, Santiago, Murcia, Tenerife, 13

Pontevedra, Barcelona, Valencia, Zaragoza, Almería y Málaga ha quedado plas­ mada, en buena parte, en la revista Anales de Edafología y Agrobiología que se publicó hasta 1993, en su última etapa bajo el nombre de «Suelo y Planta», en revistas internacionales y en una colección de mapas de suelos, desde el de España a escala 1:1.000.000 dirigido por el profesor A. Guerra (1968), a mapas provincia­ les de 1:250.000. La Sociedad Española de la Ciencia del Suelo ha asumido la continuidad de una revista en español que permita dar difusión a los trabajos de investigación sobre el suelo en esta lengua. Desde 1995 publica la revista «Edafología» cuyo impulsor ha sido el profesor José Aguilar, de la Universidad de Granada (España).

5.5. El Servicio de Conservación de Suelos El Servicio de Conservación de Suelos se creó en España por la Ley de Con­ servación de Suelos en el año 1955, promovida por el Ministerio de Agricultura. Su labor se orientó a la implantación de obras de conservación de suelos y aguas con una visión muy sectorial del problema de la erosión. Posteriormente se trans­ formó en el Instituto Nacional de Conservación de la Naturaleza (ICONA) y con la transferencia a las Comunidades Autónomas ha sido reestructurado con diversas orientaciones en Consejerías de Medioambiente.

6.

Implantación de los estudios de suelos en países de habla española

El estudio de la historia de la ciencia del suelo en los países de habla española es un tema pendiente, que se introduce aquí para estim ular a que se haga. Las difi­ cultades para encontrar bibliografía al respecto son grandes, dado que la informa­ ción es escasa y está muy dispersa, por ello los autores aprovechan para pedir cola­ boraciones que pueden remitir a: jaume.porta@ rectoral.udl.es. En esta edición se hace referencia a M éxico y Uruguay, como inicio. En México los antecedentes se remontan al período prehispano. Los aztecas, mayas, tarascos, otomis..., contaban con sistemas de clasificación de suelos (Bar­ bara Williams, 1978). Los aztecas presentaban 45 clases de tierras por medio de glifos y este conocimiento era útil con fines administrativos (pago de tributos) y manejo de los suelos. La incorporación de México a la moderna Edafología tiene dos componentes básicos: — Uno sucede al término de la Revolución Mexicana, cuando se definió como estrategia para el desarrollo agrícola el impulso a las áreas de riego. Se creó la Comisión Nacional de Irrigación, con asesoramiento de técnicos de California. En el Curso del Colegio Agrológico de Meoqui, Chihuahua, celebrado en 1927 se formaron técnicos mexicanos en la elaboración de mapas de suelos y en cla14

sifícación con fines de riego. González-Gallardo (1941) destaca que no hubo investigación en este campo de la ciencia del suelo. Se copiaron metodologías no siem pre adaptadas a las condiciones de M éxico (Ortiz et al. 1989), produ­ ciéndose en algunos casos recom endaciones con «datos faltantes» lo que no ocurre sólo en México. — A partir de 1950 surgió com o estrategia para el desarrollo agrícola el uso de insumos (fertilizantes, semillas mejoradas, insecticidas, etc.) con la colabora­ ción de la Fundación Rockefeller, dándose un gran impulso en el campo de la Fertilidad de suelos y formándose un gran número de especialistas. En México, con ocasión de la Segunda Conferencia Interamericana de Agricul­ tura, se fundó la Sociedad M exicana de la Ciencia del Suelo en 1952 unida a las acti­ vidades de la ISSS. En 1952 se fundó la Sociedad Latinoamericana de la Ciencia del Suelo, y en 1962 se creó la Sociedad M exicana de la Ciencia del Suelo. Entre las figuras más destacadas cabe citar al Dr. Nicolás Aguilera que impulsó los estudios de suelos primero desde la Escuela Nacional de Agricultura (hoy Universidad Autó­ noma de Chapingo) y, posteriormente, desde la UNAM (García Calderón, 2(X)0). El primero en impulsar el desarrollo de la Ciencia del suelo como ciencia inde­ pendiente en Uruguay fue el geólogo Karl Walther. Fue él quien, a partir de 1960 estableció que el estudio del suelo en Uruguay no podía limitarse a aspectos aislados, ya fueran físicos, químicos, geológicos o agronómicos, para no incurrir en interpre­ taciones parciales e incluso erróneas (Durán, 1985). Cabe citar igualmente como antecedente importante, la labor realizada en los años 1940 por Carlos Fynn y como trabajo reciente la síntesis de los suelos de Uruguay de Artigas Durán (1985), que incluye una valiosa bibliografía específica de los suelos de aquel país.

7.

Perspectivas de futuro

En la década de los años 90 la Unión Europea, a través de la Dirección General de Ciencia, Investigación y Desarrollo, ha propiciado diversos debates entre gru­ pos de científicos del suelo de países de la UE y de países en vías de desarrollo. Los objetivos han sido:

•

L legar a definir una agenda de investigación al servicio del desarrollo para lograr un uso y una gestión sostenibles de los recursos naturales.

•

Crear un marco com ún para las propias actividades de investigación.

•

Establecer las m aterias en las que la investigación podría y debería contribuir de forma im portante a com prender los m ecanism os del desarrollo sostenible.

•

Favorecer una transferencia de conocim ientos más eficaz y analizar científicam ente y apoyar la tecnología y el conocim iento autóctonos, teniendo en cuenta que los beneficiarios son la gente local, que vive en el área donde el desarrollo está teniendo lugar: enfoque «orientado al usuario».

15

En el Congreso Mundial de Ciencia del Suelo celebrado en M ontpellier en 1998, en el que la International Society o f Soil Science (ISSS) ha pasado a ser la International Union o f Soil Science (IUSS), se ha destacado el papel del suelo como componente del medio ambiente. Se han debatido los retos que tiene actual­ mente planteados la Ciencia del Suelo: • Desarrollo del conocimiento de los suelos del mundo: papel de los suelos en los ciclos del agua y elementos químicos / ejes prioritarios de investigación / cómo se aplican y deberían aplicarse los conocimientos sobre los suelos / naturaleza multidis­ ciplinar de la ciencia del suelo / interdisciplinariedad / prioridades a establecer. • Desarrollo de las relaciones entre los suelos y las sociedades humanas: priorida­ des temáticas y geográficas / interdisciplinariedad. • Desarrollo del acceso al conocimiento de los suelos para todos: toma de concien­ cia de la importancia de los suelos para el presente y el futuro de las sociedades humanas en el medio ambiente / estrategias pedagógicas. El Congreso M undial de la Ciencia del Suelo que tuvo lugar en Bangkok (Thailandia) en el año 2002 permite conocer cuáles son los principales centros de atención en investigación en Edafología (IUSS, 2002):

• Efecto de la estructura y propiedades del suelo sobre la dinámica del flujo preferencial y el transporte de contaminantes en suelos: [email protected] • Investigación a escala de paisaje en relación con la calidad del suelo y el agua: [email protected] • Mineralogía y geoquímica de la regolita: [email protected] • Reacción de los minerales del suelo a los cambios climáticos y al manejo del suelo: b.sing@ aess. usyd. edu.au • Mineralogía y micromorfología de la edafogénesis: [email protected] • Mineralogía del suelo en relación con la fertilidad y toxicidad del suelo: [email protected] • Suelos urbanos y pertúrbanos: [email protected] • Seguridad alimentaria y uso del suelo: [email protected] • Actitudes frente al uso del suelo y el territorio: Benno. [email protected] • Indicadores del suelo para la sostenibilidad del uso del suelo: [email protected] • Suelos afectados por sales y el medio ambiente: [email protected]; chainam @Idd.gol. th • Salinización, normas de manejo del agua: [email protected] • Microbiología del suelo para cuantificar las cualidades de la estructura del suelo: pmpong @Idd. go. th • Micromorfología y submicroscopia para interpretar las cualidades del suelo: [email protected]

16

• Identificación y determinación de los parámetros de calidad del suelo para evaluar la sostenibilidad y los impactos socioeconómicos derivados de la erosión del suelo y el manejo del agua del suelo: [email protected] •

Modelización integral para la toma de decisiones en conservación de suelos: delgado @cidiat. ing. ula. ve

•

Mejora y degradación del suelo por medio de la deforestación: [email protected]

• Desarrollos en la evaluación y manejo de suelos forestales: [email protected] • Técnicas físico-químicas para la remediación de suelos contaminados: besnlepp @livjm. ac. uk • Técnicas biológicas para la remediación de suelos contaminados: steve. meg rath @bbsrc. ac.uk • Criosoles y criogénesis: [email protected] • Bases de datos digitales nacionales y globales: [email protected] • Dinámica del carbono del suelo y efecto invernadero: [email protected] • Degradación de suelos y desertificación: [email protected] •

Interacciones entre los minerales del suelo, componentes orgánicos y microorganis­ mos: [email protected]

• Proceso de datos de suelos: edafometría: [email protected] • Paleoedafología: [email protected] •

Sostenibilidad de los ecosistemas de suelos de arrozal: [email protected]

• Suelos de horticultura urbana, campos de deportes y jardinería: jos. koolen @user.aenf. wag-ur. ni •

Sensores remotos, cartografía de suelos y estudios de evaluación y degradación de suelos: [email protected]

•

Procesos mecánicos e hidráulicos en suelos estructurados: [email protected]

• Contaminación de suelos y aguas subterráneas: [email protected] • Funciones del suelo en áreas urbanas, industriales y de minería para una mejor calidad de vida: [email protected] •

Educación, estrategias pedagógicas y formación de profesores: [email protected]

• Fertilizantes y enmiendas orgánicas: [email protected] • Suelos y geomedicina: [email protected] • Normas para un uso sostenible del suelo: [email protected] • WOCAT: Perspectiva mundial de enfoques y tecnologías de conservación: [email protected] • Manejo de suelos de sulfatos ácidos: [email protected] • Rizosfera: [email protected] • Funciones del suelo en la biosfera: [email protected]

17

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar alguna palabra española de origen árabe que indique el conoci­ miento de las técnicas de riego que tenían estos habitantes de la Península Ibérica en la Edad Media.

2.

¿Cuál es la aportación de Liebig a la Ciencia del Suelo?

3.

¿Quién es el introductor en España de los estudios de los suelos? ¿Y en los demás países?

4.

¿En qué año se creó la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo ¿Cómo ha pasado a denominarse la Sociedad a partir de 1998?

5.

¿Qué organismos han marcado la evolución inicial de los estudios de sue­ los en España? ¿Y en los demás países?

6.

¿Cuáles son las principales orientaciones de la Edafología al iniciar el siglo xxi?

Respuestas

1. Acequia, azarbe, aljibe. 2.

La teoría de la nutrición de las plantas.

3.

En España: Emilio Huguet del Villar.

4.

1924, International Union of Soil Science.

5.

En España: Escuela de Ingenieros Agrónomos de Madrid (1928); Instituí de Sois de Catalunya (1932); Mapa Agronómico Nacional (1940); Instituto de Edafología del CSIC (1942); Facultad de Farmaciade Madrid (1940).

6.

Proporciona las bases para abordar los temasreferentes a la protección del medio frente a procesos de degradación (contaminación, eliminación de residuos, erosión, salinización, etc.), procesos de rehabilitación de terre­ nos, y a la asignación de usos al territorio en base a su aptitud para distin­ tos tipos de usos. Interdisciplinariedad. Enfoque holístico para lograr un desarrollo sostenible.

8.

Bibliografía

8.1. Bibliografía básica Boulaine, J.: Histoire des Pédologues et de la Science des Sois. INRA. 297. París, 1989. González, F.: Desarrollo de la Ciencia del Suelo en España. 1 Congr. Nal. Ciencia del Suelo. Vol. 111:5-39. Madrid, 1984.

18

Krupenikov, I. A.: History o f Soil Science. From its inception to the present. A. A. 350 pp. Balkema, 1993. Sunyer, P.: La configuración de la Ciencia del Suelo en España (1750-1950). MAPA & Doce Calles, 612 pp. Madrid, 1996. Yaalon, D. H. and S. Berkowicz. (ed.): History ofSoil Science: International Perspectives. Catena Verlag. 438 pp. Reiskirchen. Germany. 1997.

8.2. Bibliografía de referencia Bech, J.: Trets més destacáis de Vobra pedológica d ’Emili Huguet del Villar. Bull. Inst. Cat. Hist. Nat. 50: 47-60. Barcelona, 1985. Dehérain, P. P : Traite de Chimie Agricole. G. Masson. 904 pp. París, 1852. Díaz-Fierros, F.: Un ensaio sobre a historia ecolóxica de Galicia: O aproveitamento do Solo. Real Academia Galega, 30 pp. A. Coruña, 2002. Dokuchaev, V. V.: Russian Chernozem: Selected Works ofV.V. Dokuchaev. Moscow. 1883. (Trad. Israel Prog. Scientific Transt.). N. Kramer, 1967. Durán, A.: Los suelos del Uruguay. Editorial Agropecuaria Hemisferio Sur, SRL. 398 pp. M ontevideo, 1985. García Calderón, N. E.: Semblanza del Dr. Nicolás Aguilera. In R. Quintero-Lizaola et al. (ed.): La Edafología y sus perspectivas al siglo xxi. Tomo II: XI-XIV. Col. Postgraduado, UNAM, UA Chapingo. México. 2000. Gardner, W. H.: Early Soil Physics into the Mid-20th Century. Adv. Soil Science, Vol. 4:1-101. 1986. Huguet del Villar. E.: El estado actual de la Edafología: La realidad y el ideal. Geo Crítica. 45:19-39 (Inédito hasta 1983). 1950. Huguet del Villar, E.: A propos du Centenaire de la Science du Sol. Comp. Rcnd. Soc. Se. Nat. Maroc. Rabat, 1937. IUSS: World Congress o f Soil Science. Bull o f International Union of Soil Sciences, 101: 10-27. Viena, 2002. Joffc, J. S.: Pedology, 2.a Ed. New Brunswick, 662 pp. New Yersey, USA, 1949. Marti. J.: Emilio Huguet del Villar,; IH71-1951. Cincuenta años de lucha por la Ciencia. 240 pp. Barcelona, 1984. Porta, J.: La investigación en Edafología en el cambio de siglo. In R. Quintero-Lizaola et al. (ed.): La Edafología y sus perspectivas al siglo xxi. Tomo I: 1-5. Col. Postgraduado, UNAM. UA Chapingo. M éxico, 2000. Porta, J.; Alcañiz, J. M.a; Castells, E.; Cruañas, R.; Danés, R.; Felipó, M.a T.; Sánchez, J. y Teixidó, N.: Introducció al coneixement del sol. A.E.A.C. & Fundació Enciclopedia Catalana. 166 pp. Barcelona, 1987. Reale, L.; Nori M. y Ferrari G.: Holistic approach to sustainable development. Proceeding Bologna Workshop, 117 pp. 1995. Robinson, G. W.: Los suelos. Su origen, constitución y clasificación. Ediciones Omega, S. A. 515 pp. Barcelona, 1960. Roquero, C.: El Conde de Gasparin. Bol. Bibliográfico Agrícola. 18:221-232. Madrid, 1951. Simms, D. H.: The Soil Conservation Service. Praeger Publishers. 235 pp. New York, 1973. Simonson, R. W.: Historical Aspects o f Soil Survey and Soil Classification. Soil Se. Soc. America. Madison, 1987. Simonson, R. W.: Origin and acceptance of the term Pedology. Soil Se. Soc. Am. J. 63:410, 1999.

19

2 El suelo como ente natural: Organización El suelo es la base de todos los ecosistem as terrestres. E.M.

1.

B r id g e s

y L.R.

O ld e m a n ,

1999

Estudio del suelo en el campo: pedión y polipedlón

Al ser el suelo un cuerpo natural tridim ensional, parte de un ecosistema, su estudio debe iniciarse en el campo, con la observación detallada y precisa, tanto del suelo en su conjunto, com o del medio en el que se halla. Desde un punto de vista cartográfico y atendiendo a las aplicaciones agronóm icas, ecológicas, medio­ ambientales, en arquitectura del paisaje u otras, deberán seleccionarse y estudiarse suelos representativos de cada una de las unidades en que sea posible subdividir un determinado paisaje, de acuerdo con la escala de trabajo. El perfil del suelo es un corte vertical del terreno, que perm ite estudiar el suelo en su conjunto desde su superficie hasta el material originario. Al observar un per­ fil pueden distinguirse capas que se denom inan horizontes, dado que su disposi­ ción suele ser horizontal o subhorizontal. C ada uno de ellos suele tener caracterís­ ticas y propiedades diferentes en un m ism o suelo, de ahí la im portancia de su identificación para estudiarlos, describirlos y m uestrearlos separadam ente. La existencia de horizontes fácilm ente discernibles no es un requisito imprescindible para que un determ inado material pueda considerarse que es un suelo. Los horizontes se delim itan atendiendo a los siguientes aspectos que se deta­ llan en el capítulo 3: •

De form a m ás evidente por las diferencias de color.

•

Por diferencias en las propiedades morfológicas: Textura. Estructura. Elem entos gruesos.

•

Por diferencias en propiedades asociadas: Consistencia: com pacidad, plasticidad, adhesividad, friabilidad y dureza.

El suelo queda delim itado en su parte superior por la superficie del terreno, su límite inferior puede resultar más difícil de definir. Teniendo en cuenta que los procesos de formación del suelo producen m odificaciones en sentido vertical, la 21

variación de las propiedades es función de la distancia a la superficie. La profundi­ dad, a partir de la cual las características son constantes, con independencia de la distancia a la superficie o presentan ritmicidad de carácter estratigráfico, define el límite inferior del suelo. La vista y el tacto, como sentidos, y un cuchillo y una lupa de mano serán ins­ trumentos básicos en una prospección de campo. La interpretación de fotos aéreas utilizando pares estereoscópicos facilita el situar los puntos de observación (cali­ catas, sondeos u otros) en posiciones representativas, al permitir identificar unida­ des morfológicas, que suelen estar relacionadas con las unidades de suelos. La relación existente entre unidades geomorfológicas y unidades de suelos se debe a su origen y evolución comunes, lo que permite establecer unidades morfoedáficas (Gaucher, 1981). Una unidad morfoedáfica viene caracterizada por una categoría de suelos cuyas propie­ dades varían dentro de estrechos intervalos. Es una parte del terreno que corresponde a una unidad geomorfológica que lleva asociada una determinada categoría de suelos o a una aso­ ciación de ellos, de tal manera que, en una región dada, la presencia de la unidad geom orfo­ lógica considerada implica necesariam ente la aparición de la unidad de suelos que tiene asociada y viceversa (Gaucher, 1981).

Para estudiar, describir y muestrear un individuo suelo se delimita de forma arbitraria un volumen mínimo. El Soil Survey Staff (S.S.S.) del Departamento de Agricultura de Estados Unidos (USDA) utiliza como unidad mínima de descrip­ ción y muestreo el pedión, lo que permite emplear métodos estadísticos y determi­ nar la pureza de un mapa de suelos. El pedión es un volumen arbitrario de suelo, considerado com o el más pequeño que puede reconocerse como un suelo individual, cuyas dimensiones laterales son suficientes para perm itir el estudio de las formas de los horizontes y sus relaciones. Su superficie puede ser de 1 a 10 m2, según la variabilidad del suelo. Su extensión vertical comprende desde la superficie (límite superior), hasta la aparición del material originario. Si los hori­ zontes son intermitentes o cíclicos, si bien recurrentes a intervalos lineales de 2 a 7 m, el pedión incluye la mitad del ciclo, si la recurrencia es con mayor intervalo se diferenciarán dos suelos distintos (S.S.S. 1975).

Los suelos presentan una variabilidad espacial significativa con cambios late­ rales graduales. Pediones cuyas características varían dentro de intervalos estre­ chos de unos a otros pueden agruparse en una misma unidad. Se trata de isopediones: conjunto de pediones contiguos que constituyen un polipedión (Johnson, 1963). El polipedión, por la extensión que ocupa, puede tener representación cartográfica en mapas de suelos a escala grande, constituyendo una unidad cartográfica (Cap. 21). Ahora bien, dentro de un polipedión puede haber cierta variabilidad entre los pediones que lo inte­ gran. Aparte de los isopediones puede haber pediones que ocupen una superficie demasiado pequeña para poder ser representada a la escala del mapa a la que se trabaja: constituyen las inclusiones o impurezas. En mapas a escala grande no llegan a superar un 15 a 20 % de la superficie de la unidad cartográfica representada.

22

El paso de una unidad cartográfica de suelos (Cap. 21) a otra contigua viene caracterizado por cam bios graduales en la m orfología y propiedades de los hori­ zontes por lo que el pedión representativo de un polipedión no será el que ocupe una posición de borde, sino aquél que se halle en el interior de una unidad carto­ gráfica. Este aspecto deberá tenerse en cuenta al situar los puntos a estudiar en el campo.

2.

Horizontes genéticos: Reglas de nomenclatura

La presencia de horizontes es el resultado de la evolución o génesis de un suelo a partir de un m aterial originario, de ahí que se denom inen horizontes genéticos. La form ación de horizontes, a veces denom inada horizonación, se debe a los diversos procesos que pueden tener lugar dentro de un suelo. Tam bién suelen ser distintos unos suelos de otros debido a que lo son o lo han sido las condiciones de m edio en un em plazam iento u otro (Cap. 18). Esto explica las distintas m orfologías en suelos de diferentes localizaciones en un territorio. Sin em bargo, la variabilidad no es infinita y al existir suelos con horizontes semejantes, resulta posible desarrollar un sistem a de denom inación de ám bito general.

Dokuchaev introdujo la utilización de las prim eras letras del alfabeto latino para designar los sucesivos horizontes de un suelo. Este uso se ha generalizado en el ám bito mundial, ya que resultan una ayuda extrem adam ente útil para transferir información en m orfología de suelos. Los horizontes principales se denom inan A, B, C, etc. No obstante, hay que destacar que las distintas entidades que se vienen ocupando de la nom enclatura de horizontes no han logrado un acuerdo com pleto al objeto de uniform izar la simbología. 23

Para denominar los horizontes se puede emplear como criterios:

— Utilizar la nomenclatura en relación al ám bito de estudio o del destino que se vaya a dar a la información requerida. — Dada la casuística de algunas propiedades y características de los suelos, sólo pre­ sentes en determinadas condiciones y ám bitos geográficos, si bien con gran relevan­ cia en ellos, se considera que el edafólogo puede utilizar la sim bología que consi­ dere m ás ad e cu a d a p ara lo g rar una d escrip ció n m ás sa tisfa c to ria , d eb ien d o especificarla en cada trabajo para evitar confusiones.

En el momento actual existen dos grupos de influencia, FAO y Soil Conservation Service del USDA, que han propuesto sus respectivos sistemas de denom ina­ ción de horizontes. En la presente obra se opta por la denominación que se consi­ dera más acorde con las características morfológicas de los suelos mediterráneos, siempre dentro de las propuestas de los distintos grupos. Al realizar una descrip­ ción se hace necesario precisar qué normas se utilizan en cada caso ya que, a pesar de que sería necesario un acuerdo en el uso internacional de la designación de horizontes, ello no ha sido todavía posible. Tal situación resta utilidad y dificulta la transferencia de conocimientos. Las equivalencias con otros sistemas pueden con­ sultarse en Roquero y Porta (1992). La letra utilizada para designar un horizonte genético debe servir para transfe­ rir la información de que es portador un horizonte: •

Posición que ocupa el horizonte en el suelo.

•

Proceso genético preponderante en la formación del horizonte.

•

Característica o propiedad destacable.

Las reglas de nomenclatura cuya utilización se recomienda son las siguientes: •

Los horizontes principales se designan por medio de letras mayúsculas.

•

El proceso principal responsable de la formación del horizonte se indica por letras minúsculas que se añaden al horizonte principal como subíndice o como segundo carácter. Por ejemplo, Bt representa la acumulación de arcilla (del alemán ton = arci­ lla) por movimiento dentro del suelo (translocación).

•

Los índices numéricos sólo sirven para designar una secuencia en la posición del horizonte dentro del suelo. Por ejemplo, B tl, Bt2.

•

Los horizontes transición se designan por la combinación de las letras de los hori­ zontes afectados, sin índices. — Si las propiedades del horizonte son intermedias, con un cierto predominio de las características de un horizonte sobre las del otro. Por ejemplo, AB (predominan las del A) frente a BA (predominan las del B).

24

— Si los horizontes principales son claramente identificables, con inclusiones de uno de ellos en el otro, se designan ambos separados por una barra. Por ejemplo, A/B o B/A, según cual predomine. • Las discontinuidades litológicas representan cambios abruptos en la litología del material originario del suelo, detectadles en sentido vertical en el perfil, causados por procesos geológicos (Schaetzl, 1998). Se expresan anteponiendo a la letra del hori­ zonte un número arábigo de forma secuencial. Por ejemplo, A 2C. La existencia de horizontes de transición, B/A y B/C y de discontinuidades litológicas se ilustran en el siguiente esquema:

A B/A B

s.v.Ma.v.yd,/, i:1'.'-v.

B/C C

Los horizontes genéticos principales se designan atendiendo a su posición en el perfil y al proceso form ador preponderante, con la significación que se indica: Denominación

D efin ició n

H (histos, tejido) Horizonte orgánico de un suelo orgánico. Formado por acumulación «in situ» de

materia orgánica en superficie, en un medio saturado de agua durante períodos pro­ longados. Horizonte de turberas. Denominación FAO (Driescn et al., 1991).

materiales minerales

0*Hs

20 % C. orgánico

O (orgánico)

Horizonte orgánico de un suelo mineral. Formado en la parte superior del suelo en condiciones predominantemente aerobias. Contiene un 20 % o más de carbono orgánico. Horizonte típico de suelos de bosque.

25

D en o m in ació n

D efinición

A

Horizonte mineral oscurecido por aportes de materia orgánica. Formado en la parte superior del suelo, o debajo de un O. El relativo oscurecimiento de su color se debe a la materia orgánica, por aportes de hojas, raíces u otras partes de las plantas. Puede haber perdido componentes por eluviación, si bien este proceso no tiene carácter dominante. También se designa como A cualquier horizonte en superficie afectado por laboreo o pastoreo.

E (eluvial)

Horizonte mineral empobrecido por eluviación máxima. Su color claro se debe a que ha perdido uno o más de los siguientes componentes: materia orgánica, hie­ rro, aluminio o arcilla. Presenta un enriquecimiento relativo de limo y arena. Se halla debajo de un O o un A y encima de un B. Horizonte de algunos suelos ácidos.

B

Horizonte mineral formado en el interior del suelo. Ha sufrido una destrucción de toda o parte de la estructura originaria de la roca. Existen horizontes B de meteo­ rización, por ejemplo: Bw; así como de acumulación de distintos componentes, por ejemplo: yeso By, arcilla Bt.

C

Horizonte mineral, comparativamente poco afectado por procesos edafogéni­ cos, excepto meteorización o hidromorfismo. Saprolita o material de característi­ cas próximas a las del material originario. Si se trata de un material consolidado, al ponerlo en agua 24 horas se deshace; en campo, si está húmedo puede ser cavado. Puede tratarse de una capa de gravas.

R (roca)

Roca consolidada subyacente, demasiado dura para romperla con la mano. Si presenta grietas deben estar separadas más de 10 cm. Dureza mayor de 3 en la escala de Mohs, excepto si se trata de yeso en forma de roca. Impide el paso de raí­ ces. Se requiere un pico para romperla. Sumergido en agua 24 horas no se deshace. Contacto lítico.

K (kalk)

Horizonte con gran acumulación de carbonato cálcico o carbonatos cálcico y magnésico (Gile, 1965). Se corresponde al hipercálcico propuesto por el Internatio­ nal Committee on Aridisols (ICOMID) (Eswaran y Zi-Tong, 1991).

Y (yeso)

Horizonte con elevado contenido de yeso. Su color blancuzco se debe al compo­ nente mayoritario. Equivale a un hipergypsico, según ICOMID.

Por lo general, la diferenciación de horizontes se hace patente a medida que progresa la evolución del suelo. Así, por ejem plo, en el caso de un suelo que se forme a partir de una roca caliza:

i i i r

El uso de letras minúsculas en la denominación de horizontes ya sea como subíndice o como segundo carácter junto a la letra que designa al horizonte principal, sirve para desta­ car el proceso edafogénico dominante. En la descripción de los criterios básicos de diag­ nóstico que se da seguidamente se hace necesario utilizar algunos términos que se introdu­ cen más adelante en el texto, a donde se puede recurrir a través del índice alfabético del final de la obra. 26

Los principales subíndices recomendados son: Medios más representativos Nomenclatura y origen Proceso identificado

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

Bosques

Horizontes de superficie.

Descomposición de la m.o.

Se aplica a un horizonte 0 .

Alta Media Baja

a e i

Oa Oe Oi

Menos de un 17 % (v) de fibras identificables. 17 < fibras < 40 % en volumen, fibras > 40 % (v).

P (ingl.plough)

Ap

Horizonte en superficie, labrado o perturba­ do antrópicamente.

Suelos cultivados Laboreo Compactación

Restricción física para raíces. Suela de la­ bor. Zonas com pactadas mecánicamente, naturales o antrópicas.

d

Suelos mediterráneos w (ingl. weathering)

Bw

Desarrollo de color o estructura diferentes a los del material originario. Puede presentar síntesis (neoformación) de arcilla «in situ», sin translocación.

t (al.ton)

Bt

Revestimiento de arcilla en canales de raí­ ces y poros. Son debidos a translocación. Deben ser verificados en lámina delgada. Se aplica al B y al C.

Acumulación secundaria de k carbonatos alcalino-térreos (al. kalk)

Bk

Formas de acumulación de carbonato cálcico: carbonato cálcico pulverulento, ce­ mento geopetal. nodulos y otros. Eferves­ cencia con HCI del 11 %.

Acumulación en forma de nodulos

n (ing. nodule)

Bkn

Acumulaciones de forma arriftonada, centimétrica, generalmente de carbonato cálcico. Se excluyen los de hierro o manganeso.

Cementación

m (ingl. massive)

Bkm Km

Cementado en más de un 90 % en volumen. Se añade a otro índice que indica el tipo de cemento.

y

By

Formas de acumulación de yeso: vermifor­ me, cemento geopetal y otros. Ensayo con BaCL.

Acumulación de sodio en las sedes de intercambio: sodificación y alcalinización

na (lat. natrium)

Btna

Translocación de arcilla: revestimientos. Análisis de laboratorio: porcentaje de sodio intercambiable E SP> 15 %.

Acumulación de sales más solubles que el yeso

z

Az

Vegetación halófila. Ensayo Cl y S 0 4’_

Bh

Br y Cr < 3 (húmedo): c.o. > 1 %

Mctcori/.ación

Acumulación de arcilla iluviada

Acumulación secundaria de yeso

(esp. yeso)

Suelos zona húmeda Meteorización

w

Acumulación de arcilla iluviada

t

Acumulación iluvial de complejos materia orgánica-sesquióxidos, dispersables, amorfos

h (lat. humus)

s

Bs

Color (húmedo): Br y Cr > 4

—>

27

Medios más representativos Nomenclatura Proceso identificado y origen Algunos autores han gene­ ralizado la utilización del subíndice h para designar horizontes ricos en humus, con independencia del proceso, horizonte A enriquecido (Canadá SSC, 1978, Duchaufour, 2001).

h

Tanto los sesquióxidos como la materia orgánica son significativos

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

Ah

Brillo por lo menos una unidad inferior al del horizonte subyacente, o 0,5 % más c.o. que el 1C o ambas cosas y c.o. < 17 %.

Ah

En Andosoles, p.e.

hs

Bhs

Color: En húmedo el brillo y el croma es 3 o menos (Cap. 3).

g (celta, gley)

Ag, Bg, Cg

Colores grises, moteados; derivado de condi­ ciones anaerobias. Capa freática.

c

Ce

Elem entos esferoidales. Colores oscuros. Condiciones hidromorfas actuales o anti­ guas (paleo), muy prolongadas.

q

Cq

Recubrimientos blancos de ópalo.

qm

Bqm Cqm

X

Cx

Acumulación residual de sesquióxidos en suelos tropicales

ox. (fr. oxide)

Box

Análisis de laboratorio.

lluviación de arcilla muy acentuada

Pl (esp. planosol)

Btpl

Horizonte subsuperficial muy rico en arcilla iluviada. Cambio textural abrupto.

Oxidación de sulfuras

j (esp. jarosita)

Bj

Presencia de jarosita: KFe 3(S 04) 2(O H )6. Posible en suelos drenados que contenían sulfuras. Condiciones de acidez extrema, pH < 3,5.

r

Cr

Saprofita, roca ígnea meteorizada o rocas blandas poco consolidadas. Impiden el paso de las raíces. D ificu ltad de excav ació n moderada a baja.

Suelos hidromorfos deificación Acumulación de concreciones de hierro y/o manganeso Otros medios Acumulación secundaria de sílice Cementación continua por material silíceo

Desarrollo de consistencia, fragilidad o densidad aparente elevada

Tipo de material

Horizonte permanentemente helado Laterización

28

(ingl. quartz)

f (ingl. frost) V

Horizonte subsupcrficial cementado por sí­ lice, difícil de trabajar con el cuchillo y que no se deshace en agua. Insoluble en HC1 IN y soluble en KOH en caliente. Tepetate (P-P-) Fragipán. Horizonte subsuperficial con den­ sidad aparente alta. En seco parece cemen­ tado; en húmedo es muy frágil. Muy poco permeable. Grietas poligonales.

Zonas boreales. Plintita. Presencia de material rojizo rico en hierro, entrerrejado con material de color claro. Se endurece irreversiblemente al expo­ nerlo al aire, si se deseca y humedece repeti­ damente. Zona tropical, o en paleosuelos. —>

Medios más representativos Nomenclatura Proceso identificado y origen Grado de meteorización del material mineral alto

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

di

Bdi

Horizonte subsuperficial (kándico, de kandita: silicato alumínico hidratado, en gene­ ral). Análisis de laboratorio.

b (ingl. buried)

Ab

Superposición de suelos. Se puede identifi­ car por una secuencia anómala de colores o de propiedades en el perfil.

ss (ingl. slickensides)

Bss

Caras de deslizamiento brillantes. Típico de suelos con arcillas expandibles (Vertisoles).

Situaciones particulares Horizonte enterrado

Suelos con arcillas expandibles Expansión-retracción de arcillas

ESTUDIO DE CASOS En la planificación de un estudio de suelos en un área semiárida, se desea que todos los prospectores que van a intervenir en el equipo utilicen los mismos cri­ terios al describir los suelos. Para ello se prepara una guía que debe contem­ plar los siguientes casos, para los que debe concretarse la denominación a uti­ lizar, lo que se pide que haga: 1.

Horizontes en superficie formados por una calcilutita, en superficie por ero­ sión y que es objeto de cultivo.

2.

Horizontes que presentan una estructura y color diferentes a las del mate­ rial originario y cuya posición es subsuperficial.

3.

Horizonte subsuperficial, estructurado, rico en materiales silicáticos y que presenta yeso vermiforme.

4.

Horizonte formado por gravas que presentan cemento geopetal.

5.

Horizonte subsuperficial, con estructura edáfica, predominio de material silicático, si bien presenta acumulaciones de carbonato cálcico.

6.

Horizonte subsuperficial con acumulación generalizada de carbonato cál­ cico, sin estructura edáfica, y con más del 60 % de carbonato cálcico equi­ valente. Su color es amarillo anaranjado.

7.

Horizonte subsuperficial cementado por carbonato cálcico.

8.

Horizonte formado por una roca caliza dura, no fragmentada.

Respuestas 1.

Ap

2.

Bw

3.

Bwy

4.

Ck

5.

Bwk

6.

Bk = K

7.

Bkm = Km (corresponde a una costra caliza)

8.

R

29

«M ás que “ suelo” y “ subsuelo” nos interesa conocer el suelo de arriba abajo, desde la superficie hasta la roca o m aterial originario. En una palabra, nos interesa con o cer “la naturaleza del suelo” y no una parte de él». E stas palabras fueron escritas y publicadas en 1938 por A ntoni Oriol y Josep Valle en el libro publicado en catalán Q ué és la C iencia del sol. Los autores afirm an, no sin razón, que en to d a A gricultura se habla de «suelo» (tierra trabajada y afectada por los aperos de labranza) y «subsuelo» (zona no intervenida por ellos), lo que representa haberse quedado en una fase m uy inicial en la com prensión del com portam iento «suelo», aquella en la que este ente natural era visto únicam ente com o un soporte para el crecim iento de las plantas. De esta concepción del suelo procede el criterio sim plista de los m uéstreos de 0 a 20 cm (una m uestra) y de 20 a 40 cm (otra) en análisis de fertilidad, cuando lo que puede requerirse es una observación de todo el perfil del suelo y no de sólo una parte de él, para poder llegar a un buen diagnóstico de un problem a.

3.

Sequum

Los suelos presentan una variabilidad espacial en sus características. La exis­ tencia de distintos horizontes en sentido vertical hace aparecer una anisotropía, que define una secuencia de horizontes o sequum (pl. sequa). En los suelos más evolucionados, el sequum se caracteriza por los horizontes eluviales en superficie, los iluviales y los sucesivos horizontes por debajo hasta la aparición del material originario. En un suelo evolucionado del área m editerránea el sequum puede estar carac­ terizado por la presencia de horizontes eluvial e iluvial en una secuencia del tipo A E Bt Bk Ck. El sequum lateral viene definido por una sucesión continua de cuerpos de suelo en dirección horizontal desde un suelo dado. Los cam bios en el sequum late­ ral suelen ser graduales, a no ser que haya m ateriales geológicos estratificados, filones, laboreo, o que el suelo sea muy viejo.

4.

Horizontes de diagnóstico

La definición de los horizontes genéticos es m eram ente cualitativa, lo que en algunos casos puede dificultar su em pleo. Esto, unido al hecho de no haberse lle­ gado a una norm alización de la nom enclatura de horizontes genéticos a nivel inter­ nacional, dificulta la transferencia de inform ación m ediante ellos. Para evitar estos inconvenientes, el Soil Survey Staff del USDA introdujo el concepto de horizontes de diagnóstico, cuyo uso se ha generalizado en todo el mundo. Un horizonte de diagnóstico es un horizonte definido m orfom étricam ente o al menos con la m ayor precisión posible, con datos de cam po y de laboratorio, para su utilización taxonóm ica. 30

El concepto de horizonte de diagnóstico se introdujo en la cuarta aproximación de Soil Taxonomy en 1955 (Cline, 1979). La utilización de los horizontes de diagnóstico fue un tema muy discutido inicialmente. M uir (1969), por ejemplo, afirm a que Soil Taxonomy da más importancia a la presencia o ausencia de un horizonte de diagnóstico que al perfil en sí mismo y que ello representa un retroceso en relación al sistema de Kubiena; Duchaufour (1963) también resulta muy crítico. Contrariamente, Boulaine (1982) considera que la utili­ zación de los horizontes de diagnóstico hace que Soil Taxonomy se base en el principio general de la edafogénesis; y según Smith (1981) representa introducir indirectamente la génesis en la definición de los taxones. Los horizontes de diagnóstico no son unidades independientes, sino que los de cada suelo corresponden a una determinada organización y derivan de los procesos edafogénicos actuantes. Esto, junto con la objetividad alcanzada en la aplicación de estos conceptos, explica que su uso se haya generalizado. No obstante, se ha objetado que Soil Taxonomy ha dado dem asiada preponderancia a algunos de estos horizontes como criterio de diagnóstico, a pesar de que su identificación no siempre resulte incuestionable incluso en laboratorio, lo que debilita las interpretaciones. La utilización de los horizontes de diagnóstico no va nece­ sariamente ligada a Soil Taxonomy, sino que otros sistemas de clasificación también los usan (Caps. 19 y 20).

5.

Epipedión y endopedión

Los horizontes de diagnóstico (S.S.S. 1999) formados en la parte superior del suelo se denominan epipediones. Se caracterizan por presentar un color relativa­ mente oscuro, debido a la incorporación de materia orgánica por aporte de hoja­ rasca y raíces, o bien por ser horizontes eluviales superiores. En la clasificación Soil Taxonomy se han establecido ocho epipediones (S.S.S. 1999). Los presentes en el área mediterránea por orden de importancia en cuanto a la superficie ocupada son: óchrico, úmbrico, móllico, antrópico, hístico. En otras zonas pueden hallarse el melánico, el folístico y el plaggen: Denominación

C aracterísticas simplificadas

Móllico

Con buena estructura. Horizonte de color oscuro debido a la materia orgánica; satu­ ración de bases alta (Cap. 9), superior al 50 %. Típico en suelos de pradera de gra-

Úmbrico

Morfológicamente semejante al móllico, pero característico de suelos ácidos, con un porcentaje de saturación de bases inferior al 50 %.

Antrópico

Horizonte que ha adquirido unas características semejantes a las de un móllico por intervención humana. A causa del estercolado y de aportes antropógenos cuyo conte­ nido en fósforo es muy elevado, lo que ofrece un criterio para diferenciarlo de un móllico.

Plaggen

De origen antrópico, formado por acumulación de los materiales de camas de ganado a lo largo de muchos años. Ausente en el área mediterránea.

Óchrico

Pobre en materia orgánica, en general, de colores claros y poco espesor para móllico, estructura moderada, a veces duro o muy duro en seco. Típico en la zona mediterránea.

Hístico

Horizonte orgánico formado en condiciones de saturación por agua durante períodos prolongados. Típico de turberas (Histosoles). —> 31

Denominación

C aracterísticas simplificadas

Mclánico

Horizonte de color oscuro, con elevado contenido de materia orgánica, característico de suelos volcánicos.

Folístico

Generalmente material orgánico que contiene un volumen importante de fibras de Sphagnum (más del 75 %) y una baja densidad aparente (Cap. 11). Saturado con agua menos de 30 días.

Epipedión no es sinónimo de horizonte A, puede incluir parte o la totalidad del horizonte B, si está oscurecido por materia orgánica desde la superficie. Por otro lado, para que se trate de un epipedión se requiere la acción de procesos edafogénicos, por lo que depósitos recientes, finamente estratificados, no constituyen un epipedión. Los procesos edafogénicos pueden dar lugar a la formación de horizontes den­ tro del suelo. Soil Taxonomy los denomina genéricamente horizontes de diagnós­ tico subsuperficiales, si bien resulta más adecuado el neologismo endopedión, que se utiliza en la presente obra. Los endopediones se forman debajo de un A o de una capa de hojarasca. Son el resultado de procesos de meteorización del material ori­ ginario o de la translocación de sustancias movilizadas en la parte superior del suelo y acumuladas en el endopedión. En Soil Taxonomy (S.S.S., 1999) se han definido 20 endopediones que recubren los distintos ám bitos geográficos y el Comité Internacional de Aridisoles (ICOMID, 1989) propuso añadir el hipercálcico y el hipergypsico, si bien esta propuesta no ha sido aceptada.

Denominación

C aracterísticas simplificadas

Cámbico

Horizonte de meteorización. Corresponde a un B estructural, si bien no todos los Bw equivalen a un cámbico.

Cálcico

Horizonte de acumulación de carbonato cálcico o cálcico y magnésico: Bk, Ck. Tiene 15 cm de espesor o más. Contiene un 15 % o más de CaCO, equivalente.

Pctrocálcico

Horizonte cálcico cementado: Bkm, Km, Ckm.

Hipcrcálcico Horizonte de acumulación de carbonato cálcico o cálcico y magnésico, muy gene­ (ICOMID, 19S9) ralizada en todo el horizonte (> 60 %): K. Argílico

Horizonte iluvial en el cual se ha acumulado arcilla por translocación: Bt.

Glósico

Horizonte con lenguas de álbico en un remanente de argílico, kándico o nátrico.

Gypsico

Horizonte de acumulación de yeso: Bwy, By.

Petrogypsico

Horizonte gypsico cementado: Bym, Ym.

Hipergypsico

Horizonte subsuperficial con yeso muy abundante ( > 60 %): Y

(ICOMID. 1989) Nátrico

Horizonte con iluviación de arcilla sódica (porcentaje de sodio de cambio, ESP > 15 % (SAR > 13): Btna.

Sálico

Horizonte de 15 cm o más de espesor, con un enriquecimiento secundario de sales más solubles que el yeso en agua fría.

Albico

Horizonte fuertemente eluviado. De colores blancuzcos, debido a la arena y limo residuales: E. -»

32

C arac te rístic a s sim plificadas

Denom inación

Espódico

Plácico

Horizonte de acumulación iluvial de materiales amorfos, materia orgánica, alumi­ nio con o sin hierro, activos. Típico de los podzoles bien desarrollados: Bh. Bs, Bhs. Horizonte de poco espesor, cementado por hierro, hierro y manganeso, o por un complejo de materia orgánica y hierro. Se puede presentar en podzoles.

Ortstein

Horizonte cementado de materiales spódicos (Cap. 19).

Kándico

Horizonte enriquecido en arcilla, sin exigencia de que la arcilla se identifique como iluvial. Horizonte franco, franco arenoso o franco limoso, de densidad aparente (Cap. 11) muy alta, duro en estado seco y frágil en estado húmedo, a menudo con moteado. Estructura laminar, red poligonal con zonas blanquecinas. En superficies antiguas: Bx, Cx. Horizonte extremadamente meteorizado, química y físicamente, formado esencial­ mente por óxidos de hierro y aluminio hidratados, arcillas 1:1 (Cap. 7) y minerales muy poco meteorizables. Zona intertropical.

Fragipán

Óxico

Ágrico

Horizonte iluvial, formado bajo la capa cultivada, con cantidades importantes de limo, arcilla y humus iluviados a través de los poros grandes de la capa labrada.

Sómbrico

Horizonte con humus iluvial, no asociado al aluminio ni al sodio. Baja saturación de bases (< 50%).

Sulfúrico

Horizonte extremadamente ácido (pH 1:1 en agua < 3,5), formado por oxidación de materiales sulfurosos. Con motas de jarosita. Muy tóxico para la mayoría de las plantas. Horizonte cementado por sílice. Regiones volcánicas con clima con estaciones con­ trastadas (Duchaufour, 2001), por ejemplo, en Vilaflor (Tenerife).

Duripán

Las correspondencias con los horizontes genéticos no son biunívocas, ya que los horizontes diagnóstico han sido definidos de form a cuantitativa y con muchas mayores exigencias. La im portancia relativa con que se pueden presentar los horizontes diagnóstico varía de unos ám bitos geográficos a otros: AMBIENTES

Horizontes Epidediones: O chrico....................... M óllico....................... U m brico..................... Melánico..................... A ntrópico................... Plaggen....................... Hístico ....................... Folístico ..................... Endupediones: C ám bico..................... C álcico ....................... Argílico....................... Petrocálcico ...............

Mediterráneo

• •• • •

• •• •• •• ••

Templado-Húmedo Tropical húmedo

•• •• •• • • • •

•• • •• •

••

••

•

• ••

Tropical árido

• ••

•

••• •• • ••

->

33

Horizontes

AMBIENTES Mediterráneo

G ypsico........................ A lb ico .......................... Nátrico ........................ S á lic o .......................... D uripán........................ A grico.......................... E spódico...................... Fragipán ...................... G ló sic o ........................ Plácico ........................ O rtstein ........................ Óxico .......................... Kándico ...................... Sómbrico .................... Sulfúrico...................... Petrogypsico...............

6.

• • • • • •

Templado-Húmedo Tropieal húmedo

Tropical árido •

•

• • • ••

••• • • • •

•

• •• • • • •

Soium

El solum es la parte del perfil más afectada por procesos edafogénicos y bióticos, origen de las propiedades y características que han provocado su diferencia­ ción respecto al material originario. De una form a aproxim ada se puede considerar que es el conjunto de los horizontes A y B. Para algunos tipos de estudios puede resultar suficiente referirse a esta parte del pedión, en lugar de considerar todo el suelo. El solum es un perfil incompleto. El límite inferior del solum es difícil de establecer (Chizhikov, 1968). La aplicación práctica de este concepto puede resultar dificultosa, si se atiende a la definición estricta. Por ello en la práctica se suele tomar como límite inferior la profundidad máxima alcanzada por las raíces de las plantas perennes, lo que corresponde a la zona de actividad biológica más intensa. A partir del estudio del solum, un prospector experimentado debe ser capaz de inferir las propiedades del suelo completo. En algunos casos, será necesario estudiar todo el perfil, precisamente para explicar por qué se detienen las raíces donde lo hacen.

7.

Sección control

Para algunas aplicaciones, el estudio puede concretarse en una parte del suelo, delimitada de forma específica, adaptada al objetivo buscado y establecida con la mayor precisión posible. Esto ha llevado a introducir el concepto de sección con­ trol (S.S.S., 1975), que se utiliza para caracterizar el régimen de humedad del suelo (Cap. 19), para definir familias de suelos según las clases del tamaño de las partí­ culas o según las clases mineralógicas, etc. El criterio utilizado para delim itar una sección control no es el mismo según la característica a que se haga referencia. 34

La determinación de la sección control de humedad de un suelo determinado tiene por objeto facilitar la estimación de su régimen de humedad, que está estrechamente relacio­ nado con la disponibilidad de agua para las plantas y su crecimiento, de ahí que se tome en consideración en la denominación de los suelos según Soil Taxonomy. La sección control de la mayoría de los suelos tiene como límite superior el definido por la profundidad a la que llega el frente de humectación después de 24 horas de añadir 25 mm de agua al suelo en estado seco y el inferior, después de 48 horas de añadir 75 mm:

Como límites orientativos de la sección control de humedad en función de la clase textural (Cap. 6) pueden tomarse a falta de medidas en campo:

10 20 30

* * * * * * * * * * * * * * * * * * *

30

60

cm

cm

00000000 00000000 00000000 00000000 00000000 00000000 00000000

90 cm

La presencia de elementos gruesos hace que estos límites sean más profundos, también se verán afectados por la presencia de galerías de animales, grietas, etc.

35

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

FAO: World Referente Base for Soil Resources World Soil Resources Report 84. Food and Agriculture Organization of United Nations. 88 pp. Rome, 1998. ICEA: Denominado d ’horitzons genétics. Grup de Trcball de Nomenclatura d’horitzons de sois. Quadems Agraris. 16:11 1-126. Barcelona, 1993. Nieves, M. y V. Gómez: Designación de los horizontes y capas de suelo. Agencia del Medio Ambiente. 137 pp. Madrid, 1992. 5.5.5.: Soil Taxonomy. A Basic System ofSoil Classificatdion for Making and Interpreting Soil Surveys. Natural Resources Conservation Service. 869 pp. USDA Washington, D.C. 1999.’

8.2.

Bibliografía de referencia

Boulaine, J.: Typologie des sois. Dept. des Sois. INA, 8:1-135, 1982. Bridges, E. M.: Origins, Adoption and Development ofSoil Horizon Designations. Adv. in Geo Ecoiogy 29:47-65. Catena Verlag Reiskirchen, 1997. Cañada S.S.C.: The Canadian System o f Soil Classification. Cañada Department of Agri­ culture Publication 1646. 164 pp. 1978. Cline, M. G.: Soil Classification in the United States. Department of Agronomy 904 Bradfield Hall. Comell University, 207 pp. 1979. Chizhikov, P. N.: The lower soil boundary. Soviet Soil Sci., N.° 11:1489-93. 1968. Drissen. P. M. y R. Dudal: The Major Soils o f the World. Agricultural University Wageningen & Katholieke Universiteit Leuven. 310 pp. 1991. Duchaufour, Ph.: Soil Classification. A comparison o f the American and The French Sys­ tems. J. Soil Sci.14,1:149-152, 1963. Duchaufour, Ph.: Introduction á la Science du sol. Sol, végétation, environnement. 331 pp. Dunod. 2001. Gaucher, G.: Les Facteurs de la pédogénése: Tome II G. Lelotte 730 pp. 1981. Gile, L. H.; Peterson, F. F. y Grossman, R. B.: The K horizon: a master soil horizon o f car­ bonate accumulation. Soil Sci. 99:74-82, 1965. ICOMID: in Eswaran, H. y Zi-Tong, G.: Properties, Génesis, Classification, and Distribution o f Soils with Gypsum. SSSA Special Public. N. 26:88-119. 1991. Johnson, W. M.: The pedon and the polypedou. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 27:212-15. 1963. Muir, J. W.: A natural system o f soil classification. Journal of Soil Science. Vol. 20 N.° 1: 153-166. 1969. Oriol, A. y Valle, J.: Qué és la Ciencia del Sdl. Biblioteca del Pagés. D.G. Agricultura. 128 pp. Barecelona, 1938. Roquero, C. y Porta J.: Agenda de campo para estudio del suelo. UPM. Madrid, 1992. Schactzl, R. J.: Lithologic discontinuities in some soils on drumlins: theory, detection and application. Soil Science. 163,7:570-590. 1998. Smith, G.: Soil Climate in Soil Taxonomy. Third Int. Soil Classi£ Workshop. 1-10. Damascus, 1981. 5.5.D.S.: Soil Survey Manual. Soil Survery División Staff. USDA Handbook N. 18.437 pp. 1993. Soil Survey Staff: Soil Taxonomy. A Basic System o f Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys. USDA. Handbook N.° 436, 754 pp. 1975. 36

3 Morfología y descripción de suelos Hay que destacar la importancia del trabajo de campo para llegar a entender la génesis y el comportamiento de los suelos. P hter , W. B irkeland . 1973

Uno de los primeros pasos en el estudio de un suelo es su descripción. Para hacerlo se recurre, por lo general, a los rasgos morfológicos, porque son fácilmente observables y reflejan la acción de los procesos formadores del suelo. La actuación de unos u otros procesos proporciona información acerca de las condiciones de medio en que se ha desarrollado el suelo. El estudio de la morfología de suelos se halla muy desarrollado, por su utilidad en obtener información acerca del suelo. Los caracteres observables en un suelo, m orfológicos o derivados, son aquellas propiedades relacionadas con la organización del suelo en horizontes (espesor y disposición) y, para cada horizonte, textura, estructura, porosidad, consistencia, etc. (SSSA 1987). El estudio de la morfología permite reconstruir los procesos edafogenéticos, las condiciones del medio bajo las cuales aquéllos tuvieron lugar y, en muchos casos, interpretar o predecir el comportamiento de las plantas y la respuesta del suelo frente a actuaciones tecnológicas o a cambios de uso. La morfología puede describirse en campo por medio de la vista y el tacto (macromorfología) o bien en laboratorio por medio de análisis: observaciones con lupa (mesomorfología); en láminas delgadas con ayuda de un microscopio petro­ gráfico (micromorfología); o con técnicas que permitan un m ayor detalle (submicroscopía). La interpretación de propiedades m acrom orfológicas constituye el enfoque metodológico que con mayor facilidad, rapidez y economía permite obte­ ner información acerca del suelo.

1.

Propiedades observadas y propiedades inferidas

Existen una serie de características del suelo que pueden observarse directa­ mente y medirse fácilmente en el campo. Las relaciones existentes entre característi­ cas morfológicas y otras propiedades de interés (funciones de edafotransferencia, Lilly, 2000), permiten inferir éstas a partir de aquéllas. El establecimiento de tales relaciones es, a menudo, una labor delicada que requiere una gran experiencia local. 37

Su interés es incuestionable para deducir o inferir otras propiedades más difíciles de medir en el campo o que requerirían análisis de laboratorio lentos y costosos. Una prospección edafológica de calidad será aquélla que tome en considera­ ción propiedades altamente relacionables con procesos formadores y con el com ­ portamiento del suelo frente a posibles usos o actuaciones. Lo deseable será que se hayan establecido relaciones m orfología-respuesta para los suelos de una determ i­ nada localidad o región, debiendo evitar generalizaciones indiscriminadas en la aplicación de tales relaciones a suelos de otras zonas, sin contrastar previamente su validez. Entre las relaciones cualitativas de validez bastante general cabe indicar las siguientes: Propiedades observadas Límite entre horizontes

Propiedades de posible inferencia Abrupto: — Laboreo. — Sucia de labor. Impide el paso de las raíces y el agua. — Vejez del suelo. Facilita la identificación de horizontes. — Contacto lítico. Irregular: — Con digitaciones oscuras del A que entran en el B: actividad de la macrofauna. — Con amplias ondulaciones: en suelos de bosque pueden corresponder a árboles arrancados por el viento. Lenguas o digitaciones: — Un álbico, E, que entre en un argílico o un nátrico: vejez del suelo. La lengua puede corresponder a una vía de circulación preferente del agua.

Espesor de un horizonte

El espesor del epipedión suele estar relacionado con el crecimiento de las plantas y el rendimiento de los cultivos. Epipedión de gran espesor: Vegetación originaria a base de gramíneas.

Profundidad del suelo

Posibilidades de enraizamiento en general y anclaje para árboles. Disponibilidades de agua y nutrientes. Aptitud del suelo para el crecimiento de las plantas.

Profundidad efectiva

Profundidad hasta la cual pueden desarrollarse las raíces, siempre que el agua no sea un factor limitante. Puede haber unas pocas raíces finas o muy finas. Debe indicarse la planta de referencia. Restringida por contacto lítico o paralítico; horizonte cementado; horizonte compacto, temperatura del suelo; fragipan.

Color

Componentes: — Color oscuro: • Materia orgánica • Minerales ferromagnesianos • Heredado del material originario (esquistos) • Óxidos de hierro y manganeso • Materiales piroclásticos (lapilli) — Color blancuzco: • Arena cuarzosa • Caliza • Yeso • Algunos materiales volcánicos: pumitas y jabíes (Canarias, México, etc.). • Sales más solubles que el yeso (eflorescencias blancas en superficie).

38

Propiedades observadas

Propiedades de posible inferencia — Color rojo a amarillo: • Óxidos de hierro de menos a mas hidratados. • Heredado del material originario (margas rojas). Régimen de humedad: — Colores grises: síntomas de reducción. — Colores grises con moteado: síntomas redox. — Colores grises: zonas decoloradas por perdida de óxidos de hierro (laterita). — Colores amarillo pálido a gris: posibles problemas por drenaje deficiente; asfixia radicular. — Colores rojos a pardos: buena aireación, buena eliminación del agua, buen drenaje.

Manchas

Régimen de humedad del suelo. — Drenaje deficiente: Hidromorfismo temporal. Pueden deberse a procesos de meteorización.

Elementos gruesos

Disminución del volumen de suelo explorablc por raíces. Dificultades para la mesofauna. Problemas de laboreo. Desgaste de aperos. Menor tendencia a la compactación y a la formación de costra superficial.

Textura

Comportamiento frente al laboreo. Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). Riesgo de compacidad: dificultad para el paso de las raíces en horizontes muy arcillosos. Disponibilidad de nutrientes. Baja en horizontes arenosos. Erosionabilidad. Rendimiento de los cultivos.

Estructura

Aireación. Movimiento del agua. Nascencia. Costra superficial. Erosionabilidad. Paso de raíces. Muy restringido en horizontes con estructura maciza.

Consistencia

Impedimento al paso de raíces. Suela de labor. Aireación. Compactación. Adherencia. Resistencia a la deformación.

Cementaciones

Impiden el paso de raíces y dificultan el movimiento del agua. Dificultan las obras de ingeniería.

Acumulaciones

Procesos edafogenéticos específicos. Argiluviación: acumulación de arcilla iluviada; etc. Influencia sobre la reserva de agua. Condicionantes para el crecimiento de las plantas. Sales solubles.

Grietas

Arcillas expandibles. Problemas con las raíces de los árboles: roturas. Dificultades en la distribución del agua de riego. Problemas en construcciones y canales.

39

2.

Metodología para estudios macromorfológicos

El estudio morfológico de un suelo exige la apertura de una calicata, que es una excavación. Para facilitar el trabajo, uno de sus frentes tiene de 70 a 100 cm de ancho, y su profundidad debe ser tal que permita llegar a comprender la organiza­ ción del suelo como un todo, su génesis y respuesta frente a diversos usos. En el área m editerránea suele ser suficiente profundizar hasta 180 cm, si no aparece antes el material originario o un horizonte fuertem ente cem entado que impida seguir profundizando. Una calicata tiene tres paredes verticales para poder obser­ var bien el perfil y los horizontes y la otra inclinada o con escalones para facilitar la entrada (Oriol & Valle, 1938):

Al abrir una calicata hay que aplicar criterios respetuosos con el suelo a rehabilitar una vez acabado el estudio. Para ello el material de la parte superior, correspondiente al epipedión, se amontonará separadamente del resto, de forma que no se mezclen los materiales y al tapar la calicata se pueda reponer en su lugar y se rehabilite el suelo adecuadamente. La excavación se realiza de forma que la calicata quede orientada para recibir luz solar sin sombras en algún momento del día y el frente sea lo más vertical posible, evitando colocar tierra encima de este frente, o alterar la vegetación natural o el cultivo, para que se puedan tomar fotografías de calidad. Para estudios en visión estereoscópica se harán dos tomas desde posiciones separa­ das aproximadamente un metro. Las fotos deben hacerse antes de la descripción, prepa­ rando el perfil para eliminar las huellas de la excavadora. Se procede a fotografiar el perfil colocando una escala decimétrica o centimétrica y, generalmente, una referencia escrita. 40

En suelos en ladera se estudia el perfil lateral en el sentido de la ladera, de lo contrario se obtendrá la sensación de que los horizontes son aproximadamente horizontales. En posi­ ciones geomorfológicas en las que aparezca una capa freática será necesario achicar el agua, para tener acceso a todo el perfil. Al iniciar el estudio de una calicata resulta conveniente hacer una primera observación en los frentes y paredes laterales, con el fin de reconocer la posible varibilidad lateral. En este momento es preferible no limpiar las superficies, ya que la estructura se identifica mejor si el perfil ha tenido ocasión de secarse y, además, puede haber caracteres tem porales, tales com o eflorescencias salinas, que constitu­ yen una información que podría perderse. Posteriormente se procede a limpiar cuidadosam ente el perfil con un cuchillo de monte o instrum ento análogo y, si se cree necesario, se profundiza horizontal­ mente. Se localizan los límites entre horizontes que se señalarán con el cuchillo y se anotará la profundidad de cada horizonte. Se describirán suficientes horizontes para dar una imagen clara del suelo, si bien se minim izarán las variaciones en la interpretación visual, para no realizar subdivisiones innecesarias. Se establecerán relaciones entre horizontes (Bridges, 1997). Identificados los horizontes, se estu­ dian detalladam ente a partir de las características de referencia. Se da nombre a cada horizonte y se realizan las anotaciones en una ficha norm alizada de descrip­ ción, de la forma más objetiva posible utilizando criterios estándar, para facilitar el intercambio de información y poder establecer comparaciones. Un prospector experimentado puede describir por término medio entre 5 y 6 calicatas en una jornada de trabajo. Un principiante no debe desesperar si no es capaz de distinguir inmediatamente los horizontes, algunos a veces no están presentes. Después de la descripción se procede al muestreo. Las muestras se toman con una fina­ lidad determinada, por lo que el prospector debe anotar en la ficha los análisis a solicitar del laboratorio, que serán aquellos que le vayan a ayudar en sus interpretaciones. Si se muestrea todo el perfil, las muestras se tomarán empezando por la base. Las bolsas de plástico se etiquetan por fuera, anotando la referencia de la calicata y la profundidad de muestreo tanto en la bolsa como en la ficha. El estudio de cortes de carretera, taludes o trincheras debe evitarse como fuente de información básica, ya que las superficies al estar expuestas a la intemperie sufren modifi­ caciones tanto en su morfología como en sus propiedades químicas. En algunos casos, la parte superior incluso puede haber sido eliminada, o recubierta con materiales paleados.

3.

Límites entre horizontes

El suelo está organizado en horizontes, relacionados entre sí debido a los procesos formadores. El paso de un horizonte al siguiente implica un cambio de propiedades, que tiene lugar a lo largo de un cierto espesor, que define el límite entre horizontes. La distancia vertical a lo largo de la cual se produce el cam bio de un horizonte al siguiente define la am plitud o nitidez del límite, utilizándose las siguientes denominaciones para describirla: 41

C rite rio a d o p ta d o

Menor de 0,5 cm 0,5-2,5 cm Menor de 2,5 cm (en la parte inferior de un Ap) 2,5 a 5 cm 5 a 12 cm Mayor de 12 cm (se puede describir como horizonte de transición) Límite entre el suelo y un material subyacente coherente y duro (SSS, 1999). Se requiere un pico para romperlo. Si hay grietas la distancia debe ser mayor de 10 cm. No se refiere a la aparición de endopediones cementados tales como un duripan o un petrocálcico.

D e nom inación

Muy abrupto Abrupto Abrupto por labo­ reo Neto Gradual Difuso Contacto lírico

Límite entre el suelo y un material subyacente continuo y coherente (SSS. 1999). Contacto Materiales parcialmente consolidados (areniscas, lutitas, pizarras sedimentarias, paralítico etc.). Un fragmento, agitado durante 15 horas en agua o en una solución de hexametafosfato sódico, se disgrega. La densidad o consolidación es tal que las raíces no pueden entrar. Si hay grietas la distancia ha de ser mayor de 10 cm. Cuando está húmedo se puede excavar con dificultad con una pala. Puede tratarse igualmente de una capa de gravas.

La topografía del límite se refiere a la forma de la superficie de separación entre horizontes:

Criterio estándar

Denominación

El límite es casi un plano, paralelo o subparalelo a la superficie del suelo, con pocas o sin irregularidades.

Plano

El límite forma sinuosidades, más anchas que profundas.

Ondulado

El límite forma sinuosidades que son más profundas que anchas.

Irregular Anguloso Dcndrítico

Denticulado

Dignaciones Lenguas Lobulado

Límite interrumpido o quebrado porque el horizonte es discontinuo (desarrollado en fisuras o bolsadas), como en un B sobre una caliza dura.

42

Discontinuo

La relación entre horizontes puede proporcionar información acerca de la formación y evolución del suelo y del paisaje, así como de posibles alteraciones de origen antrópico. Un cambio textural abrupto es un síntoma de vejez. Es el que se presenta, por ejemplo, entre un horizonte álbico y un argílico subyacente. Las lenguas de álbico que entran en un argílico se interpretan como vías preferenciales de circulación de agua. Un límite abrupto por laboreo, definido por la presencia de una capa compactada, supone un impedimento a la penetración de las raíces, una falta de aireación y mala circulación vertical del agua. Un límite abrupto puede indicar igualmente una superposición de materiales, es decir, una dis­ continuidad litológica.

4.

Descripción de suelos en el campo

Una descripción de un suelo incluye cuatro bloques de inform ación, uno de carácter general, referente a la localización, cartografía y condiciones de medio; otro sobre usos del terreno y tecnología de suelos; la descripción propiamente dicha, horizonte a horizonte y basada en el valor modal de cada variable y un cuarto bloque con una propuesta de clasificación y la significación cartográfica del suelo descrito. Existen fichas norm alizadas y criterios estándar que permiten recoger de form a sistem atizada y com parable la inform ación, que básicamente hace referencia a: Ficha 001 002 003 004 005 006 007 008 009 010 011 012 013 014 015 016 017 018 019 020 021

Información contenida Localización Cartografía. Teledetección Prospección: Prospector, fecha Características Climatológicas y Meteorológicas Temperatura y agua del suelo Geomorfología Pedrcgosidad superficial y afloramientos rocosos Material originario Vegetación natural Usos del terreno Tecnología de suelos Descripción de horizontes Características y criterios estándar de descripción que se exponen a lo largo del presente capítulo Clasificación y significación cartográfica

Hay propiedades del suelo que por su relevancia deben describirse siempre, por tal motivo suelen consignarse en primer lugar; otras se consideran frecuentemente, pues su descripción puede resultar útil en ciertos casos, mientras que otras tienen interés ocasional. 43

Según cual sea el objetivo de una prospección, habrá que prestar mayor atención a unos u otros caracteres. Toda descripción incluye siempre para cada horizonte: espesor, límites, color, textura, estructura, pedregosidad, materia orgánica y presencia o ausencia de carbo­ nato cálcico, caracteres que figuran siempre en cualquier ficha normalizada. En una descripción se utilizan variables continuas (profundidad de un horizonte, nivel freático, etc.); variables dicotómicas que constituyen un caso particular de variables discre­ tas, las de orden 2; y variables discretas ordenadas y no ordenadas. En algunos casos, dado que la observación en el campo es descriptiva y semicuantitativa, una variable puede tra­ tarse como discreta, a pesar de que en realidad sea continua. Para ello se establecen cierto número de clases o intervalos secuenciales e independientes cada uno del siguiente, en uno de los cuales puede hallarse el valor de la variable. Las clases de drenaje, el tamaño de las manchas, entre otros, son ejemplos de datos que son tratados como variables discretas ordenadas a pesar de ser variables continuas. Las variables discretas no ordenadas pueden contener información literal (núm. del pedión, prospector, etc.) o información codificada (tipo de roca, por ejemplo). Los criterios estándar de descripción que se dan a continuación son los contenidos en el «Manual del usuario para la descripción codificada de suelos en el campo» que sirvió de base para elaborar «SINEDARES, Manual para la descripción codificada de suelos en el campo» (C.B.D.S.A. 1983), recomendado por la Comisión del Banco de Datos de Suelos y Aguas del Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación de España, creada por O.M, de 6 de abril de 1979 acordes con otros planteamientos (SSDS, 1993; Hodgson, 1987, etc.).

4.1.

Estado de humedad

El término humedad se prefiere al de contenido de agua, ya que el primero tiene unas connotaciones de intensidad, mientras que el segundo implica única­ mente cantidad (Hillel, 1980). El estado de humedad hace referencia a las condiciones de humedad de un horizonte en el momento de estudiar el suelo. La descripción del estado de humedad se basa en una aprecia­ ción generalmente subjetiva. Para cuantificarlo habrá que recurrir a un muestreo especial en recipientes herméticos y posterior análisis de laboratorio. En campo se utilizan los criterios clá­ sicos propuestos por Israelsen y cois. ( I965), si bien no contemplan el caso de suelos formados a partir de materiales volcánicos y que presentan unas propiedades especiales denominadas tixotrópicas. Los criterios son los siguientes:

Criterios estándar Textura <- 1500 kPa Baja conductividad tér­ mica, por lo que da la sensación de estar ca­ liente al apretarlo en la mano.

Ensayo

Gruesa o moderadamente Granos sueltos, se disgrega entre los dedos. gruesa Media

Pulverulento a veces en costras que se re­ ducen a polvo al romperse.

Fina o muy ñna

Duro, muy reseco, agrietado a veces tiene costras superficiales que se disgregan.

Estado Seco

—»

44

Criterios estándar Textura

Ensayo

Estado

Ligeramente Gruesa o moderadamente No se puede formar una bolita, -33 a -1500 kPa húmedo gruesa Está frío Suelo seco en apariencia Media La bolita se hace migajas, pero se mantiene relativamente compacta bajo presión. Fina o muy fina -33 kPa Conductividad térmica alta, por lo que da la sen­ sación de estar frío

Ligeramente moldeablc, se puede formar una bolita al presionar.

Ausencia de agua libre, las películas de agua son suficientemente delgadas para no ceder agua. No cambia el color al añadir una gota de agua. Gruesa

Bajo presión se puede formar una bolita que se disgrega fácilmente.

Moderadamente gruesa

Se forma una bolita con dificultad, que se rompe fácilmente y que se adhiere a la mano.

Media

Se puede formar una bolita moldeable. Untuosa si es más arcillosa.

Fina

Se forma un cilindro con facilidad cuando se amasa entre los dedos. Tacto untuoso.

Húmedo

>-33 kPa

Suelo mojado, no escurre agua al presionarlo en la mano, pero deja una huella húmeda en ésta. No cambia de color al añadir una gota de agua.

Mojado

-1 kPa

Al presionar una muestra con la mano escurre agua. En la calicata rezuma agua, aunque el flujo puede ser lento. Los suelos turbosos están corrientemente saturados, a no ser que hayan sido drenados. En las turbas se describirá como saturado si el nivel de la capa freá­ tica se halla dentro de los 20 cm superiores del material.

Saturado

4.2.

Color

El color es una propiedad que intrínsecamente no tiene apenas significación sobre el com portamiento del suelo. Su interés radica en que permite inferir otras propiedades, la naturaleza posible de los componentes, y la respuesta esperable de las plantas (Bigham y Ciolkosz, 1993). Existen colores heredados del material originario (suelos litocromos) y colores adquiridos durante la edafogénesis. Para evitar imprecisiones al describir el color se utiliza el código desarrollado por Munsell, profesor de Arte en Boston, posteriormente modificado por la Optical Society of America y adoptado por el Soil Survey Manual en 1951. La descripción se realiza por comparación directa utilizando una tabla de colores: Tabla Munsell, que consta de unos 250 colores. El color se describe a partir de los tres parám etros básicos que lo componen: matiz, brillo (ordenada) y crom a (abscisa). Cada color puede asociarse a un punto del espacio color, definiendo un sólido de color de forma cilindrica. 45

Los parámetros básicos son: Matiz

• Expresa la longitud de onda dominante en la radiación reflejada (color espectral dominante). Se consideran cinco colores principales (R, rojo; Y, amarillo; G, Verde; B, azul y P, púrpura) y cinco intermedios o complementarios: YR, GY, BG, PB, RP. • Se debe principalmente a la presencia de óxidos de hierro con distinto grado de hidratación. • Para cada color se establece una gradación de 0 a 10. Así, por ejemplo, OR 2,5R 5R 7,5R 10R = OYR. • En una circunferencia: 360°/5 = 72° separan dos colores principales consecutivos. 0 Rojo

• Cada hoja de una tabla Munsell corresponde a un matiz, es decir, a una misma longi­ tud de onda. • Los matices rojos (R) son frecuentes en suelos mediterráneos, tropicales y ecuatoria­ les, debido a la deshidratación casi irreversible de los óxidos de hierro que tiene lugar durante los períodos de desecación del suelo. • Los suelos con condiciones reductoras presentan matices verdosos y azulados. Brillo (albedo) • Expresa la proporción de radiación reflejada en un intervalo de longitud de onda de 0,3 a 3 pm, respecto a la radiación incidente. • Mide el grado de claridad o de oscuridad relativa del color comparado con el blanco absoluto. • En una página de la tabla se representa enordenadas: 0 = 0 % de luz reflejada, color negro 10 = 100 % de luz reflejada, color blanco • En los suelos los brillos más altos suelen ser del orden de 8 a 9. • Es función del contenido de humedad. • Los datos de mediciones de albedo tienen interés para controlar elcontenido de agua en la superficie del suelo; evaluar las variaciones espaciales del balance deradiación en la superficie terrestre entre otros aspectos (Matthias et al. 1999).

46

Croma (intensidad cromática)

• Expresa la pureza relativa del color del matiz de que se trate. • Corresponde a la intensidad del color espectral dominante o saturación cromática. • Es inversamente proporcional a la dominancia del gris. A mayor pureza de color corresponden valores de croma más altos. • En los suelos el croma no suele ser superior a 8.

Interpretación del color

Ejemplo, caso del color negro. Puede ser debido a: • Materia orgánica, característica de los horizontes superficiales. • Componentes ferromagnesianos y a componentes litológicos negros, como los esquistos, lapilis negros (picón en Canarias). • Costras negras de materia orgánica en la superficie de suelos alcalinos (muy poco frecuentes en España).

Se describe el color del material del suelo, por lo general el color del conjunto o matriz, a partir de una superficie de un fragmento en estado seco, si es posible, y en húmedo. Para ello se humedece la muestra e inmediatamente después de que desaparece la película de agua de la superficie se compara con la tabla. Si el color del interior de un agregado difiere del de las caras, o si hay manchas (mote­ ado), se describirá cada uno de los colores por separado, empezando por el más abundante 47

en volumen (modal). La descripción y su notación no suponen una interpretación del ori­ gen de la coloración descrita. Existen en el mercado dos versiones de tablas Munsell, una americana (Munsell Colour Co. 1998) y otra japonesa. Es un material delicado y de coste elevado.

ESTUDIO DE CASOS Al describir un suelo con tres horizontes se describen los colores de la matriz en seco y en húmedo: Ap(7,5 YR 4/2; 7,5 YR 2/2); Bw(10 YR 6/4; 10 YR 4/4); Bkn(7,5 YR 8/3; 7,5 YR 6/3). Los nodulos del Bkn son en húmedo 7,5 YR 5/6. Realizar una anotación codificada de acuerdo con la ficha normalizada de des­ cripción según SINEDARES (para lectura mecanizada).

Respuestas COLOR

13

PARTE D ESC R ITA No descrito Matriz ............................................................. Caras de los agregados ............................... Interior de los a g r e g a d o s ............................ Cutanes ........................................................... N o d u l o s ........................................................... Fragmentos de r o c a ...................................... Ca p a orgánica enterrada .............................

C olor 1

C olor 2

C olor 3

1234 5

123 4 5

12345

1

2 3 4 5

-

6 7

ESTADO DE H UM ED A D No descrito

1 2345

1234 5

2 345

!

-i

1

-> M A T IZ N 5 R 7.5 R 10 R 2.5 YR 5 YR 7.5 YR 10 Y R 2.5 Y 5 Y CROMA

48

12 3 4 5

1 2 3 4 5

12 3 4 5

1

2 3 4 5 6 7 ==■ “ 8 9 10 2 3 4 5 10 15 20 — 25 30 35 40 50 60 70 80

-

■

1 2 3 4 5

-

1 2 3 4 5

—

—

1 2 3 4 5

B R ILL O 80 75 70 65 60 55 50 45 40 35 30 25 20

12 3 4 5

-

~

-

L—

12 3 4 5

4.3.

Manchas

La existencia de manchas (moteado) puede proporcionar información acerca del régimen de humedad y aireación actuales, así com o las condiciones redox durante la genésis del suelo. Generalmente, un horizonte se describe con moteado, si está afectado por manchas en un 10 % o más. La información hace referencia a la proporción, tamaño, nitidez del límite, forma, natu­ raleza, distribución, color Munsell y contraste de las manchas. Se describen las manchas más frecuentes y se anota su diámetro o su dimensión mayor, excepto en las lineales. La nitidez de los límites se refiere al espesor que debe atravesarse para pasar de la mancha a la matriz del suelo. Resulta de interés avanzar alguna hipótesis sobre el origen de las manchas y su naturaleza. El contraste se refiere a la facilidad con que se reconocen las manchas. La proporción se expresa en porcentaje de superficie vertical cubierta por manchas, se estima según la siguiente tabla (FAO, 1977): ■ — ----■ w

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25'

50%

Estado de oxidación

El régimen de humedad del suelo influye sobre la aireación y el estado de oxi­ dación, por consiguiente condiciona la vida de las raíces y microorganismos. Tiene 49

especial significación para diagnosticar la presencia temporal y el comportamiento de una capa freática. El estado de óxido-reducción es una propiedad que se puede inferir a partir del color, de la existencia de moteados, del estado de las raíces y a veces del olor. Los colores grises ver­ dosos denotan condiciones de reducción. Los pardos y rojizos, oxidación, es decir, buena aireación. El olor a ácido sulfhídrico, condiciones reductoras extremas.

4.5.

Elementos gruesos

Los elementos gruesos son los fragmentos de roca o de mineral de diámetro aparente superior a 2 mm. La fracción constituida por los granos de menor tamaño se denomina tierra fina. Se describe la proporción, heterometría, tamaño, forma, orientación, distribución, fitología, grado de alteración y color de los elementos gruesos. La cantidad de elementos gruesos se expresa en porcentaje en volumen dentro de un horizonte. La proporción de elementos gruesos se estima de «visu», con ayuda de la misma tabla que para la proporción de manchas. Para determinaciones más precisas hay que muestrear un volumen y proceder a su análisis en el laboratorio. Este porcentaje debe ser tenido en cuenta para interpretar adecuadamente los restantes análisis químicos, que se realizan y expresan tomando como base la tierra fina. El grado de homogeneidad del tamaño de los elementos gruesos permite considerarlos homométricos, o bien heterométricos. La forma de los elementos gruesos puede proporcio­ nar información acerca de su procedencia y condiciones de transporte, si lo ha habido. La descripción de la orientación más frecuente puede tener interés si condiciona el comporta­ miento del suelo frente a la circulación del agua, la penetración de las raíces, o aporta alguna información acerca de la génesis del suelo o la procedencia de los materiales. La distribución puede indicar la procedencia de los materiales o posibles discontinuida­ des. Así, por ejemplo, si aparecen alineados a cierta profundidad puede interpretarse que se trate de una línea de piedras (Alexandrc y Symoens,1989). La fitología resulta siempre de interés por condicionar la tasa de liberación de elemen­ tos químicos y su naturaleza. El grado de meteorización (Cap. 17) describe la huella dejada por los procesos que han sido activos. Se interpreta que la intensidad de la meteorización habrá sido débil cuando el interior del elemento aparece fresco al romperlo. La meteoriza­ ción máxima se manifiesta por una desagregación total. En rocas relativamente solubles, calizas, yesos, etc., resulta difícil precisar la intensidad de la meteorización, ya que la roca puede estar disolviéndose rápidamente y no presentar alteración en su interior. Para estas rocas debe utilizarse una terminología específica. En algunos casos puede resultar intere­ sante describir el color de los elementos gruesos, principalmente si de él se puede inferir el nivel de meteorización. En general, se describe el color exterior, la aureola de meteoriza­ ción, el interior, etc. La pedregosidad de un suelo hace referencia a los elementos gruesos que se hallan en la superficie. La existencia de una pedregosidad abundante puede interferir con el laboreo, pero en condiciones mediterráneas o de mayor aridez puede ser beneficiosa para el régimen hídrico del suelo, al actuar a modo de cubierta que disminuye la evaporación (Espejo y cois., 1990). 50

4.6.

Textura

Las partículas del suelo individualizadas se distribuyen en un continuum de tamaños, si bien se agrupan en diversas fracciones atendiendo a su tam año. La distinta proporción de arena, limo y arcilla define la textura de cada horizonte (Cap. 6). Entre los múltiples criterios de clasificación texlural existentes se utiliza el del Departa­ mento de Agricultura de los Estados Unidos (USDA) para el ensayo previo de textura en campo. Para ello se forma un cilindro con la muestra, a la que se han quitado los elementos gruesos a simple vista y a la que se ha añadido agua de forma que se halle en el punto de adherencia. Según se puedan o no hacer cilindros de 3 y 1 mm de diámetro y anillos con ellos, se puede estimar la clase textural de la muestra según se indica:

a = arcilloso L = lim oso F = franco A r = arenoso

ARENA

M étodo de o p e ra r se cuencia

51

4.7.

Fracción arena

En algunos casos interesa estudiar la morfología superficial y la mineralogía de los granos de arena para estim ar el grado de meteorización, o de lavado que ha tenido lugar en un horizonte determinado. En horizontes arenosos se puede realizar un ensayo de campo consistente en comparar el comportamiento de dos muestras paralelas, colocadas en sendos tubos de ensayo com­ pactando ligeramente. En uno se añade agua desmineralizada y en el otro una solución de hexametafosfato sódico. Se agita fuertemente y se deja decantar. Si ambos tubos mantienen el mismo aspecto a simple vista u observados con la lupa, es que no había revestimientos, el horizonte está muy lavado. La hipótesis de un posible horizonte E o álbico se confirma­ ría. Si el hexametafosfato elimina revestimientos, aparecerán más visibles los minerales ferromagnesianos (coloraciones oscuras), de la fracción arena. Las acumulaciones esferoi­ dales (pisolito) se distinguen de aquellos al ser concoideas y presentar como una cascarilla. Una decantación de unos 5 minutos permite evaluar si hay mucha arena fina o no. De haberla, la hipótesis de carácter arenoso (psamméntico) debería rechazarse. La forma de las arenas da indicaciones acerca del origen y del tipo de transporte sufrido por el material, flu­ vial o eólico (Coudé-Gaussen,1991).

4.8. Estructura La estructura describe la forma de agregarse las partículas individuales del suelo en unidades de mayor tamaño (agregados) y el espacio de huecos asociado a ellas. La estructura de cada horizonte se describe atendiendo al grado, forma y tamaño de los agregados. El grado de diferenciación o de desarrollo de los agregados expresa la cohesión dentro de los agregados y la adherencia entre ellos. En los suelos con una estruc­ tura bien desarrollada, al secarse, aparecen claramente líneas de fisuración preferencial entre agregados, en este caso, se dice que el grado de estructuración o de pediaiidad está fuertem ente desarrollado. En esquema, atendiendo a lo que se vería en una lámina delgada (Cap. 4), puede representarse (Bullock y cois. 1985): Horizonte pedial incompleto

Estructura débilmente desarrollada

Estructura moderadamente desarrollada

Horizonte pedial

fuertemente desarrollada

Con una frecuencia muy elevada se distinguen caras naturales entre agregados, que sue­ len ser más planas que el interior, si se rompe el agregado. En algunos casos tienen un bri­ llo diferente, ya que pueden presentar revestimientos o fieltros de raíces, o haber estado sometidas a presiones. 52

Los agregados bien desarrollados son relativamente resistentes a los procesos de humectación-desecación. Si un horizonte no presenta agregados, se dice que no tiene estructura, o que ésta es continua y el horizonte macizo. Para definir el grado de desarrollo de la estructura se parten con las manos repetida­ mente fragmentos grandes, en otros más pequeños, observando la facilidad con que se separan y si se parten o no según líneas preferenciales de fisuración o bien lo hacen según cualquier dirección previamente determinada por el prospector. En el caso en que los agre­ gados tengan un diámetro superior a 30 cm el horizonte se considera macizo, excepto si presenta una estructura secundaria. La form a de los agregados puede ser lam inar, p rism ática o en bloques (Cap. 11). En este últim o caso pueden distinguirse bloques angulares, bloques subangulares, granular com puesta y m igajosa (granular porosa). Si los agregados de mayor tamaño y de una forma modal son susceptibles de ser rotos en otros menores de otra forma modal, se dice que existen dos estructuras, una primaria (p.ej.: prismática) y una secundaria (p.ej.: en bloques subangulares). Si partes del horizonte presentan un tipo de agregados y las restantes otro, se habla de estructuras yuxtapuestas, esto puede ocurrir, por ejemplo, en suelos con grietas importantes que se rellenen con mate­ rial con otra estructura.

4.9.

Ensayos de campo: componentes del suelo

Los ensayos de campo suelen tener gran interés para realizar un primer diag­ nóstico. Entre los más frecuentes cabe indicar:

Ensayos de campo pH, colori métrico HC1 11 % BaCl2 10% AgNÓ, 5 % Oxalato-NH4 h 2o 2 a .a ’dipiridina en NH4OAc IN neutro (Childs, 1981) NaF y fenolftaleina en solución alcohólica Hexametafosfato sódico Conductividad eléctrica

Diagnóstico Reacción del suelo Caliza lón sulfato lón cloruro lón calcio Sulfuros, Manganeso, Materia orgánica Fe ferroso Materiales amorfos Arcilla naturalmente dispersa Composición de las arenas Salinidad

Se trata de análisis cualitativos, a veces semicuantitativos. Por su singularidad se describirán algunos de ellos. La presencia de materiales amorfos (Fieldcs y Perrot, 1966) se puede diagnosticar poniendo una muestra sobre un papel de filtro colocado en un embudo. Se humedece con una solución de fluoruro sódico y seguidamente se añade fenolftaleina en solución alcohó­ lica. La aparición de una coloración rojo púrpura es característica de los materiales amor­ fos. Este ensayo se utiliza en suelos desarrollados a partir de materiales volcánicos (Andisoles), si bien da positivo con materiales amorfos de cualquier origen. 53

La arcilla naturalmente dispersa abunda en horizontes con estructura débil y en los sin estructura, tales como en epipediones con problemas de encostramiento superficial o en endo­ pediones nátricos (con arcillas sódicas). En suelos tropicales (Oxisoles y Ultisoles) los óxidos de hierro hacen que el contenido de arcilla naturalmente dispersa sea muy bajo, algunos auto­ res citan valores inferiores a un 5 %. El ensayo consiste en comparar dos muestras, a una se añade agua desmineralizada y a otra hexametafosfato sódico. Se agitan ambos tubos y se deja sedimentar durante cinco minutos. La permanencia de turbidez en el tubo con agua desmine­ ralizada indica la existencia de arcilla naturalmente dispersa. El límite superior de un posible endopedión óxico se puede identificar por la ausencia de arcilla naturalmente dispersa, si bien, al no darse en todos los casos, no es un requerimiento de óxico (Forbes, 1986).

4.10.

Consistencia

La consistencia no es una propiedad morfológica, sino m ecánica y com o tal se debe a las fuerzas de cohesión, adherencia, resistencia a la deform ación y a la rup­ tura. Esta propiedad depende del estado de hum edad de la m uestra, por lo que los ensayos que se hagan deberán tenerlo en cuenta. Se describe al tener relevancia práctica para el crecim iento de las plantas y manejo del suelo, tanto en agricultura como en ingeniería civil. Así, por ejem plo, en un horizonte Ap, las raíces se con­ centran allí donde la resistencia m ecánica a la penetración sea menor. El enfoque adoptado es el que fue propuesto por el Soil Survey Manual en 1951 (revi­ sado en 1993), que, si bien no resulta totalmente satisfactorio desde un punto de vista de Mecánica de Suelos, sigue siendo el más utilizado en prospecciones edafológicas. Se ha respetado el esquema general, modificándolo en el detalle. Un enfoque más riguroso se expone en el Cap. 11. Las pruebas para evaluar la consistencia según el contenido de hume­ dad son las siguientes: Estado de humedad de la muestra

Prueba adecuada

Cualquiera Muy húmeda (mojada)

Compacidad Plasticidad Adhesividad Friabilidad Fragilidad o dureza

Húmeda y ligeramente húmeda Seca

Para realizar medidas cuantitativas se puede emplear un penetrómetro de bolsillo. En la práctica, no se suele describir la consistencia en los diferentes estados de humedad, limitán­ dose al que presenta la muestra en las condiciones de campo. La compacidad hace referencia a que las partículas están próximas y fuertemente uni­ das unas a otras. Con esta descripción se pretende dar una información de síntesis de la cohesión del material: Criterios estándar Material no coherente: el cuchillo penetra sin esfuerzo hasta el mango Se requiere un ligero esfuerzo para introducir el cuchillo El cuchillo sólo penetra de una forma parcial incluso si se realiza un esfuerzo grande No se puede hundir el cuchillo más que unos pocos mm

54

Descripción No coherente Poco compacto Compacto Muy compacto

Los suelos ricos en arcilla presentan una compacidad elevada. En estado húmedo esto se traduce en una cierta plasticidad y adherencia; en estado seco en una rigidez. La adhesi­ vidad es el resultado de la tensión superficial y expresa la capacidad para adherirse a las superficies. Es función del contenido de humedad, aumenta con el contenido de arcilla (suelos «pesados», por la dificultad que presentan al labrarlos). La adhesividad de una muestra muy húmeda (mojada) se evalúa presionando el material entre el pulgar y el índice y observando el grado de adherencia. La plasticidad expresa la facilidad del material para ser moldeado. Para evaluar la plas­ ticidad máxima se humedece la muestra, si es necesario, y se amasa en la mano formando un cilindro (CBDSA, 1983). La consistencia en húmedo o friabilidad, hace referencia a la resistencia que ofrece el material bajo una determinada presión, entre el pulgar y el índice, en una muestra de forma cúbica de unos 3 cm de lado. La consistencia en seco o dureza expresa la fragilidad de un agregado. Se evalúa tratando de romper entre el pulgar y el índice o con la mano una mues­ tra seca al aire, de forma cúbica, de 3 cm de lado. En algunos casos interesa describir la fluidez. En suelos desarrollados a partir de mate­ riales volcánicos se utilizan como criterios diagnóstico las propiedades tixotrópicas del material (Cap. 11). El carácter tixotrópico se pone en evidencia en el campo amasando una bolita con la muestra. Una vez formada se presiona entre el pulgar y el índice para que expulse el agua, si es tixotrópica, al superar una cierta presión, los dedos deslizarán súbita­ mente, al haber adquirido la muestra una consistencia más fluida. Si la muestra es tixotró­ pica, al poner la bolita exprimida de nuevo en presencia de agua, va absorbiendo las gotas de agua que se aportan. En los horizontes con materiales tixotrópicos, al clavar un cuchillo penetra lenta­ mente, al extraerlo después de unos segundos, sale con una gran cantidad de material adherido. En el laboratorio se puede realizar un ensayo aplicando una fuerza por inversión de un tubo de ensayo que contenga la muestra. Si es tixotrópica y ha estado en reposo durante un cierto tiempo, al invertir el tubo mantiene su forma, y si se ha agitado, fluirá tan pronto como se invierta el tubo.

4.11.

Cementaciones

D eterm inados com ponentes pueden unir las partículas del suelo de tal forma que el horizonte o parte de él presenten cem entación. Esta cem entación debe ser estable al agua. Para verificarlo se tom a un fragm ento de unos 3 cm y se deja en agua por espacio de 24 horas; si se disgrega, no hay cem entación. Interesa caracte­ rizar el grado de cem entación, naturaleza probable del cem ento, continuidad de la capa cem entada y la estructura de la cem entación. Una cem entación por C aC O , da efervescencia y se disgrega con HCl ( 11 %), m ientras que si se trata de sílice (duripan) se disgregará con N aOH (1N). 55

4.12.

Materia orgánica

Al describir la materia orgánica se atiende a si hay restos y residuos orgánicos incorporados al suelo y si están más o menos transformados. La cantidad de mate­ ria orgánica se estima a partir del color y se verifica con un posterior análisis en laboratorio. Se describirá la forma de la materia orgánica, restos vegetales identificables o no, tipo de humus (Cap. 8), etc.; la naturaleza de los restos, acículas, hojas planiformes, cortezas, etc., y el grado de unión entre la materia orgánica y la mineral. Una buena unión hace que al observar los granos de arena con la lupa éstos apa­ rezcan de color pardo, en caso contrario, son de color blanco. Las capas y horizon­ tes orgánicos se describen atendiendo al grado de descomposición.

4.13.

Actividad biológica

Bajo este epígrafe se describen los rasgos morfológicos debidos a la actividad de la fauna, de los microorganismos o de la microflora del suelo (excepto las raí­ ces). La descripción se hace atendiendo al agente causante de la actividad, natura­ leza de las formas o fenómenos observados (cámaras, galerías, deyecciones, etc.) y a la cantidad. La fauna interviene en la descomposición de la m.o.; en la mezcla de ésta y el material mineral; en el desarrollo de estructura y porosidad.

4.14.

Actividad humana

La actividad del hombre puede haber dejado huellas en el suelo, que pueden ayudar en las interpretaciones. Así, la presencia de artefactos de sílex, cerámica, restos de rastrojo quemado, cenizas de hogueras y carboneras, tubos de drenaje, suela de labor, etc.

4.15.

Raíces

Las raíces más funcionales son las finas (1 < 0 < 2 mm) y muy finas ( 0 < 1 mm), por lo que su presencia o ausencia es de mayor significación, al traducir mejor las condiciones que dominan en el suelo. El modelo de distribución del sis­ tema radicular es una respuesta a las condiciones existentes en el suelo, que son las que se pretenden inferir con la descripción de las raíces. Si no hay condicionantes externos, cada especie presenta el sistema radicular acorde con sus características botánicas. La descripción puede hacerse en dos niveles, de una forma global para reseñar únicamente el aspecto del sistema radicular en su conjunto o bien en descripciones más minuciosas resulta de interés detallar la cantidad de raíces, tamaño, orientación dominante, distribución, estado y principales especies a que pertenecen. 56

Para estimar la cantidad de raíces se estudia su número en cuadrados de 100 cm2 en cada horizonte, habiendo refrescado previamente el perfil con el cuchillo y, si se quiere mayor precisión, lavando con un chorro de agua a presión. Si se requieren medidas precisas habrá que muestrear un volumen relativamente inalterado de suelo y determinar en labora­ torio el peso seco de raíces. El estado de las raíces (vivas, muertas, muertas por fin de ciclo, etc.) puede dar una indicación sobre la idoneidad o no del suelo como medio para el creci­ miento de una determinada planta.

4.16.

Porosidad

El espacio de huecos resulta de la agregación de las partículas m inerales indi­ viduales con participación de la m ateria orgánica. Los poros distinguibles a simple vista son los de diám etro superior a 60 pm . En algunas ocasiones existen espacios intergranulares como en el caso de horizontes arenosos. Se describe el sistema de poros verdaderos, sin considerar las galerías debidas a la actividad de la fauna, ni las grietas que son objeto de un estudio separado. La porosidad puede describirse a nivel global, atendiendo a los huecos de un horizonte en su conjunto, o bien en un agregado. La descripción detallada incluye, cantidad, continui­ dad, orientación, distribución y forma. Para estudios detallados se puede recurrir al estudio en lámina delgada, con microscopio petrográfico, visión estereoscópica, microscopio elec­ trónico de barrido o análisis de imagen.

4.17.

Grietas

Los suelos expandióles se caracterizan por la apertura de grietas que permane­ cen abiertas durante la estación seca. Se consideran abiertas si controlan la infiltra­ ción y la percolación en un suelo arcilloso seco. La presencia de éstas hasta una profundidad de 50 cm o más evidencia una elevada proporción de arcillas expandi­ óles. Se describe la orientación, anchura m áxim a y modal y la longitud de las grie­ tas. Grietas con una anchura de por lo m enos 5 mm o más, a través de un espesor de 25 cm o más dentro de los prim eros 50 cm (S.S.S. 1999) sirven de criterio de diagnóstico del carácter vértico.

4.18.

Estudio de superficies

Las superficies de los agregados, elem entos gruesos, paredes de huecos, grie­ tas, galerías, etc., pueden presentar m odificaciones en su com posición y/o en la disposición de los constituyentes en relación con los m ateriales adyacentes del suelo. Se m anifiestan por una m ayor concentración de una fracción granulom étrica que da lugar a revestim ientos de un com ponente (edaforrasgos texturales), o por su brillo y estrías (cutanes de presión o edaforrasgos de fábrica), etc. El término cután (del latín «cutis» = superficie de una cosa) fue propuesto por Brewer (1960) para designar los fenómenos de superficie. Pueden existir cutanes de presión, típi57

eos de suelos con fenómenos de expansión-retracción y cutanes de acumulación, para los que se prefiere la denominación de revestimientos, por ejemplo, los de arcilla, típicos de los horizontes Bt.

4.19.

Acumulaciones

La incorporación de materiales a un horizonte a lo largo de la edafogénesis puede llegar a enm ascarar y cambiar sus características iniciales. La presencia de concreciones, acumulaciones de tipo laminar, rizoconcreciones continuas u otras, permitirán inferir qué procesos han actuado en la génesis del suelo. Las acum ula­ ciones se describen atendiendo a la cantidad, composición mineralógica, forma, dimensión y dureza. La distribución de las acumulaciones ayuda a interpretar el origen del material acumulado. Las rosas del desierto de tamaño milimétrico, por ejemplo, suelen formarse en la zona de oscilación de una capa freática rica en iones calcio y sulfato, en suelos de regiones áridas o semiáridas.

5.

Descripción codificada de suelos y bases de datos

En los años 70 del siglo xx la morfología de suelos había alcanzado ya un reconoci­ miento internacional, veinte años después de la aparición del Soil Survey Manual en 1951 que ha servido de guía para los trabajos edafológicos de campo (S.S.D.S. 1993). Con las aplicaciones de la informática a la Edafología se empezaron a crear los prime­ ros bancos de datos, inicialmente meros archivos, que pronto pasaron a convertirse en siste­ mas de información de suelos (SIS) y posteriormente se han incorporado a sistemas de información geográfica (GIS), que son los que manejan diferentes capas de información georreferenciada. En un GIS no sólo se almacena la información, sino que se puede tratar, y proporciona al usuario información derivada más acorde a sus necesidades (Cap. 21). Esto ha obligado a normalizar los criterios de descripción y a codificar las descripciones. La labor para normalizar las descripciones de suelos, en base a un SIS, se institu­ cionalizó en España con la creación de la Comisión del Banco de Datos de Suelos y Aguas (O.M. de 6 de abril de 1979, del Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación) formada por un grupo de expertos. Los trabajos dieron por resultado la publicación del «Manual para la descripción codificada de suelos en el campo»: SINEDARES (C.B.D.S.A., 1983). A nivel internacional existen bases de datos de suelos en diversos países (Sumner, 2000).

6.

Características morfológicas y crecimiento de las plantas

Frecuentemente se suele asociar el crecimiento de las plantas y la producción de los cultivos a los niveles de fertilidad quím ica del suelo, restringiendo el con­ cepto de fertilidad al contenido de nutrientes, principalmente nitrógeno, fósforo y potasio. Esta concepción debe superarse ya que, si bien un suelo debe ser un ade58

cuado sum inistrador de nutrientes, también debe constituir un medio idóneo para el desarrollo de las raíces y para el alm acenam iento y sum inistro de agua, factor limitante de los cultivos en m edios áridos y semiáridos. Los mapas detallados de suelos permiten disponer de información acerca de las propie­ dades morfológicas de las distintas unidades de suelos, sus regímenes de humedad y tempe­ ratura, además de sus propiedades químicas. El estudio e interpretación de la morfología del suelo permiten inferir cómo va a influir en el crecimiento de las plantas y en la produc­ ción de los cultivos, o sobre otros usos. A pesar del uso generalizado que se hace de los conceptos morfológicos y de que la morfología sea uno de los condicionantes de la producción de los cultivos, se puede afirmar con Butler et al. (1977), que no se ha llegado a desarrollar una teoría general sobre morfo­ logía en Ciencia del Suelo, lo que dificulta las interpretaciones. En una prospección de sue­ los deberá intentarse establecer relaciones, si existen, entre la morfología y otras propieda­ des de interés para el establecimiento de las técnicas de manejo más adecuadas para cada unidad de suelos. En la zona mediterránea semiárida tienen relevancia aquellas propiedades que condicionan la entrada de agua, su almacenamiento en el suelo y la posterior absorción por parte de los cultivos. Diversos autores han establecido relaciones empíricas entre propiedades morfológicas y otras características del suelo. Así, por ejemplo, Hall (1982) para rendzinas propone una expresión empírica que relaciona el color con el contenido de carbonato cálcico equiva­ lente. El empleo de relaciones de este tipo no tiene validez fuera de la región para la que se hayan establecido. Los ensayos en campos experimentales permiten obtener relaciones empíricas acerca del comportamiento de los suelos de las unidades en las que se han reali­ zado los ensayos. Existen, no obstante, relaciones directas causa-efecto, cuya validez es de ámbito gene­ ral. Así, si una lluvia después de la siembra hace aparecer un sellado y una costra superfi­ cial, determinados cultivos presentarán problemas de emergencia, éste es el caso del maíz, la remolacha y la cebolla. Por consiguiente, una elevada consistencia en los primeros milí­ metros del suelo implicará problemas en la nascencia. Johnson (1979) establece relaciones lógicas entre propiedades, que deben utilizarse con prudencia. Su significación puede variar al concurrir o no otras condiciones. El manejo de agrosistemas, así como actuaciones en arquitectura del paisaje, en silvicultura, los estudios medioambientales, entre otras, se verán muy beneficiados si se dispone de información acerca de la morfología de suelos y su influencia sobre las respuestas a diversos tratamientos.

7.

Bibliografía

7.1. Bibliografía básica Baize, D. y B. Jabiol: Cuide pour la description des sois. 1NRA Editions. 375 pp. París, I995. C.B.D.S.A.: SINEDARES, Manual para la descripción codificada de suelos en el campo. Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación de España. I37 pp. 1983. FAO: Guía para la descripción de perfiles de suelo. Organización Nac. Unidas para la Agr. y Alimentación. 70 pp. Roma, 1977. 59

Hodgson, J. M.: Muestreo y descripción de suelos. Ed. Reverté, S. A. 229 pp. Barcelona, 1987. Soil Survey División Staff: Soil Survey Manual. USDA. Handbook N.° 18. 437 pp. Was­ hington, D.C., 1993.

7.2.

Bibliografía de referencia

Alexandre, J. y Symoens, J. J. (Ed.): Journée d'étude «Stone-lines». Bruxelles. Académie Royale des Sciences d ’Outre-Mer. 1989. Bigham, J. M. & Ciolkosz, J. M. (Ed.): Soil Color. Soil Science Society of America. 159 pp. Wisconsin, 1993. Bullock, P. y cois.: Handbook for Soil Thin Section Description. 152 pp. Waine Research Publications, 1985. Butlcr, B. E. y Hubble, G. D.: Morphologic properties. In Rusell, J. S., Greacen, E. L.: Soil factors in crop production in a semi-arid environment. University of Queensland Press: 9-32. 1977. Childs, C. W.: Field test forferrous ¡ron andferric-organic complexes (on exchange sites or in watersoluble forms) in Soils. Australian Journal of Soif Research 19:175-180. 1981. Coudé-Gaussen, G.: Les poussiéres sahariennes. John Libbey. Eurotext. Montrouge (France) 470 pp. 1991. Espejo, R.; Barragan, E. y Pérez-Arias. J.: El mulch de piedra y la relación suelo-agua en los suelos desarrollados sobre formaciones de ladera. Ecología n.° 4: 15-21. ICON A. Madrid, 1990. Fieldes, M. y Perrot, K. W.: The nature o f allophane in soils. Parí 3: Rapid field and laboratory test for allophane. N.Z.J. Sci. 9:623-629. 1966. Forbes, T. R. (Ed.): The Guy Smith interview s: Rationale for Concepts in Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph N.° 11. 259 pp. 1986. Johnson, L. J.: Introductory Soil Science. A Study Guide and Laboratory Manual. Macmillan Publishing Co., Inc. 289 pp. 1979. Lilly, A.: The relationship between field saturated hydraulic conductivity and soil structure: development o f class pedotransfer functions. Soil use and management, 16:56-60. 2000.

Marcelino, V.; G. Stoops y G. Mussche: Surface morphology of quartz grainsfrom tropical soils and its significanee for assessing soil weathering. European J. Soil Sci. 50:1-8. 2001. Matthias, A. D. et al.: Measurement o f albedo for small ureas of soil. Soil Sci. 164,5: 293301. 1999. Munsell ColourCompany: Munsell Soil Colour Charts. Munsell Colour, Macbeth División of Kollmorgen Corporation. Maryland, USA. 1998. Oriol, A. y Valle, J.: Qué és la Ciencia del Sol. Biblioteca del Pagés. D.G. Agricultura. 128 pp. Barcelona, 1938. Smith, G. D.: The Guy Smith Interviews: Rationale for Concepts in Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph. N.° 11. 259 pp. 1986. SSSA: Glossary o f Soil Science Terms. Soil Science Society of America. Madison W. 44 pp. 1987. Sumner, M.E. (Ed.): Handbook of Soil Science. CRC: H-l-80. Boca Ratón, 2000.

60

4 Estudio de suelos en el laboratorio Los estudios de laboratorio sólo pueden ser tan buenos com o lo sean el trabajo de cam po y los m uéstreos en que se basan. P e te r,

1.

W.

B ir k e la n d .

1973

Continuum de observación: Enfoques metodológicos

El estudio del suelo debe plantearse com o un «continuum » de observación a distintas escalas. Se inicia con la teledetección, continúa con el estudio del pedión, la descripción m acrom orfológica de sus distintos horizontes a sim ple vista y con ayuda de una lupa de mano. Se prosigue con la tom a de m uestras para análisis quí­ micos y m ineralógicos y de m uestras relativam ente no perturbadas para estudios m icrom orfológicos y con m icroscopio electrónico. La inform ación obtenida debe perm itir establecer el m odelo de distribución de suelos en el paisaje, las relaciones entre los distintos suelos, así com o determ inar los com ponentes y procesos de flujo en el sistema. Todo ello enfocado a interpretar cuál es el com portam iento esperable de cada suelo, cuál es su respuesta frente acciones externas, principalm ente las de origen antrópico, así com o establecer cuáles han sido los procesos form adores que han actuado a lo largo de la evolución del suelo. Este enfoque m etodológico requiere el concurso de especialistas y la utiliza­ ción de técnicas com plem entarias. Cada una de ellas proporciona información de determinados aspectos con distinto nivel de detalle. La elección y com binación de m etodologías de trabajo y de técnicas depende de la finalidad del estudio, de la accesibilidad a los equipos requeridos y, en m uchos casos, de la formación inicial del científico del suelo. Ello explica los distintos grados de generalización de unas u otras técnicas, no debiendo olvidar que para lograr un enfoque holístico del sis­ tema, el continuum de observación resulta esencial. Los estudios m orfológicos (Caps. 2 y 3) y los análisis quím icos son dos de los enfoques m etodológicos más corrientem ente utilizados, lo cual no representa, en el caso del segundo, que tengan necesariam ente siem pre una m ayor significación que otros enfoques. Desde los estudios geom orfológicos y los m acrom orfológicos en cam po hasta los de m icroscopía, la secuencia y escalas pueden esquem atizarse (M cKeague & Fox, 1985): 61

I cm

Horizonte B

I mm

Agregado Deyección en un canal Escala

Deyección

2.

Caracterización del suelo: Técnicas clásicas

Los análisis quím icos de laboratorio, en m uestras de suelo tamizadas a 2 mm, constituyen la m etodología más clásica para caracterizar un suelo. Se han utilizado principalmente para determ inar los elem entos constituyentes, la fertilidad química, las sustancias contam inantes, entre otros aspectos (Klute, 1996, Page y cois. 1982, Porta y cois. 1986, Guitian y Carballas, 1976). Las principales determ inaciones, indicando la frecuencia con que se suelen realizar ( • • habitual, • frecuente, • ocasional), son las siguientes:

Determinaciones preliminares: • • Reacción del suelo: pH. • • Prueba previa de salinidad. Determinaciones de propiedades fundamentales: • • Materia orgánica. • • Carbonato cálcico equivalente. • Poder olorosante y caliza activa. • Yeso equivalente. • • Granulometría. Determinaciones relacionadas con las sales solubles: • Extracto de pasta saturada: Hs y CES. • Calcio y magnesio solubles en agua. • Sodio soluble en agua. • Carbonatós y bicarbonatos solubles en agua. • Cloruros solubles en agua. 62

,

• Sulfatos solubles en agua. • Boro soluble en agua. Determinaciones relacionadas con el complejo de cambio: • Capacidad de intercambiocatiónico (C1C). • Cationes de cambio (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) y en suelos ácidos Al3\ • Capacidad de intercambio aniónico. Caracterización de la fertilidad química: •• Fósforo asimilable. •• Potasio asimilable. Determinaciones relacionadas con el agua del suelo: •• Contenido de agua a -33 y -1.500 kPa. • Curva característica de humedad. • Capacidad de retención de agua disponible pata las plantas (CRAD). • Densidad aparente. Este enfoque metodológico se ha visto reforzado a partir de 1970 con la intro­ ducción de técnicas instrumentales y la automatización de los análisis, lo que ha permitido aumentar la capacidad de trabajo y concentrar la realización de los aná­ lisis en unos pocos laboratorios en cada país. Desde entonces muchos países han creado laboratorios de uso general para llevar a cabo análisis en serie para múlti­ ples usuarios. Este enfoque ha permitido una mejor asignación de recursos, al con­ centrar las inversiones en unos pocos laboratorios, y ha hecho posible atender una demanda creciente de análisis para recomendaciones de abonado, problemas de degradación de suelos, actuaciones en ingeniería, arquitectura del paisaje y medio am biente. En E uropa cabe citar, entre otros, los laboratorios de Oosterbeek (Holanda) y el del INRA de Arras (Francia). En España: Laboratorios Agrarios Regionales (denominación inicial). Creados en 1971 por el Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación. Transferidos a las Comunidades Autó­ nomas. Con distintos niveles de automatización e informatización. Capacidad de análi­ sis variable de unos a otros. Laboratorio de Análisis y Fertilidad de Suelos (LAF) en Sidamon (Lleida, Cataluña). Creado en 1992 por la Diputación de Lleida, Agrupado de Cooperatives. Universitat de Lleida y la Universitat Politécnica de Catalunya, [email protected]. Automatizado e informatizado. Asesora en los muéstreos. Realiza interpretaciones y recomendaciones. Capacidad: 20.000 muestras/año. Se trata, por lo general, de laboratorios con una concepción FCV (fiabilidad- canti­ dad-velocidad), que se plantean superar las 20.000 muestras de suelos analizadas al año. Intervienen en la planificación de la toma de muestras en campo para garantizar la representalividad; en la interpretación de los resultados y recomendaciones para ayudar al agricultor a realizar sus planes de abonado, detectar posibles problemas derivados del suelo y, cada vez más, para asesorar en temas de contaminación, como en el caso de los nitratos. Sus instrumentos básicos son la automatización de los análisis, la informatiza­ ción, las muestras georreferenciadas, los mapas detallados de suelos como soporte de su 63

actividad, la transferencia de tecnología y el marketing para llegar a los distintos usuarios potenciales de este servicio, esencial para una agricultura de precisión, alimentos sanos y un medio ambiente a preservar.

3.

Técnicas avanzadas en el estudio del suelo

En trabajos de investigación se recurre a otro conjunto de técnicas más especializadas que permiten profundizar en el estudio de la organización del suelo y la naturaleza de sus componentes. Existen técnicas que trabajan con muestras que conservan su estructura ori­ ginaria y que estudian en dos (2D) o en tres (3D) dimensiones: • Lupa binocular (3D): Estudio de superficies naturales o de cortes. • Microscopio petrográfico (2D). Microscopio óptico polarizante (MPol), micromorfología. — Estudio por transparencia con láminas delgadas. — Estudio con luz incidente (identificación de minerales opacos). • Análisis de imagen. Técnica que se aplica a distintas escalas de observación, desde bandas de satélite a microscopía. • Microscopio de fluorescencia (2D). Microscopio de fluorescencia con luz incidente. Analizador de imágenes: cuantificación. • Estudios submicroscópicos. Instrumental: — Microscopio electrónico de barrido (MEB) (3D): Estudio de superficies naturales y cortes para determinar los componentes y su organización. Se requiere que la muestra esté perfectamente seca y para mejorar la calidad de la imagen se meta­ liza previamente al vacío con oro o con carbono y platino (Eswaran & Shoba, 1983), para que su superficie sea conductora. Aumentos de 20.000 x a 45.000 x y excepcionalmente más. — Microscopio electrónico de transmisión (MET) (2D): Trabaja con suspensiones de suelo. Permite determinaciones mineralógicas, en especial minerales fibrosos (palygorskita). — Resonancia magnética nuclear (RMN): estructuras moleculares. — Espectroscopia Raman (EA): compuestos orgánicos. — Análisis de energía dispersiva de rayos X (EDXRA). Análisis elemental semicuantitativo. — Microrradiografía (MRG): estudio de huecos, nodulos, etc. — Difracción de rayos X: componentes, p. ej„ mineralogía de arcillas(Cap. 7). — Fluorescencia de rayos X: análisis semicuantitativos. — Análisis térmico diferencial (ATD): componentes, p. ej., mineralogía dearcillas. — Espectroscopia ultravioleta (UV) y visible (V): componentes, p. ej. mineralogía de arcillas. De entre estas técnicas, interesa introducir la terminología referente a los estu­ dios micromorfológicos, por su especificidad y por el interés en poder utilizarla a 64

lo largo del texto. Para un estudio más detallado de las restantes técnicas más fre­ cuentes se puede recurrir a los Caps. 6 y 7 o bien a obras especializadas.

4. Estudios micromorfológicos de suelos La micromorfología estudia el suelo en lámina delgada de muestras no pertur­ badas, con ayuda de un microscopio polarizante (MPol). Consiste en el análisis morfológico de los componentes y las relaciones espaciales entre ellos, para inter­ pretar las relaciones funcionales y cronológicas. Las técnicas microscópicas corrientemente utilizadas en petrología son las que sirven de base a la micromorfología. Esta requiere:

•

Toma de muestras relativamente no perturbadas: Se suelen utilizar cajas metá­ licas, denominadas de Kubiena, si bien en muestras rígidas no es estrictamente nece­ sario, pudiendo envolverlas con papel y cinta adhesiva.

• Eliminar el agua sin afectar la estructura ni la composición originarias: En muestras con arcillas expandibles o en turbas al no poderse secar en estufa, se debe ir sustituyendo el agua por acetona o bien liofilizar la muestra para eliminar el agua. • Consolidar las muestras impregnándolas con una resina (poliéster o epoxi). • Cortar una pastilla y fabricar una lámina delgada, de unos 20 pm de espesor. • Observar y describir al microscopio (MPol).

Los estudios micromorfológicos se integran en el continuum de observaciones y deben permitir relacionar las observaciones de campo, la macromorfología y las características químicas, para llegar a una mejor comprensión e interpretación. Los distintos enfoques deben considerarse complementarios, dando preponderancia a uno u otro según la finalidad del estudio. Kubiena (1938) fundó la micromorfología, sentando sus bases en su libro «Micropedology». El empleo de esta técnica se ha generalizado muy lentamente a pesar de su inte­ rés. Ello es debido a que hasta hace muy poco no han aparecido en el mercado rectificado­ ras adaptadas a la fabricación de láminas delgadas, reduciendo la labor manual que ello requería. El siguiente tratado de micromorfología publicado fue «Fabric and mineral analysis of soils» (Brewer, 1964) que a lo largo de más de 20 años ha sido la pauta de los estu­ dios micromorfológicos. La creación de la Subcomisión de Micromorfología de Suelos dentro de la International Society of Soil Science (I.S.S.S.) ha posibilitado el intercambio de información, que ha sido recogida en las Actas de las Reuniones Internacionales celebradas periódicamente desde 1958. Actas que, al agrupar trabajos de gran calidad, resultan de consulta obligada. La Subco­ misión ha estimulado también actividades tales como la preparación de un «Handbook for Soil Thin Section Description» (Bullock y cois. 1985). Como recopilación de publicaciones 65

sobre micromorfología cabe citar la realizada por Jongerius y cois, hasta 1982 y publicada por el antiguo STIBOKA (1987) hoy Winand Staring Centre en Wageningen. Como atlas de gran interés cabe citar el de Benayas (1982), así como la obra de Fitzpatrick (1990, 1993) y como curso en la red: http://www.edafologia.ugr.es/micgraf/indexw.htm (Aguilar et a!., 2003).

4.1.

Conceptos cristalográficos básicos para la identificación de componentes minerales: Microscopio polarizante

Las láminas delgadas de suelo se estudian con ayuda de un microscopio polari­ zante, es decir, un microscopio con dos dispositivos de polarización (nicoles). Su platina es rotativa y está graduada. Es posible insertar distintas lentes o láminas auxiliares en la trayectoria de la luz. El comportamiento de la luz al atravesar el polarizador y el analizador puede observarse en el siguiente esquema:

OCULAR

UJ

OCULAR (campo iluminado)

j ANALIZADOR

OBJETIVO

PLATINA GIRAGORIA N POLARIZADOR

(Vibra en todas direcciones)

FUENTE LUMINOSA

66

Luz ordinaria

Los principales com ponentes de un m icroscopio polarizante son: Descripción

Componente Fuente luminosa

Foco fijo cubierto con un vidrio azul cobalto.

Polarizador

Dispositivo de polarización que proporciona luz polarizada que vibra N-S. Se halla entre la fuente luminosa y la preparación. Suele ser fijo.

Diafragma

Se halla entre el polarizador y la platina.

Lente convergente

Se puede interponer o retirar para condensar la luz, en el estudio de figuras de interferencia.

Platina

Plataforma giratoria alrededor del eje óptico del microscopio y provista de un limbo graduado. Sobre ella se coloca la lámina delgada a estudiar.

Objetivos

Varios objetivos de distintos aumentos que van montados en un dispositivo de tipo revólver.

Compensador

Láminas accesorias de compensación para determinar la elongación de los cristales. Desplazables.

Analizador

Dispositivo de polarización (lámina polaroid). Su plano de polarización está orientado E-W o bien puede girar.

Lente de Bertrand

Desplazable. Sirve para llevar sobre el plano focal del ocular la imagen que se forma sobre el plano focal del objetivo. Sirve para determinar las figuras de interferencia.

Ocular

Dispone de un retículo fijo, con hilos en ángulo recto.

Para el estudio de los componentes minerales básicos (Cap. 7) en una lámina delgada resulta necesario basarse en las propiedades ópticas de los distintos minerales. A modo de síntesis se indican algunos conceptos cristalográficos, así como propiedades ópticas de interés para la utilización de un microscopio polarizante, para cuyo estudio en profundidad puede recurrirse a obras clásicas (Fabries y cois. 1982, MacKenzie y Guilford, 1982, Williams y cois. 1982, entre otros). Conceptos

Descrito con

Descripción

Luz ordinaria

La que vibra en todas direcciones.

PPL

Luz polarizada plana, vibra en un solo plano. A veces se denomina luz «natural», lo que es incorrecto, ya que se trata de luz polarizada por el polarizador.

XPL

Situación de nicoles cruzados.

Cuerpos isótropos o monorrefringentes

XPL

En ellos la luz recorre la misma distancia en cualquier dirección: la superficie de onda es una esfera. Tienen un único índice de refracción: n. Con XPL, al girar la pla­ tina el cristal permanecerá oscuro al observar un mineral isótropo. Ejemplo: halita, granate, vidrio.

Cuerpos anisótropos o birrefringentes

XPL

La superficie de onda es un elipsoide. Tienen tres índices principales de refracción. Con XPL. al girar la platina el cristal se extingue y se ilumina alternativamente. Ejem­ plo: calcita.

67

Conceptos

Descrito con

Descripción

Relieve

PPL

Resalte del borde del grano sobre el contorno. Ejemplo: Cuarzo (bajo). Anhidrita (alto). Olivino (muy alto).

Color

PPL

El color que presenta un mineral varía según su espesor en la lámina: Yeso y cuarzo: incoloro. Biotita: pardo-rojizo. Si el mineral es plcocroico el color en PPL varía al girar la platina. Ejemplo: Biotita, anfiboles.

Colores de interferencia

XPL

Los colores que presentan los minerales anisótropos bajo XPL se denominan colores de interferencia. Varían con el espesor del mineral en la lámina y la orientación cris­ talográfica. Ejemplo: Cuarzo y yeso: tonalidades grises o blancas.

Extinción

XPL

Al girar la platina, un mineral anisótropo pasa de estar completamente iluminado a oscuro, en este caso se dice que hay extinción. Esto no ocurre con las secciones básales.

Extinción recta

XPL

Coincide con el retículo que hay en el ocular. Ejemplo: micas.

Extinción oblicua

XPL

No coincide con el retículo.

Elongación

XPL cuña Q

Variación del color del cristal al introducir el compensa­ dor (cuña de cuarzo Q o de yeso).

Maclas

XPL

Intercrecimiento de dos o más cristales sencillos del mis­ mo mineral. Cada cristal puede tener distinto ángulo de extinción. Ejemplo: Macla polisintética en plagioclasas. Macla de Carlsbad en plagioclasas. Ortoclasas.

Hábito de los cristales: forma

PPL

Desarrollo relativo de caras y formas de un cristal. Ejemplo: Yeso: cristales lenticulares. Yeso: cristales subparalelos (fibroso). Yeso: cristales prismáticos alargados. Olivino: pscudohexagonales.

Exfoliación (en Latinoamérica, clivaje)

PPL

Discontinuidad dentro de los granos. Corresponden a planos reticulares. Ejemplo: Anfiboles: exfoliación a 120°. Piroxenos: exfoliación en ángulo recto.

Fractura

PPL

Discontinuidades sin relación con los planos reticulares. Ejemplo: Olivino.

Inclusiones

PPL

Parte de una sustancia encerrada en otra. Ejemplo: Inclusiones líquidas (burbujas) en cristales de halita.

68

4.2.

Conceptos básicos en micromorfología

Al tener que escoger un sistem a para las descripciones m icrom orfológicas se ha optado por el propuesto en la obra de Bullock y cois. (1985), redactada por un Comité Internacional. El sistema de Brewer, siguiendo a Kubiena (1938), se basa en dos conceptos, esqueleto y plasma (Brewer & Sleeman, 1960), cuya aplicación resulta generalmente difícil. La dis­ tinción entre ambos se basa en criterios genéticos e interpretativos, ya que considera como plasma los elementos susceptibles de ser móviles entre una matriz inmóvil o esqueleto, y con un límite a 2 pm, inadecuado para observaciones con microscopio petrográfico. Bre­ wer debió tomar dicho límite de la Sedimentología, pero en Micromorfología no resulta adecuado para establecer divisiones basándose en él. Con el microscopio petrográfico, 2 pm pueden ser visibles, si bien, si se trabaja con láminas delgadas de 20 pm de espesor, con objetos incluidos en una masa de resina, sólo serán observables los muy contrastados. Por consiguiente, el límite práctico de observación queda limitado a 10-15 pm, siendo más con­ veniente no establecer un límite fijo entre material grueso (c) y material fino (f), y escoger en cada caso la relación c/f más adecuada. Por otro lado, los conceptos esqueleto y plasma no son aplicables al estudio de determinados suelos (Bullock y cois. 1985), entre ellos los que presentan yeso (Barzanji y Stoops, 1974). El sistem a propuesto en el «Handbook» (Bullock y cois. 1985) es com prehen­ sivo, tiende a ser lo m ás m orfológico posible, evitando basar las descripciones en interpretaciones genéticas, con el fin de conseguir una m ayor objetividad en las descripciones. Por otro lado, el sistem a utiliza una term inología bastante asequible para los no especialistas: Concepto

Fábrica o contextura

Unidades de fábrica Elementos de fábrica Fábrica parcial Fábrica-b

Estructura

Microestructura

Definición

Organización total de un suelo. Se expresa por la disposición espacial de los constituyentes del suelo (sólidos, líquidos y gaseosos), su forma, tama­ ño y frecuencia, considerados desde un punto de vista de configuración, funcional y genético. Zonas aparentemente homogéneas en el material del suelo, para la escala y método de observación utilizado. Disposición espacial de las unidades de fábrica: modelos de orientación y modelo de distribución. Comprende todas las unidades de fábrica interconectadas o no que, a una determinada escala y método de observación, son idénticas. Fábrica de birrefringencia del material fino, con XPL puede describirse atendiendo a la orientación y distribución de los modelos de los colores de interferencia y su naturaleza. Hace referencia al tamaño, forma y organización de las partículas indivi­ duales y huecos en material agregado y no agregado y al tamaño, forma y organización de los agregados presentes. Organizaciones del suelo que no pueden verse sin ayuda de aumento, se ven a partir de 5 aumentos, incluyen rasgos que se observan macroscópica­ mente, tales como los agregados. El límite entre macro y microestructura se fija entre 0,2 y 1 mm.

69

Concepto

Definición

Grado de pedialidad

Índica el nivel de organización alcanzado por el material del suelo.

Componentes básicos

Unidades más sencillas de la lámina que pueden observarse con la resolu­ ción del microscopio (granos de cuarzo, tejidos de planta) y el material más fino en el que no se llegan a discriminar individuos separados (partículas de arcilla).

Masa basal

Material grueso y fino que constituye el material base del suelo, excepto el que forma edaforrasgos.

c/f

Relación entre el material grueso y fino de la masa basal. El diámetro límite entre ambas fracciones se define en función de la resolución del microscopio y de la distribución de diámetros de las partículas presentes. Por ejemplo: c/f 15 pm de 2/3 indica que el 40 % del material es grueso y el resto es fino.

Material grueso

Componentes de diámetro mayor que el límite c/f que se establezca en cada caso. Su descripción proporciona información sobre el material originario y los procesos.

Micromasa

Material más fino de la masa basal, de diámetro inferior al límite c/f.

Edaforrasgos

Unidades de fábrica discretas en materiales del suelo, identificables por una diferente concentración en uno o más componentes (texturales, cristali­ nos, amorfos y de empobrecimiento), o por una fábrica interna diferente (de fábrica y excrementales). Son debidos a procesos edafogenéticos.

Artefactos

Elementos de distinto origen (industria) o bien formados al preparar la muestra (burbujas de aire, anhidrita por deshidratación, grietas, etc.).

4.3.

Descripción de láminas delgadas

En la descripción de una lámina delgada se plantean dos cuestiones:

•

La información que se obtenga debe ser transferible: se requiere una meto­ dología de trabajo y una terminología normalizadas.

•

Las descripciones no son un fin en sí mismas: el objetivo debe fijarse pre­ viamente, y en base a ello realizar la descripción para confirmar las hipótesis de campo y posibilitar interpretaciones para un fin concreto.

Muchas láminas delgadas de suelo contienen gran cantidad de detalles, más o menos informativos acerca de aspectos del suelo que pueden ser de interés. Siem­ pre es posible plantear una descripción «completa» de la lámina, que permita ulte­ riores interpretaciones, sin embargo, muchas veces resulta preferible centrarse meramente en aquellos aspectos de la lámina que van a permitir contrastar las hipótesis planteadas y realizar para ello una descripción más sencilla, pero sufi­ ciente. Una descripción normalizada completa suele incluir: 70

Pcdión: Horizonte genético: Horizonte diagnóstico:

Localidad: Profundidad muestra: Fecha: Descrito por:

Microestructura: Pedial/apedial 1.

Tipo de estructura: Esferoidal / Bloques angulares o subangulares / Prismática / Laminar.

2.

Grado de pedialidad: Débil / Moderado / Fuerte.

3.

Estudio de los agregados: Abundancia / Tamaño / Rugosidad superficial / Acomodación / Modelo de distribución.

Huecos: 1.

Tipo de huecos.

2.

Características: Forma / Tamaño / Abundancia / Rugosidad de las paredes / Modelos de orienta­ ción.

Tipo de microestructura: de grano suelto, de grano pelicular, con cavidades, laminar, agrietada, compleja, etc. Masa basal: 1.

Límite c/f adoptado, relación c/f.

2.

Componentes minerales básicos de la masa basal. Componentes minerales gruesos. Componentes minerales finos (Micromasa): Fábrica-b.

3.

Componentes orgánicos básicos de la masa basal.

Edaforrasgos Interpretación de las observaciones:

De los distintos aspectos tomados en consideración en los estudios micromorfológicos tienen especial relevancia los referentes a los huecos. El espacio de huecos, en concreto la porosidad intraagregados y la forma de relacionarse entre ellos, aporta una valiosa informa­ ción para entender el movimiento de fluidos en el suelo. En el caso del agua, las medidas de conductividad hidráulica (Cap. 13) permiten cuantificar la velocidad de circulación, si bien serán los estudios micromorfológicos los que pueden ayudar a interpretar el porqué de los valores obtenidos. Para poner en evidencia los procesos de transferencia se suele impregnar el bloque con resinas con un colorante o bien someter previamente el bloque a una percolación con agua que contenga azul de metileno, que tiñe las paredes de los huecos conductores. En el caso de suelos yesosos (endopediones gypsicos), el método no resulta adecuado, ya que el agua circula por todos los espacios que dejan los cristales lenticulares de yeso y no por vías pre­ ferentes, y se produce un filtrado que separa agua y colorante. El número de huecos y el grado de intersección proporcionan indicaciones acerca del desarrollo de la estructura (Cap. II).

71

Atendiendo a su m orfología cabe distinguir los siguientes tipos de huecos: H uecos de em p aquetam iento Son debidos al empaquetamiento al azar de componentes básicos de un material, ya sea granos individuales (empaquetamiento simple), agregados (empaquetamiento com­ puesto) o entre agregados y granos individuales (empa­ quetamiento complejo). En los dos últimos casos forman parte de la estructura. Pueden ser equidimensionales o alongados. Están fuertemente interconectados, por lo que son funcionales frente al movimiento del agua y del aire. C avidades y vesículas Son huecos de igual ancho que largo. Las cavidades tienen contornos irregulares, mientras que las vesículas tienen sección circular. Se trata de huecos cerrados, sin inter­ conexión entre ellos. Las cavidades pueden originarse tras la deformación de otros tipos de huecos por acción de la fauna, por procesos de expansión-retracción, o por compactación. El resul­ tado es el aislamiento del hueco original que pierde la intercomunicación. Los huecos de tipo vesicular son frecuentes en costras superficiales de apelmaza­ miento, originadas por impacto de las gotas de lluvia o de un aspersor. La falta de comu­ nicación entre ellos explica las características desfavorables de una costra de superficie, ya que resultan ineficaces para el movimiento del agua y del aire. C anales y cám aras Los canales son tubulares, mientras que las cámaras son equidimensionales y están interconectadas por canales. Son huecos comunicantes, generalmente debidos a la actividad de fauna edáfica. Fisuras Huecos planares, comunicantes, Corresponden a grietas entre agregados. Pueden ser el resultado de una retracción del material al secarse. Sus paredes se aco­ modan. Puede tratarse de un artefacto producido al fabricar la lámina.

Las ecuaciones del flujo de agua en el suelo se deducen con la hipótesis de que el suelo tiene una matriz sólida continua, que contiene agua llenando los poros y formando pelícu­ las si el suelo no está saturado de agua (Jury y cois. 1991). Como se ha indicado, la morfo­ logía de huecos en un horizonte no se limita a la existencia de poros en una matriz continua, sino que existen fisuras, huecos interagregados (empaquetamiento compuesto y complejo) y huecos debidos a raíces y a fauna que, si se llenan de agua, tienen una capacidad mucho mayor para dejarla fluir que la matriz circundante (Beven y Germann, 1982). Este flujo preferencial puede llegar a tener una importancia real grande, en el transporte de solutos y elementos contaminantes que, al poder circular más rápidamente, presentarán un mayor riesgo de contaminación. 72

Los edaforrasgos proporcionan información acerca de los procesos que han tenido lugar en el suelo. Se distinguen del material de la masa basal por: •

Una diferente concentración en uno o más componentes, o bien por

•

Una fábrica interna diferente.

Cabe distinguir seis clases de edaforrasgos:

E daforrasgo textural: concentración de una fracción granulom étrica relacionada con translocaciones. Ejemplo: Endopedión argílico: revestimientos y rellenos de arcilla debidos a procesos de iluviación (Dorronsoro y Aguilar, 1988).

Edaforrasgo de em pobrecimiento: asociados a la pér­ dida de componentes químicos. Ejemplo: Pérdida de Fe2+, en condiciones hidromorfas. Pérdida de C a C 0 3, descarbonatación de la masa basal adyacente a canales (Herrero, 1991).

Edaforrasgo cristalino: consiste en cristales que se con­ sidera se han form ado «in situ», de cualquier tam año visible al microscopio. Ejemplo: Acumulación de yeso lenticular rellenando un canal (Porta y Herrero, 1988). Acumulación de C a C 0 3 en forma de nódulos.

Edaforrasgo am orfo y criptocristalino: material isó­ tropo entre nícoles cruzados (excluidos los del sistema cúbico y las secciones de cristales perpendiculares al eje óptico). Ejemplo: Segregaciones de hierro y manganeso (concre­ ciones, m oteados y otros) en suelos hidromorfos (Dorronsoro et al., 1988). 73

Edaforrasgo excremental: asociado con excrem en­ tos de fauna del suelo. Proporciona información sobre el tipo de animal; intensidad de la actividad de la fauna. El grado de conservación está relacionado con el tiempo desde su formación.

Edaforrasgo de fábrica: difiere del material adya­ cente sólo por la disposición espacial de los constituyen­ tes, partículas sólidas y huecos asociados. Ejemplo: S lic k e n sid e s: ca ras de d e s liz a m ie n to con reordenación de los constituyentes de la masa basal del suelo, debido a la presión generada por procesos de expansión-retracción de arci­ llas. D isp o sicio n es arq u ead as de co m p o n en tes gruesos debidas al paso de fauna. Se denomina masa basal a todo el material, grueso y fino, que forma el mate­ rial base del suelo, y que no constituye un edaforrasgo. M asa basal y edaforrasgos tienen distinto origen, así mientras la primera ha sido heredada del material origi­ nario, los edaforrasgos son el resultado de procesos edafogénicos, ya sea translo­ cación, argiloturbación, bioturbación u otros. En la práctica no siempre resulta fácil establecer tal distinción, por la dificultad que puede entrañar determ inar la procedencia de los materiales que integran la masa basal. La desorganización de un edaforrasgo cristalino puede implicar su dispersión en la masa basal, con la que puede llegar a confundirse. El material fino de la masa basal (micromasa) puede estar formado por partícu­ las individuales que no son identificables si su tamaño está por debajo de la resolu­ ción del microscopio. La presencia de dominios de birrefringencia puede utili­ zarse para inferir la fábrica de la micromasa, ya que los dominios de partículas de arcillas orientadas (Cap. 11) se comportan como cristales anisótropos o «pseudocristales», tal como se denominan por la Escuela edafológica rusa (Dobrovol’ski, 1991). Por ello la fábrica de la micromasa se denomina fábrica de birrefringencia o fábrica-b. Se pueden distinguir las siguientes:

Fábrica-b indiferenciada Ausencia de colores de interferencia en la masa fina al estar formada por: • Materiales amorfos. • Materiales anisótropos (arcillas) dispuestos al azar, compensándose los unos con los otros, con lo que el aspecto global es de isotropía. • Materiales amorfos (materia orgánica, óxidos amorfos) que enmascaran la anisolropía del resto de los componentes.

74

Fábrica-b cristalítica

Fábrica de birrefringencia o fábrica-b producida por la presencia de peque­ ños cristales (de calcita o de yeso), microlitos o fragmentos minerales (láminas pequeñas de mica) que provocan colores de interferencia en la masa fina. Cabe distinguir entre otras: • Fábrica-b cristalítica calcífica. • Fábrica-b cristalítica gypsica.

Fábrica-b estriadas

Fábrica-b producida por una masa fina formada predominantemente por arcilla distribuida en zonas alargadas de orientación preferente. Cabe dis­ tinguir entre otras: • Fábrica-b porocstriada: producida por partículas de arcilla orientadas paralelamente a la superficie de un poro. • Fábrica-b granoestriada: producida por partículas de arcilla orientadas paralelamente a la superficie de un componente grueso. • Fábrica-b estriada cruzada: las partículas de arcilla están orientadas en líneas con dos direcciones preferentes que cruzan la lámina.

Fábrica-b moteada

Presencia en la masa basal de pequeños dominios anisótropos debido a paquetes minúsculos de arcilla orientada. Se subdivide en: • Motas aisladas: paquetes orientados aislados. • Moteada en mosaico: paquetes que están en contacto entre ellos.

Cabe destacar que las fábricas de birrefringencia no se consideran edaforrasgos, aún cuando algunos procesos edafogénicos, como la expansión-retracción de arcillas, se mani­ fiesten claramente en fábricas-b específicas (poroestriadas y granoestriadas). El uso del término «birrefringencia» para expresar la manifestación de la anisotropía, tal como se hace en micromorfología ha sido criticado por algunos autores (Fitzpatrick, 1990). La birrefringencia en sentido clásico expresa la diferencia entre los dos índices de refracción de cristales anisótropos, con lo cual no depende del aspecto del cristal al micros­ copio. La generalización del término en la descripción de láminas delgadas de suelos lleva a un uso indistinto de birrefringencia y anisotropía, y por ende, de fábrica-b.

5.

Aplicaciones de la micromorfología

5.1. Interpretación de las observaciones Las lám inas delgadas perm iten estudiar los com ponentes del suelo, la com ­ pleja arquitectura a que dan lugar al irse organizando y aum entar el grado de pedialidad, así com o los edaforrasgos que resultan de la edafogénesis. Este estudio m ejora la com prensión del suelo, y perm ite establecer m odelos más perfeccionados para entender su form ación, com portam iento y posibles res­ puestas. Todavía no se dispone de la información suficiente para interpretar todas las morfologías observadas en la lámina. No obstante, resultan ya posibles interpreta­ ciones de interés a partir de las correspondientes descripciones, entre otras: 75

Descripción

Interpretación

Canales y cámaras

Sugieren actividad biológica y permiten evaluar su intensidad. Resultan de la acción de la fauna y del enraizamiento.

Vesículas

Caracterizan una porosidad importante, si bien no conectada, lo que hace que haya una mala permeabilidad.

Componentes minerales básicos

Proporcionan información acerca del material originario y posibles neoformaciones y transformaciones.

Características morfológicas de granos minerales meteorizados

Procesos y modelos de meteorización (Stoops y cois. 1979).

Fábrica-b de la masa basal

Naturaleza de la fracción fina y su orientación.

Edaforrasgos texturales

Procesos de translocación. Cuanto mayor sea el número de huecos completamente rellenos, más intenso habrá sido el proceso.

Edaforrasgo textural limoso

Caracterizan horizontes en los que hay una percolación rápida e importante asociada a poros gruesos, grietas y a lluvias intensas.

Edaforrasgos de empobrecimiento Proceso de descalcificación, en una masa basal micrítica Edaforrasgos cristalinos

Procesos de reprecipitación.

Edaforrasgos de yeso lenticular

Precipitación de yeso en medio edáfico con influencia de la m.o. del suelo.

Yeso fibroso

Heredado del material originario, formado en grietas de retracción o fisuras de asentamiento.

Edaforrasgos de fábrica

Procesos de compresión, o de actividad de fauna.

Edaforrasgos excrementales

Actividad biológica por fauna, perm iten evaluar su intensidad (Merbut. 1985).

Superposición de morfologías

Cronología relativa de procesos. Es posible llegar a establecer la secuencia de procesos superpuestos.

Se ha propuesto establecer criterios de clasificación de materiales, por ejem ­ plo, los com ponentes básicos del suelo y su fábrica, basándose en su descripción microm orfológica (Stoops, 1992), de forma análoga a com o se clasifican los sue­ los en función de sus características m orfológicas. Las características m icrom orfológicas de los m ateriales del suelo pueden presentar diversos rasgos com unes, que a menudo se presentan juntos, y que están relacionados con condiciones genéticas, así com o con la aptitud del suelo para el crecim iento de las plantas. Este enfoque morfosintético puede resultar útil al facilitar el intercam bio de información y ha sido utilizado para establecer una clasificación m icrom orfológica de m ateriales yesosos del suelo (Stoops y Poch, 1992).

5.2.

Métodos micromorfométricos: Análisis de imagen

Los estudios m icrom orfológicos pueden superar su fase descriptiva al incorpo­ rar técnicas que permitan una cuantificación al m edir los com ponentes, sistem a de huecos, edaforrasgos, etc., atendiendo a su forma, superficie, perím etro, diám etro, 76

etc. Los principios, técnicas y aplicaciones de la m icromorfometría de suelos han sido objeto de una extensa revisión por Dorronsoro (1988 a, b). Estas técnicas denominadas análisis de imagen, no se limitan al estudio de láminas delgadas, sino que permiten la toma de imágenes con cámara de vídeo de una superficie pulida, una foto, etc., con luz natural o bien utilizando fluorescencia UV.

5.3.

Ámbitos de aplicación de la micromorfología

El ámbito inicial de la micromorfología fue la génesis de suelos, al ser una téc­ nica que permite mejorar la observación de las morfologías e inferir posibles proce­ sos responsables de su formación. Su aplicación se ha ido generalizando a otros ámbitos al resultar útil para la interpretación de múltiples aspectos en campos muy diversos. Muchos investigadores, sin ser necesariamente especialistas en micromor­ fología, utilizan técnicas micromorfológicas y micromorfométricas en ciencias agra­ rias, zoología del suelo, arqueología, geomorfología, geología del cuaternario, inge­ niería civil, etc., y en estos ámbitos se pueden citar como ejemplos de aplicaciones: Ámbito

Aplicaciones

Ciencias Agrarias

Estructura del suelo: efectos de las prácticas de cultivo (Kooistra, 1988). Compactación por el laboreo. Suela de labor. Efectos de diversas técnicas de riego. Porosidad y desarrollo radicular. Colmatación de drenes enterrados (Herrero et al., 1988). Efectos del empleo de purines, fangos de depuradora, etc. Formación de costra superficial: perturbaciones de la infiltración, de la nascencia (encarado).

Arqueología

Información acerca de la historia a partir de los materiales de un yaci­ miento. Cronología de procesos en un mismo depósito. Actividades humanas en relación a la presencia de depósitos órgano-mine­ rales quemados. Micromorfología y susceptibilidad magnética en la interpretación de suelos y sedimentos arqueológicos. Efectos de prácticas de cultivo en el pasado. Estudios de fragmentos de cerámicas para determinar su origen.

Ingeniería civil

Interpretación del comportamiento de un suelo. Predicción del comportamiento de los materiales. Propuesta de medidas correctoras antes de iniciar una obra. Microorganización y comportamiento físico y mecánico de los suelos. Arcillas sensitivas. Suelos con riesgo de colapso. Riesgos sísmicos. Suelos expandibles.

Edafología

Morfología de suelos. Procesos formadores: edafogénesis. Micromorfología de podzoles (Macías el al., 1988; Val c íñiguez, 1981). Clasificación de suelos: horizontes diagnóstico. Cambisoles (Aguilar et al., 1986, 1988). Organización mineral y estructural.

77

Ámbito

Aplicaciones Propiedades de los componentes. Procesos en suelos hidromorfos (Dorronsoro et al., 1988). Procesos de degradación. Movimiento del agua. Meteorización y neoformaciones. Micromorfología y génesis de suelos yesosos (Herrero, 1991). Génesis y funcionamiento de los suelos de zonas tropicales. Estudio de procesos erosivos. Translocación de arcilla y horizontes de acumulación (Dorronsoro y Aguilar, 1988). Suelos enterrados.

Paleoedafología

Paleosuelos. Paleoambientes. Interpretación de la presencia de costras calizas. Estudio de almagres (Carbajal et al., 1988). Fitolitos. Cronosecuencias en paleosuelos. Loess y paleosuelos.

Geología del Cuaternario Procesos superficiales. y Geomorfología Estructuras ligadas a la crioturbación y al periglaciarismo. Biorrelictos. Depósito de materiales. Paleoclimatología

Paleoambientes y paleoclimas. Glaciarismo y periglaciarismo (Van Vliet-Lanoe, 1988).

Paleogeografía

Paleoambientes.

Biología del suelo

Microbiología del suelo. Fauna del suelo (Merbut, 1985). Procesos de bioturbación. Interacciones entre organismos vivos y constituyentes. Fluorescencia de componentes orgánicos (Altemüller, 1986; Altemiiller & Van Vliet-Lanoe, 1990).

6.

Bibliografía

6.1. Bibliografía básica Bullock, P.; Fedoroff, N.; Jongerius, A.; Stoops, G.; Tursina, T. y Babel, U.: Handbook fo r Soil Thin Section Description. Waine Res. Publ. I52 pp. Wolverhampton, 1985. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Rodríguez, R.: Técnicas y Experimentos en Edafología. A.E.A.C. Barcelona, 1986. Soil and Plant Analysis Council. Inc.: Soil Analysis. Handbook o f Reference Methods. CRC Press. 247 pp. Washington, 2000. Vepraskas, M. J.: Introduction to Soil Micromorphology. European Training Course on Micromorphology. Agrie. University. 127 pp. Wageningen, 1989. 78

6.2.

Bibliografía de referencia

Aguilar, J.; Fernández, J.; Stoops, G.; Dorronsoro, C. y Dorronsoro, B.: Interactive multime­ dia programme for self studying soil thin section description. http://edafologia.urg.es/ micgraf/indexw.thm. Aguilar, J.; Rodríguez, T. y Delgado, G.: Contribución a la identificación micromorfológica de horizontes cámbicos en España. I. Cambisoles calcicos. An. Edafol. y Agrobiol. 45:467-476, 1986. Aguilar, J.; Ortega E. y Delgado, G.: Contribución a la identificación micromorfológica de horizontes cámbicos en España. II Cambisoles eutricos y distritos. An. Edaf. y Agro­ biol. XLVII, 1,2:297-310, 1988. Altemüller, H. J.: Fluorescent light microscopy of soil/root interactions. Trans. XIII Congress ISSS, 4:1546-1547. Hamburg, 1986. Altemüller, H. J. y Van Vliet-Lanoe, B.: Soil thin section fluorescente microscopy. In L. A. Douglas (ed.). Soil micromorphology: a basic and applied Science. Developments in Soil Sci. Elsevier 19:565-579. 1990. Barzanji, A. J. y Stoops, G.: Fabric and mineralogy of gypsum accumulations in some soils oflraq. Proc. 10 th Int. Congr. Soil Sci. VII: 271-277. Moscow, 1974. Benayas, J.: Atlas de Micromorfología de suelos e introducción a la Micromorfología. Monografías de la ETS1A, U.P.M. 87 pp. 1982. Beven, K. y Germann, P.: Macropores and water flow in soils. Water Resour. Res. 18: 1311-1325. 1982. Brewer, R.: Cutans: Their definition, recognition and interpretation. J. of Soil Sci. 11: 280292. 1960. Brewer, R.: Fabric and mineral analysis o f soils. Wiley and Sons. 470 pp. New York, 1964. Brewer, R. y Sleeman, J. R.: Soil structure and fabric: their definition and description. J. Soil Sci. 11:172-185, 1960. Carbajal, H.; Benayas, J. y Herrera M.a J.: Micromorfometría de paleosuelos afectados por presión y temperatura de coladas basálticas «Almagres» en las Islas Canarias. An. Edaf y Agrobiol. XLVII, 1,2:533-54. 1988. Courty, M. A.; Golberg, P. y Macphail, R.: Soils and micromorphology in archaeology. Cambridge University Press, 343 pp. 1989. Delvigne, J. E.: Atlas o f micromorphology of mineral alteration and weathering. The Canadian Mineralogyst Spec. Publ. 3. Mineral Association of Cañada - ORSTOM Ed. 494 pp. 1998. Dobrovol’sky, G. V. (ed.): A methodological manual o f soil micromorphology. Traducido por K. Oorts. ITC Ghent Publication Series n.° 3. 1991. Dorronsoro, C.; Alonso P. y Rodríguez-Rebollo T.: La hidromoifía y sus rasgos micromorfológicos. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1, 2:243-278. 1988. Dorronsoro, C. y Aguilar, J.: El proceso de iluviación de arcilla. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1,2:311-350. 1988. Dorronsoro, C.: Micromoifometría de suelos. Principios y técnicas. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1,2:465-501. 1988a. Dorronsoro, C.: Micromorfometría de suelos. Aplicaciones. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1,2:503-532. 1988b. Douglas, L. A. (ed.): Soil Micromorphology: A Basic and Applied Science. Develp in Soil Sel. 9. Elsevier Amsterdam. 716 pp. New York, 1990. Douglas, L. A. y Thompson, M. L. (ed.): Soil Micromorphology and Soil Classification. Soil Sol. Soc. Am. 216 pp. Madison, 1985. 79

Eswaran, H. y Shoba, S. A.: Scanning electrón microscopy in soil research. In P. Bullock (ed.). Soil Micromorphology, 1:19-47. 1983. Fabries, J.; Touret, J. y Weisbrod, A.: Détermination de minéraux des roches. Ed. Lamarre-Poinat. 382 pp. París, 1982. Fitz Patrick, E. A.: Micromorfología de suelos. CECSA. 476. pp. México, 1990. Fitz Patrick, E. A.: Soil Microscopy and Micromorphology. J. Wiley & Sons, 304 pp. Chichester. 1993. Guilloré, P.: Méthode de fahrication mécanique et en série des lames minees. 1NA P-G. 22 pp. Grignon, 1985. Guitián, F. y Carballas, T.: Técnicas de análisis de suelos. Ed. Pico Sacro. Santiago de Compostela. 288 pp. 1976. Herrero, J.; Porta, J. y Fedoroff, N.: Hypergypsic Soil Micromorphology and Landscape Relationships in Northeastern Spain. Soil Sel. Soc. Am. J. 56:1188-1194, 1992. Herrero, J.; Rodríguez-Ochoa, R. y Porta, J.: Colmatación de drenes en suelos afectados por salinidad. Inst. Fernando el Católico. 133 pp. Zaragoza, 1988. Herrero, J.: Morfología y génesis de suelos sobre yesos. Monografías INIA, n.° 77. MAPA. 447 pp. Madrid, 1991. Jury, W. A.; Gardner, W. R. y Gardner, W. H.: Soil Physics. John Wiley and Sons Inc. 328 pp. New York, 1991. Kemp, R. A.: Soil micromorphology and the Quaternary. Quaternary Research Association. Tech. Guide N.° 2. 80 pp. Cambridge, 1985. Klute, A. (ed.): Methods of Soil Analysis. 1. Physical and mineralogical methods. 2nd Edition. ASA. ISSA. Madison, 1996. Kooistra, M. J.: Lecture notes on the subject «micromorphology ofcultivated soils». ICEA, Barcelona & ETSEAL. Stiboka 251/3:1:24. 1988. Kubiena, W. L.: Micropedology. Collegiate Press, Inc, 243 pp. Iowa, 1938. Mackenzie, R. C. (ed.): Differential Thermal Analysis. Academic Press. 766 pp. London, 1970. Macías, F.: Características micromorfológicos de Podsoles y suelos podsólicos de la zona húmeda española. An. Edaf. y Agrobiol. 39:879-898. 1980. Macías, F.; García, C.; Silva, B. M.; García-Rodejay, E. y Taboada, M. T.: Micromotfología y génesis de podsoles y suelos podsolizados. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1, 2:431-464. 1988. McKeague, J. A. y Fox, C. A.: Soil Micromorphology. Quaestiones Entomologicae. 21, 4:657-664. 1985. McKenzie, W. S. y Guilford, C.: Atlas of rock-forming minerals in thin section. Longman. Essex, 98 pp. U.K., 1982. Merbut, A. R.: Faunal influence on soil microfabrics and other soil properties. Questiones Entomologicae. 21, 4:595-608. 1985. Murphy, C. P.: Thin Section Preparation o f Soils and Sedimenta. A.B. Acad. Publishers. Berkhamsted. 149 pp. U.K., 1986. Page, A. L.; Miller, R. H. y Keeney, D. R. (ed.): Methods ofSoil analysis. II. Chemical and microbiological properties. 2nd Edition. ASA. ISSA. Madison, 1982. Porta, J. y Herrero, J.: Micromotfología de suelos con yeso. An. Edafol. y Agrobiol. XLVII, 1,2:179-197, 1988. Rodríguez, A.; Jiménez, C. y Tejedor, M. L.: Micromorfología de suelos ferralíticos en las Islas Canarias. An. Edafol. y Agrobiol. XLVII, 1, 2:409-430. 1988. Stiboka: Micromorphological publications collected by Dr. Ir. A. Jongerius y cois. Stiboka. Rapport n.° 6: 1982. Wageningen, 1987. 80

Stoops, G.; Altemüller, H. J.; Bisdom, F.B.A.; Delvigne, J.; Dobrovolsky, V.V.; Fitzpatrick, E.A.; Paneque, G. y Sleeman, J.: Guidelines fo r the description o f mineral alterations in soil micromorphology. Pedologie XXIX, 1:121-135. 1979. Stoops, G.: Soil thin section description: higher levels of classification o f microfabrics as a toolfor interpretation. Proc. IX Int. Working Meeting Soil Micromorphology. Townsville, Australia, 1992. Stoops, G. y Poch, R. M.: Micromorphological classification o f gypsiferous soil materials. Proc. IX Int. Working Meeting Soil Micromorphology. Townsville, Australia, 1992. Val, R. M. e íñiguez, J.: Suelos podsólicos y Podsoles de la Sierra de Urbasa. II. Mineralo­ gía, micromorfología y génesis. An. Edaf. y Agrobiol. 40:395-409. 1981. Williams, H.; Turner, F. J. y Gilbert, Ch. M.: Petrography. An Introduction to the Study of Rocks in Thin Sections. W.H. Freeman and Co. 626 pp. San Francisco, 1982.

81

_______________ 5 Cómo se denominan los suelos: Elaboración de una nomenclatura

1.

Introducción

Las lim itaciones que presenta un suelo, su aptitud para aceptar determ inados usos o su papel com o elem ento del m edio am biente pueden inferirse de la des­ cripción del perfil, de las características analíticas (físicas y quím icas) de cada uno de los horizontes en que se halle organizado y de las condiciones de medio en q ue se e n c u e n tre (rég im e n es de hu m ed ad y te m p eratu ra, posición en el terreno, entre otras). C uando se habla de uso, se hace referencia a poder m ante­ ner una determ inada m asa forestal, una rotación de cultivos, unos usos paisajísti­ cos o de jard in ería, al papel del suelo com o depurador natural, entre otros posi­ bles usos. Las propiedades útiles de los suelos son las que realmente interesan a los usuarios a quienes, como afirma Beckett (1978), raramente les preocupa el nombre del suelo que usan. No obstante, a veces, determinados suelos con características peculiares, y que ocupan extensiones importantes, llegan a tener un nombre vernáculo, que sirve para que los usuarios intercambien información, o sepan referirse a ellos. En cualquier caso, dar un nombre a un objeto y a sus cualidades sirve para hacerlo conocer y distinguirlo de otros, análogamente ocurre con los suelos que, dadas las notorias diferencias existentes entre ellos, requieren una denominación específica. Hablar de «el suelo» resulta extre­ madamente impreciso, referirse a «los suelos» es algo más conveniente y, sólo si se conoce el nombre de «un suelo», será posible referirse a él, hacerlo conocer y distin­ guirlo de otros suelos con la precisión requerida. Kubiena a inicios de los años 50 afirmaba que el principal interés en poner etiquetas o dar nombre a los suelos reside en poder ordenar y transmitir los conocimientos, haciendo posible generalizar a otras zonas la experiencia adquirida en un área determinada. Para ello, se requiere una coincidencia o compatibilidad en las características de los suelos y condi­ ciones de medio. La transferencia de tecnología exige conocer dónde se ha obtenido lo que se pretende transferir y cuáles son las características del lugar al que se propone se trans­ fiera. Este nivel de información puede ahorrar notables fracasos, ya sea al plantear revege­ taciones en áreas degradadas, al transformar en regadío, en la venta de abonos o en actua­ ciones en arquitectura del paisaje, por poner sólo algunos ejemplos. Para la racionalización de la investigación en una ciencia natural no existe otro cam ino que apoyarse en una sistem ática lo m ás desarrollada posible. ¿Puede 83

alguien sacar algún provecho de un experim ento con material vegetal, si el autor no puede definir exactam ente la planta que ha utilizado? Análogam ente, si faltan las indicaciones sobre el suelo, el experim ento total queda en el aire, del mismo modo que si faltasen las indicaciones sobre las plantas de experim entación. No se puede servir realm ente a la agricultura más que si se caracterizan y se designan precisa e inequívocam ente los suelos. Este párrafo, lleno de vigencia, fue escrito ya en 1952 por el profesor W. Kubiena, en los años en que trabajó en España. Todavía no ha sido com pletam ente asumido. Dar un nom bre a un suelo va unido a la voluntad de conocer su localización y la superficie que ocupa. Esto significa plasm ar la inform ación en un m apa, en soporte de papel o en soporte inform ático, para que sea posible acceder a ella y utilizarla con facilidad, cada vez más a través de sistem as de inform ación geo­ gráfica (GIS). En el presente capítulo se plantean unas líneas básicas para denom inar suelos atendiendo a las propiedades y características que condicionan su uso. Para hacer esta presentación se propone un ejercicio, consistente en elaborar una nom encla­ tura para denom inar los suelos. Se utilizarán para ello los conceptos y la term ino­ logía introducida en los capítulos precedentes y sólo se avanzará alguno nuevo si resulta imprescindible. Introducir la denom inación de suelos en la prim era parte de la obra se justifica por la necesidad de poder referirse a suelos concretos en lo que sigue. En un texto de Edafología debería evitarse hablar de «el suelo» com o un ente único, ya que no lo es. A pesar de que constituya un continuo, su variabilidad espacial es considerable. Los distintos suelos individuales no acostumbran a estar separados unos de otros: los suelos no son cuerpos discretos. En la teoría general de sistemas un suelo es un sistema abierto, con entradas y salidas de materia y energía lo que presupone la existencia de lími­ tes entre suelos. El problema se presenta al tener que escoger las propiedades diferenciadoras que deben servir de base para establecer dichos límites. La falta de límites definidos explica que existan diversos criterios, diversas convenciones, para establecer cortes, con la consiguiente subjetividad al hacerlo. Es la propia naturaleza del objeto suelo, lo que explica que en Edafología no se haya podido llegar a un único sistema para denominar los suelos, con aceptación general (Caps. 19 y 20), lo que sí ha ocurrido en otras muchas ramas de la Historia Natural. Ordenar y relacionar los distintos suelos individuales supone establecer un esquema jerárquico, una clasificación de los suelos. Al existir distintos criterios para delimitar y denominar cada individuo suelo, existirán otros tantos sistemas de clasificación. Unos se han interesado más por la génesis o manera cómo se han formado los suelos, otros, los de uso más generalizado en el momento actual, se basan en la morfología del perfil del suelo. Conocer la génesis tiene un interés científico evidente, si bien no siempre resulta fácil, lo que dificultaba basar la clasificación en este tipo de criterios. Por el contrario las propiedades morfológicas siempre resultan más fácilmente accesibles en una prospec­ ción de campo. 84

2. Criterios para dar nombre a los suelos: A modo de ejercicio En el supuesto de que los suelos no tuviesen nom bre y se quisiese establecer criterios para dárselo, se puede realizar el siguiente ejercicio:

1. Elaborar un listado de propiedades y características que condicionan los distintos usos del suelo. Los asistentes, en una sesión de «brain storming», pueden ir citando propiedades y características que, a su criterio, condicionan el uso del suelo en diferentes grados, para el crecimiento de las plantas, para un uso agrí­ cola, paisajístico, para construir encima o para utilizar el suelo como depurador natural. 2.

Se establecerá una jerarquía en estas propiedades desde la más limitante, por ejem­ plo, la falta de agua o la presencia de arcillas que se expanden al humectarse, a aspectos más secundarios, dejando de considerar aquéllos que no parezcan consis­ tentes, por su escasa significación.

Para llegar a elaborar el listado de propiedades y características puede resultar de interés: Revisar: •

Cap. 2. El suelo como ente natural: Organización.

•

Cap. 3. Morfología y descripción de suelos.

Considerar conceptos tales como: • Suelos minerales y suelos orgánicos. •

Expansión-retracción de las arcillas (Cap. 7).

•

Acidez y basicidad del suelo (Cap. 10).

•

Degradación de suelos y calidad ambiental (Caps. 23 a 29).

Para establecer los nom bres puede recurrirse a dos criterios:

1. Utilizar nombres vernáculos, lo que puede constituir un ejercicio paralelo, de reco­ gida de información local. 2.

Introducir una nomenclatura que resulte autoexplicativa a base de raíces griegas, latinas u otras.

Un buen sistema de nomenclatura debe ser sencillo, fácilmente manejable, permitir una visión de conjunto y ser de fácil empleo en todos los idiomas (Kubiena, 1952). 85

3.

información complementaria para establecer una nomenclatura

Para establecer una nom enclatura en base a los criterios que se hayan adop­ tado, puede resultar de interés conocer nom bres vernáculos, utilizados en distintos países para denom inar algunos suelos representativos: Yermo/a (español) Tasca (aragonés) Rendzina (polaco) Estepa (español) Sierozem (ruso) Burozem (ruso) Kastano/.em (ruso) Chernozem (ruso) Vega (español) Podzol (ruso) Gley (ruso) Ando (japonés) Solonchak (ruso) Solonetz (ruso) Licorella (catalán) Rubial (español) Albariza (español) Bujeo (español) Calero (español) Barros (español) Salguero (español) Saladar (español)

Paraje desértico, pobre en vegetación. Suelo que puede separarse como una alfombra de la roca madre. Suelo desarrollado sobre roca caliza, rico en carbonato cálcico, de poco espe­ sor. Zona con vegetación xerófila herbácea o arbustiva, bajo clima bastante seco e inviernos fríos. Suelo gris en los límites del desierto. Suelo pardo claro, semidesértico de estepa, calizo. Suelo con horizonte superior oscuro por su contenido en materia orgánica, con translocaciones de arcilla, carbonato cálcico o yeso. Suelo negro, rico en materia orgánica, profundo, bien estructurado, rico en bases, con acumulación de carbonato cálcico. Suelos de llanuras aluviales. Tierra de color ceniza. Suelos ácidos con translocación de materia orgánica y sesquióxidos. Suelo desarrollado bajo condiciones de exceso de agua. Suelo negro formado a partir de materiales ricos en vidrios volcánicos. Suelo con contenidos elevados de sales solubles, efloresencias blancas en superficie durante la estación seca. Suelo con características alcalinas debidas al sodio en las sedes de intercam­ bio. Con un horizonte Btna. Suelo desarrollado a partir de esquistos, de poco espesor y muy pedregoso. Suelo muy rojo, generalmente arcilloso (Castilla). Suelo blanco, calizo, de textura media (Andalucía). Suelo arcilloso, plástico, con predominio de arcilla expandible (Andalucía). Suelo muy calizo, de color blanco. Suelo arcilloso al menos en su parte superior (Extremadura). Suelo moderadamente salino (Castilla). Suelo marcadamente salino con vegetación halófila.

Una nom enclatura que no tenga en cuenta los nom bres populares de los suelos puede crear térm inos en base a etim ologías griegas, latinas y otras: Histos, griego Aridus, latín Venere, latín Mollis, latín Inceptum, latín Ultimus, latín Oxidus, latín

Tejido Seco, falta de agua Voltear, revolver Mullido Incipiente Último, muy evolucionado Riqueza en óxidos de hierro y aluminio

Xeric Aquic Fluvius Psamm Dystric

Fuerte sequía Exceso de agua Río Arena Pobreza en bases (cationes en sedes de intercambio: Ca2+, Mg2+, K+ y Na+)

86

Eutric Umbra Ochros Orthos

Riqueza en bases Oscuro Pálido Recto

Cry (Kryos, gr.) Anthropos, gr. Leptos, gr. Plinthos, gr. Ferrum, lat. Alumen, lat. Planus, lat. Phaios, gr. Gypsum, lat. Calx. lat. Durus, lat. Albos, lat. Eluere, lat. Nitidus, lat. Acris, lat. Luere, lat. Lixivia, lat. Cambiare, lat. Arena, lat. Rhegos, gr.

Frío, hielo Humano Delgado Ladrillo, se cementa al estar expuesto al aire Hierro Aluminio Llano Oscuro, rico en m.o. Yeso Caliza Duro, duripan, durinodos Blanco Eluviación, pérdida Brillante Muy ácido Lavado, iluviación Lavar, pérdida de bases Cambiar, cambios de color, estructura Arena Capa, manto. Material suelto sobre una roca dura

4.

Proponiendo denominaciones para los suelos

Sin ninguna voluntad de llegar a ningún sistem a taxonóm ico preestablecido (Caps. 19 y 20), se propondrán denom inaciones para algunos suelos, como ejerci­ cio:

ESTUDIO DE CASOS 1.

Se desea destacar que el suelo de una determinada unidad de paisaje no es adecuado para que se instale en él un campo de fosas sépticas ya que es muy arenoso, por lo que el paso de las aguas negras a la capa freática supone un elevado riesgo.

2.

Las paredes de un almacén se han agrietado y los postes de telégrafos están inclinados arbitrariamente: el suelo se mueve. El suelo es muy arci­ lloso.

3.

Los melocotoneros plantados en una determinada parcela se han muerto por asfixia radicular. La capa freática está cerca de la superficie del suelo (a menos de 1 m) y el perfil presenta color gris con manchas.

Respuestas 1.

Propiedades a destacar: es muy arenoso todo el perfil del suelo/deja pasar las aguas negras con facilidad. Compondremos el nombre con un prefijo añadido al término «sol» (suelo):

87

De las listas anteriores parecen adecuados los prefijos: psamm (del gr. arena) -» Psamm + o + sol arena (del lat. arena) -> Aren + o + sol Arenosol 2.

Interesa destacar la propiedad que presentan estas arcillas. De las listas se puede retener el prefijo: vertere (del lat. voltear, remover) Vert + i + sol Vertisol

3.

El suelo tiene color gris (indica reducción, ligada a la falta de oxígeno, anoxia: asfixia radicular) por exceso de agua. De las listas se puede retener: gley (del ruso) -» Gley + sol aquic Aquí + sol Gleysol

Los nombres resultantes contienen una inform ación en todos los casos, son autoexplicativos y permiten la transferencia de tecnología.

5.

Niveles jerárquicos en Soil Taxonomy

Soil Taxonomy es un sistema de clasificación de suelos propuesto por el Soil Conservation Service de Estados Unidos en 1975 y que sirve de sistem a de refe­ rencia a nivel mundial. Establece seis niveles jerárquicos, de hom ogeneidad cre­ ciente entre los suelos incluidos en cada uno de ellos (Cap. 19): Orden Suborden Grupo Subgrupo Familia Serie Los doce órdenes establecidos (S.S.S.,1999) tienen denom inaciones autoexplicativas:

Condicionante principal

Orden

Suelo helado en alguna p a rte .....................................................................................

Gelisol

Suelos orgánicos .........................................................................................................

Histosol

Suelos ácidos de clima húmedo con procesos de iluviación de m.o. con Fe y Al. De podzol, nombre vernáculo ruso (zola = ceniza, pod = debajo) ......................

Spodosol

88

Suelos oscuros, desarrollados a partir de materiales volcánicos y otros ricos en materiales a m o rfo s...................................................................................... Andisol Suelos tropicales, ricos en óxidos de Fe y Al, ácidos, pobres en bases, escasa cantidad de minerales alterables ................................................................................

Oxisol

Arcillas expandibles predominantes, apertura de grietas anchas y profundas du­ rante la estación s e c a .................................................................................. Vcrtisol Falta de agua por aridez del clima o salinidad e x tre m a ........................

Aridisol

Suelos subtropicales y tropicales muy evolucionados, pobres en bases, con iluviación de arcillas. Últimas etapas de meteorización y evolución ......................

Ultisol

Riqueza en m.o., horizonte superficial bien estructurado, mullido, rico en bases .

Mollisol

Suelos con iluviación de arcilla, que ha dado lugar a la formación de horizontes Bt. Riqueza en bases de media a alta. De pedalfer en la clasificación de Marbut

Alfisol

Suelos incipientes, poco desarrollados .....................................................................

Inceptisol

Suelos jóvenes o escasamente desarrollados. Del inglés receñí ..........................

Entisol

6.

Niveles jerárquicos en la Base de Referencia Mundial para los Recursos de Suelos (WRB) (FAO, 1998)

La Base de R eferencia M undial (Cap. 20) establece dos niveles jerárquicos (FAO, 1998; Deckers et al. 1998):

Grupos de suelos Unidades de suelos

Los 30 G rupos de Suelos definidos son los siguientes, reseñados en orden jerárquico: Histosol Cryosol Anlhrosol Leptosol Vertisol Fluvisol Solonchak Gleysol Andosol Podsol Plinthosol Ferralsol Planosol Solonetz Chernozem

Kastanozem Phaeozem Gypsisol Durisol 20 Calcisol Albeluvisol Alisol Nitosol Acrisol 25 Luvisol Lixisol Umbrisol Cambisol Arenosol 30 Regosol

89

7. 7.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Deckers, J. A.; Nachtergaele, R. O. y Spaargaren, O. C. (ed.): World Reference Base for Soil Resources. Acco. 165 pp. Leuven/Amersfoort, 1998. S.S.S.: Soil Taxanomy. A Basic System o f Soil Classification fo r Making and Interpreting Soil Surveys. Natural Resources Conservaron Service. USD Washington, D.C. 869 pp. 1999.

7.2.

Bibliografía de referencia

Driessen, P. M. y Dudal, R.: The major soils o f the world. Agr. Univ. Wageningen & Katholieke Univ. 310 pp. Leuven, 1991. FAO-UNESCO: Soil Map o f the World. World Soil Resources Report 60. FAO. pp. 138; 1988. FAO, 1988. FAO/UNESCO: Soil Map o f the World. Revised Legend. World Resources Report 60, FAO Rome. Rcprinted as Technical Paper 2 0 ,1SRIC, Wageningen, 1989. FAO, FAO-UNESCO, Soil Map o f the World. Revised Legend. Soils Bull. 60. FAO. pp. 119. Roma, 1990. FAO: World Reference Base fo r Soil Resources. World Soil Resources Reports. N. 84. 88 pp. FAO Rome, 1998. Hallberg, G. R.: Soil Taxonomy as a Taxonomic System: From the Outside Looking. En: Iowa Geological Survey: 1-25. 1983. Kubiena, W. L.: Claves sistemáticas de suelos. CS1C. pp. 382. 1952. Soil Survey Staff: Soil Classification, a Cornprehensive System, 7th approximation. Soil Conserv. Serv., U.S. Dept. Agrie., U.S. Govt. Printing Office, 265 pp. Washington, D.C., 1960. Soil Survey Staff: Soil Taxanomy. A Basic System o f Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys. USD A. Agrie. Handbook 436, pp. 754. 1975. Tavernier, R. et al.: Soil Classification. Pédologie, N. spéc. 3: 1-201. Bull, Société Belge de Pédologie. Gent. 1965.

90

6 Textura del suelo

1.

El suelo como sistema de tres fases

El suelo es un sistema abierto, dinámico, constituido por tres fases. La fase sólida está formada por los componentes inorgánicos (Cap. 7) y los orgánicos (Cap. 8), que dejan un espacio de huecos (poros, cámaras, galerías, grietas y otros) en el que se hallan las fases líquida y gaseosa. El volumen de huecos está ocupado parcialmente por agua, como componente principal de la fase líquida (Caps. 12 y 13), que puede llevar iones y sustancias en solución o en suspensión; por aire, que constituye la fase gaseosa o atmósfera del suelo (Cap. 14) y por las raíces y orga­ nismos que viven en el suelo (Cap. 16). El presente capítulo inicia el estudio de la fase sólida mineral, que procede:

Del material originario o roca madre: • Por meteorización física (fragmentación). • Por meteorización química y biológica, que conllevan cambios químicos y mineraló­ gicos (Cap. 17). De material edafizado: • «In situ» (por ejemplo, un antiguo suelo enterrado que haya vuelto a quedar en su­ perficie por erosión del material que lo recubría). • Erosionado, transportado y redepositado. De aportes sólidos: • Por aguas de inundación (materiales en suspensión). • Por el viento (polvo). • Por coluvionamiento, movimientos en masa, etc. De materiales en disolución aportados: • Por aguas de inundación. • Por una capa freática.

Al ser el suelo un sistema abierto, la fase sólida mineral no puede llegar a un estado estable, si bien en muchos aspectos los cambios tienen lugar de forma tan extremadamente lenta, que ciertas características pueden considerarse constantes a 91

efectos prácticos. Entre ellas, el tam año de las partículas que la componen y, por consiguiente, las proporciones relativas atendiendo a los tamaños. Las interacciones entre las fases sólida y líquida adquieren especial relevancia al existir en la fase sólida partículas cargadas eléctricamente y de elevada superficie específica. Los procesos de adsorción e intercambio iónico (Cap. 9) son fundamentales para la actuación del suelo como depurador natural, para la vida en el suelo y en concreto para la nutrición de las plantas. Las fases líquida y gaseosa se hallan en cambio constante, tanto en cantidad como en composición. La lluvia, el riego y las fdtraciones incorporan agua al sistema, la evapotranspiración constituye la principal salida en condiciones en las que no haya pérdi­ das por percolación. El aporte de agua diluye el contenido iónico de la fase líquida y la eva­ potranspiración concentra la solución del suelo. La presencia de sales solubles en el agua del suelo puede llegar a ser perjudicial para las plantas, al impedir que éstas puedan absor­ ber agua o por el efecto tóxico de algún ión (Cap. 24). El estudio de las distintas fases y sus interacciones constituye uno de los obje­ tivos de la Ciencia del Suelo. Para cada una de las fases, los aspectos a considerar y los ámbitos de estudio son: Fases

Ambito de estudio

Aspectos Distribución de partículas minerales según tamaños.

Textura.

Componentes inorgánicos.

Mineralogía. Superficie específica. Meteorización. Procesos de transporte.

Componentes orgánicos.

Composición. Procesos de transformación y transporte.

Organización.

Estructura: Forma de agregarse las partículas y espacio de huecos. Densidad del suelo.

Interfase sólido-líquido

Interacción suelo-agua.

Reacciones de superficie.

Líquida

Agua del suelo.

Estados energéticos del agua. Movimiento del agua. Régimen de humedad.

Exceso de agua.

Procesos de hidromorfismo.

Aireación del suelo.

Composición. Humedad del aire. Flujo de aire.

Sólida

Gaseosa

La fase gaseosa tiene una composición semejante a la del aire (78,1 % N2 y 20,9 % de 0 2 más C 0 2). Las proporciones relativas varían a lo largo del tiempo, según las condiciones existentes en el suelo. La concentración de anhídrido carbónico es función de la actividad de los microorganismos que actúan en la mineralización de la materia orgánica. Este des­ prendimiento de C 0 2 hace que su concentración sea siempre más alta que en la atmósfera exterior. La respiración de las raíces y microorganismos aumenta considerablemente la concentración de anhídrido carbónico, al tiempo que disminuye la de oxígeno. Esto hace 92

necesario que haya una renovación constante, con entrada de aire para lograr un suministro adecuado de oxígeno para la vida en el suelo en condiciones aerobias. Los suelos con capa freática tienen los huecos llenos de agua y su fase gaseosa es escasa. Si el agua no circula, no habrá renovación y el oxígeno llegará a escasear. Los hori­ zontes que estén debajo del nivel de una capa freática no circulante adquirirán condiciones reductoras, caracterizadas por un predominio de microorganismos anaerobios, por procesos redox y asfixia radicular. En relación al vapor de agua, los huecos del suelo tienen una atmósfera con una hume­ dad relativa a saturación, siempre y cuando haya agua disponible para las plantas. Los microorganismos aerobios, cuyo hábitat corresponde a los huecos del suelo, encuentran así unas condiciones adecuadas para su actividad.

2.

Textura

2.1. Concepto Los distintos horizontes de un suelo pueden estar form ados por fragm entos de roca de más de un metro, hasta partículas m enores de un m icróm etro. Atendiendo al tam año cabe distinguir (CBDSA, 1983):

Elem entos gruesos bloques cantos grava gruesa grava media gravilla T ie rra fina

Diámetro aparente > 2 mm 25 a 60 cm y más 6 a 25 cm 2 a 6cm 0,6 a 2 cm 0,2 a 0,6 cm Diámetro aparente < 2 mm

arena limo arcilla

El estudio de las partículas m inerales puede llevarse a cabo con distintos enfo­ ques, atendiendo al tam año y form a de las partículas, a su m ineralogía, grado de meteorización, relaciones entre ellas, etc. Un planteam iento mucho más sencillo, y por ello más generalizado, consiste en determ inar la granulom etría de la fracción mineral.

La granulometría expresa las proporciones relativas de las distintas partículas minerales inferiores a 2 mm, agrupadas por clases de tamaños, en fracciones granulométricas, tras la destrucción de los agregados. La textura es una expresión sintética de las características de cada horizonte que depen­ den de la proporción de los distintos tamaños de partículas. 93

Los términos granulometría y textura se utilizan a menudo como sinónimos. Algunos autores, no obstante, hablan de textura para describir la sensación que tiene el prospector al hacer deslizar entre sus dedos una muestra húmeda. En tal sentido es sinónimo de clase textural. En una prospección de campo resulta de interés poder disponer de esta información para realizar un primer diagnóstico. La granulometría es una de las características más estables y puede conside­ rarse una determinación básica de cada horizonte de un suelo. Una vez se dispone de esta información para una parcela determinada o para una unidad de suelos, no será preciso repetir el análisis al cabo del tiempo. Si existe el mapa detallado de los suelos de la zona, bastará con consultarlo, lo que evitará realizar este análisis, siempre laborioso y por ello de coste elevado. El interés en conocer la granulome­ tría reside en que permite inferir otras propiedades y características directamente relacionadas con el uso y comportamiento del suelo: • • • • • • • • •

Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD) y de suministro. Facilidad para la circulación del agua. Facilidad para el laboreo. Riesgo de formación de sellado y de costra superficial: deficiente velocidad de entrada de agua en el suelo y mala nascencia. Riesgo de erosión hídrica. Riesgo de erosión eólica. Capacidad para almacenar nutrientes. Capacidad para admitir aguas residuales, purines y otros residuos líquidos. Orden de magnitud de la superficie específica.

2.2.

Fracciones granulométricas y su justificación

Para separar las distintas fracciones granulométricas, arcilla, limo y arena, se hace necesario establecer previamente los límites entre cada una de ellas. Los cri­ terios para ello son un tanto arbitrarios y dependen de los objetivos perseguidos, de ahí que se hayan propuesto y se utilicen diversos valores numéricos. Los más comunes en Edafología son los propuestos por Atterberg, adoptados por la Interna­ tional Society o f Soil Science (ISSS) en 1927 y los del United States Department of Agriculture (USDA). Las distintas fracciones granulom étricas utilizadas y la justificación de los valores adoptados para establecer los límites entre ellas son los siguientes: Límite

Fracción

Justificación

> 2 mm

Elementos gruesos

200 pm

Límite superior de la arena fina ISSS Por debajo de este tamaño los granos de los minera­ les formadores de las rocas se presentan separados, esta circunstancia tiene interés para estudios minera­ lógicos de arena.

94

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

Justiticación

Fracción

Lím ite

50 pm

Límite superior del limo USDA

El predominio de partículas de tamaño limo (502 pm) en un suelo le confiere unas características físicas desfavorables, inestabilidad estructural, apel­ mazamiento, susceptibilidad a formar costra superfi­ cial, deficiente movimiento del agua, etc.

20 pm

Límite superior del limo 1SSS

Límite arbitrario.

< 2 pm

Arcilla

Partículas con importante carga eléctrica superficial. Superficie específica elevada.

< 0 ,2 p m

Arcilla fina

Partículas con carga eléctrica superficial. Comportamiento coloidal. Superficie específica muy elevada.

Todos los sistemas han adoptado como límites extremos comunes 2 mm y 2 pm. Los límites a 20 pm y 50 pm son bastante arbitrarios, y su elección obedece a que en los años en que se fijaron el conocimiento de las propiedades del suelo era algo imperfecto. El valor 100 pm, que sólo utiliza el criterio USDA, para la arena muy fina, ha ido adquiriendo importancia y significación. Se emplea en la ecuación universal para evaluar las pérdidas potenciales de suelo por erosión (USLE), para definir la clase textural de las familias de suelos, así como el carácter arenoso de un horizonte (carácter psamméntico). El predominio de la fracción de 50 a 100 pm favorece la formación de poros de tama­ ños muy pequeños, de 20 a 30 pm (microporosidad), cuya eficacia en los procesos de trans­ ferencia de agua es baja (Cap. 11). El agua inmovilizada en estos poros puede llegar a crear condiciones reductoras, y por otro lado este agua no interviene en la translocación de com­ ponentes dentro del suelo. A pesar de que pocas partículas naturales son esféricas, el establecimiento de tamaños lleva a introducir el concepto de esfera de volumen equivalente o el de diámetro aparente. Sin embargo, no hay que olvidar que cuanto menores sean las partículas, más lejos estarán de la esfericidad, dado que se trata de microcristales minerales, muchos de ellos de forma laminar. Las distintas fracciones granulométricas establecidas son:

Granulometría denominación USDA Simple

FRACCIONES Denominación Arena USDA Limo USDA Arcilla

USDA

Arena gruesa USDA Arena fina USDA Limo USDA Arcilla

USDA Completa

Arena muy gruesa USDA Arena gruesa USDA sentido estricto Arena media USDA Arena fina USDA sentido estricto

Diámetros aparentes pm 50 < 0 < 2000 2 < 0 < 50

0 <2 500 < 0 < 2000 50 < 0 < 500 2 < 0 < 50

0 <2 I(XX) < 0 < 5O O <0< 250 < 0 < 100 < 0 <

2000 1000 500 250

95

FRACCIONES

Granulometría denominación

Denominación

Diámetros aparentes pm

Arena muy fina USDA Limo USDA Arcilla

5 O < 0 < 100 2 < 0 < 50 0 <2

Internacional simple

Arena ISSS Limo ISSS Arcilla

20 < 0 < 2000 2 < 0 < 20 0 <2

Internacional completa

Arena gruesa ISSS Arena fina ISSS Limo ISSS Arcilla

200 < 0 < 20 < 0 < 2<0 < 0 <

2000 200 20 2

Europea completa

Arena gruesa EU Arena media EU Arena fina EU Limo grueso EU Limo medio EU Limo fino EU Arcilla gruesa EU Arcilla media EU Arcilla fina EU

600 200 60 20 6 2 0,6 0,2

2000 600 200 60 20 6 2 0,6 0,2

2.3.

< < < < < < < <

0 0 0 0 0 0 0 0 0

< < < < < < < < <

Clases texturales

Las combinaciones posibles en los porcentajes de arcilla, limo y arena, pueden agruparse en unas pocas clases de tamaño de partículas o clases texturales. Estos términos específicos 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 de las plantas, fjando los límites entre clases para dejar claras tales diferencias. El nombre de una clase textural tiene su origen en la experiencia adquirida a lo largo de años de estudio de los sue­ los de una determinada área geográfica, lo que finalmente ha llevado a normalizar su uso.

Al establecer los nombres de las clases texturales se ha querido dejar patente que la acción de ciertas fracciones es más acentuada que la de otras, a igualdad de porcentaje, para determ inar las propiedades del suelo y el comportamiento del agua y las plantas. Para representar las distintas clases texturales se han construido los denom ina­ dos triángulos de textura o diagramas triangulares:

96

a + L + Ar = 100

100

4

ARENA 0 50 - 2000 pim USDA

La fracción arcilla resulta mucho más determinante del comportamiento de un horizonte y en consecuencia del suelo y de la respuesta de las plantas que las restantes 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 (Gaucher, 1971).

97

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» (franco-arcillo-arenoso). Un horizonte no pasa a denominarse «limoso» (arcillo-limoso) hasta alcanzar un 40 % de limo, mientras que se requiere un 44 % de arena para que se manifiesten propiedades derivadas de la presencia de esta fracción, que sólo se hacen claramente patentes a partir de un 70 % de arena, en la clase arenoso franca. Una textura se denomina equilibrada si presenta contenidos óptimos para la mayoría de cultivos, así un 40-45 % de arena, un 30-35 % de limo y un 25 % de arcilla (Duchaufour, 2001).

En aquellos casos en que se utilicen los criterios ISSS para establecer los lími­ tes, las clases texturales se determinan utilizando el correspondiente triángulo:

4 ----------------------------- ARENA 0 20 - 2000 pm

Algunos autores han propuesto el empleo de coordenadas ortogonales, utilizando un triángulo rectángulo. El Groupement d ’Etudes des Problémes de Pédologie Apliquée (GEPPA) ha elaborado un triángulo de este tipo cuyo uso no se ha generalizado, ya que no permite una lectura directa de la fracción arena. La expresión «textura ligera», por suelo «ligero» o de textura arenosa en el horizonte que se labra, hace referencia a que por la baja cohesión resulta fácil de labrar y nada tiene 98

que ver con la masa por unidad de volumen. Análogamente, la opuesta de «textura pesada» o suelo «pesado», expresa que el suelo, por su fuerte cohesión en seco y alta plasticidad en húmedo, se labra con dificultad. Ambas expresiones, por inexactas deben evitarse. Pueden substituirse por «suelo suelto» y «suelo fuerte», cuando se trate de utilizar términos fácil­ mente comprensibles a efectos de divulgación.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Algunos diccionarios no especializados en ciencia del suelo o algunas per­ sonas que hacen traducción simultánea pueden tener dificultades para tra­ ducir la terminología inglesa referente a la textura del suelo. Los principales errores observados son los siguientes: T érm ino inglés Lo a m

2.

Erróneo

C orrecto

B a rro s T ie rra M arg a Lim o

F ra n ca

S ilt

P o lvo

L im o

Loam y sand

A re n o s o lim o so

A re n o s o fra n c o

S ilt loam

L im o lim o so P o lvo m a rg a

F ra n co lim o so

Los diques y presas de tierra para riego o para sum inistro de agua, como, por ejem plo, la presa de Assuan (Alto Egipto), cuyos efectos medioam bientales se discuten en el capítulo 24, no constituyen una masa homogénea, sino que en su sección aparecen yuxtapuestas zonas de propiedades y funciones diferentes. El núcleo está formado por mate­ riales arcillosos cuya misión esencial es garantizar una cierta estanqueidad. Las otras zonas protegen al núcleo y dan estabilidad a la obra, si bien son mucho más permeables. Debiendo seleccionar un yacimiento para el suministro de material con el que construir el núcleo de una presa de tierra para almacenar agua para riego, dispone de las siguientres informaciones: a 15 km existe un depósito de loess, material de origen eólico cuyo tamaño de partícula se halla entre 0,01 y 0,05 mm, con una potencia suficiente para asegurar el suministro para la construcción del núcleo; a 25 km un depósito de arcillas laminadas, caracterizadas por la alternancia de capas centimétricas de limo y material franco limoso, cuyo precio resulta el más ventajoso puesto a pie de obra; a 38 km un depósito de material de tamaño de grano inferior a 2 pm, no expandióle. Indique qué emplazamiento debería recomendarse y cuáles podrían suponer riesgo para la estabilidad de la presa.

BASES PARA LA DISCUSIÓN Discutir acerca de la granulometría de los materiales disponibles y su idoneidad como núcleo de la presa.

99

Se requiere un material arcilloso que intercepte el escurrimiento del agua por la presa, en caso de no existir se suele recurrir a la construcción de una pantalla central formada por un muro de hormigón armado o de otro material de cons­ trucción.

3.

Análisis granulométrico

3.1. Aspectos generales Para evaluar la influencia de los elementos gruesos, ya sea en relación con las dificulta­ des de laboreo o para las barras segadoras, por ejemplo, derivadas de la pedregosidad superficial, o con el volumen explorable por las raíces debido a los elementos gruesos de los distintos horizontes, se suele realizar una estimación a simple vista por comparación con tablas para evaluar porcentajes (Cap. 3). La determinación cuantitativa requiere el muestreo de un volumen por vaciado completo, y necesariamente grande para conseguir una adecuada representatividad estadística. La determinación aproximada de la clase textural como ensayo previo se puede realizar al tacto. Esta metodología se utiliza corrientemente en las prospecciones de campo, por lo que el edafólogo debe haber sido entrenado previamente, ya que, por la casuística con que se puede encontrar, la precisión alcanzada dependerá de su experiencia (Cap. 3). En laboratorio se realiza el análisis granulométrico de forma precisa (Mathieu y Pieltain, 1998). Consiste en un proceso de segregación de partículas individuales agrupadas en fracciones. Para que los granos estén separados se requiere la des­ trucción de los ligandos que los mantienen unidos formando agregados (Porta el al. 1986). Las operaciones que se llevan a cabo en este análisis son las siguientes: m uestreo suelo natural

secado al aire

1 tam izado a 2 mm tierra fina

--------------------- ----- ►

fracción m ineral

----------- ----- ►

r~ partículas individuales - ----- * partículas dispersas ------ ----- ►

100

destru cció n de la m ateria orgánica por ataque con H 20 2 1 disp ersió n de las arcillas añad ien d o un d isp ersan te quím ico, tal co m o el hex am etafo sfato sódico

tam izad o -------------------> sedim entación -----------►

fraccio n es gruesas fraccio n es finas

No resulta extraño que al tener que trabajar de 2.000 (im a menos de 2 qm no exista una única técnica de medida que sea adecuada para todo el intervalo. Después de haber destruido la materia orgánica se procede a la dispersión para conse­ guir individualizar las partículas de arcilla integradas en flóculos (Cap. 11). Los agentes dispersantes a base de sodio, tales como el hexametafosfato sódico, permiten conseguir este efecto, al sustituir el sodio a los cationes polivalentes, sobre los que tiene un efecto complexante el anión hexametafosfato, con lo que su efecto no se dejará sentir en la sus­ pensión. La técnica a utilizar depende de las características de cada suelo. La presencia de sales solubles o de yeso dificultan la dispersión, por lo que se requiere utilizar métodos específicos (Vieillefon, 1979; Porta y cois. 1986). En algunos suelos, la presencia de carbonato cálcico o de óxidos de hierro puede dar lugar a la cementación de partículas de menor tamaño, que actúan como una unidad. Según su tamaño se denominan pseudoarenas o pseudolimos. En suelos tropicales las partículas de caolinita se unen con los óxidos de hierro formando micro-agregados muy estables. El comportamiento físico de estos suelos corresponderá al tamaño real de las partículas, por lo que la destrucción de tales unidades para llevar a cabo el análisis granulométrico no parece estar justificada. Los resultados de un análisis granulométrico sin destruir este tipo de microagregados tienen mayor significación ecológica y agronómica. En zonas áridas y semiáridas (Túnez) puede haber pseudoarenas formadas por arcillas cementadas por sales. Los métodos para determinar la granulometría de uso más o menos corriente (Loveland & Whalley, 1991) son: Medida directa (regla, pie de rey, microscopio, análisis de imagen, etc.). Tamizado. Elutriación. Sedimentación (gravedad, centrifugación). Interacción con la radiación (luz, láser, rayos X, neutrones). Propiedades eléctricas. Propiedades ópticas. Adsorción de gases. Permeabilidad La granulometría de las fracciones más gruesas (elementos gruesos) se determinan por tamizado. Para lograr una adecuada representatividad estadística en los resultados se hace necesario trabajar con muestras suficientemente grandes. Las cantidades mínimas reco­ mendadas, teniendo en cuenta el tamaño máximo de partículas que forman más de un 10 % del suelo (Loveland & Whalley, 1991) son las siguientes: Tamaño máximo con una representación de más del 10 % (mm)

Cantidad mínima de muestra (kg)

63 50 37,5 28 20 <20

50 35 15 5 2 1

101

Stokes estudió la sedimentación de partículas esféricas en un medio viscoso y formuló la ley que lleva su nombre. Experimentalmente descubrió que la resistencia que ofrece un líquido a la caída de una partícula esférica rígida varía con la circunferencia de la esfera. Es proporcional a la viscosidad (T|) y a tres veces la velocidad de caída. La fuerza que deter­ mina cómo sedimenta una partícula es la resultante de las fuerzas de caída y de empuje:

radio de la partícula. densidad de la partícula. densidad del líquido en que sedimenta. viscosidad dinámica. 4 velocidad de sedimentación. fuerza de empuje: — n r3 pw g 3 f(T) = cte para una determinada temperatura. T = temperatura. t = tiempo de sedimentación. h = altura de sedimentación (profundidad de fuerza de rozamiento: 2 n r T) 3 V pipeteado). En una sedimentación en régimen laminar, la resultante de estas fuerzas es nula, de lo que se deduce la expresión de la velocidad terminal de sedimentación:

fuerza de caída: — 7t r3 ps g 3

r= ps = pm= r) = V= K=

v = 2 ¿ ( P S - P J S =Kr2 = h/t 9 t? Esta expresión permite calcular, para una altura dada (profundidad de pipeteado), el tiempo que debe transcurrir para que partículas de diámetro aparente igual o inferior a 2r sean las únicas que estén sedimentando a dicha altura, en condiciones isotermas. Con ello se consigue muestrear las partículas según su tamaño. El método del hidrómetro permite realizar las medidas en la suspensión, después de cierto tiempo de espera en la sedimentación, para determinar de forma indirecta los porcen­ tajes de las distintas fracciones, sin necesidad de pipetear, secar ni pesar. Con este enfoque Boyoucos (1962) propuso el método del densímetro, que se basa en la medida de la densi­ dad de la suspensión, que está relacionada con la concentración de partículas en dicha sus­ pensión, y que posteriormente ha sido modificado (Swartz,1982). La posibilidad de automatización del método de la pipeta y su mayor precisión ha lle­ vado a su adopción por muchos laboratorios. Recientemente se ha desarrollado un método basado en la atenuación de rayos gamma al atravesar un contenedor de sedimentación. El procedimiento puede ser automatizado y permite disminuir el tiempo del análisis (Oliveira et al. 1997, Pedro-Vaz et al. 1999).

3.2.

Representación de resultados

Los resultados de los análisis granulom étricos pueden presentarse de form a gráfica, lo que facilita su utilización al posibilitar una visión de síntesis. Se han propuesto diversas representaciones gráficas: 102

D iagram as sem ilo g a rítm icos Son muy empleados en Edafología y en Mecánica de Suelos. El eje de las abscisas presenta una escala logarítmica con el fin de poder abarcar las grandes diferencias de tamaños o de diámetros aparentes de las diversas fracciones, cuyos porcentajes se repre­ sentan en ordenadas en una escala decimal. Proporcionan una información tan detallada como se desee y al ser diagramas acumulativos permiten el cálculo gráfico aproximado de otras fracciones intermedias no obtenidas directamente en el análisis. Esto permite el paso de unos sistemas a otros (USDA a ISSS o viceversa), o el cálculo de fracciones auxiliares, como por ejemplo, la arena muy fina, dato que requiere la ecuación universal de pérdida de suelo (USLE).

(0 c a c <

A R C ILLA

100

F R A C C IO N E S U S D A 1957 LIM O U SD A ARENAS Vi M m G F G F F V o ir T A rena gruesa Lim o intern. A rena fina

100

90

90

80

80

70

70

60

60

50

50

40

40

30

30

20

20

10

10 5

10

100

2

1000 diám etro aparente pm

D iagram as trian gu lares: Los triángulos de textura más utilizados son los equiláteros. Se basan en la propie­ dad de que la suma de distancias a los tres lados de un triángulo es equivalente a la lon­ gitud del lado.

103

Diagramas representativos del perfil: La comparación de las texturas de los diversos horizontes de un suelo se facilita con un diagrama rectangular. En ordenadas se representan profundidades, acordes con las de ios horizontes y en abscisas los porcentajes de las distintas fracciones de forma acumu­ lada, empezando por la arcilla. 20

40

60

80

100%

Diagramas circulares y lineales:

a rcilla

104

Lim o U S D A

a re n a fin a USDA

a re n a gruesa USD A

ESTUDIO DE CASOS

1.

Un laboratorio en sus boletines de análisis da los resultados de los análisis granulométricos indicando la siguiente información: Arena %. Limo %. Arcilla (< 2 pm). Indicar si resulta suficiente.

2.

¿Qué clase textural tiene un horizonte con un 40 % de arena, 40 % de limo USDA y un 20 % de arcilla?

3.

Sabiendo que un epipedión y un endopedión argílico han dado los siguien­ tes resultados (USDA) indicar qué muestra corresponde al horizonte Ap y cuál al Bt. a) b)

Arena 48 %, Limo 25 %. Arena 40 %, Limo 15 %.

4.

Representar estos resultados USDA en un diagrama triangular y en uno semilogarítmico. Calcular para el endopedión el % de la fracción arena media. Discutir la significación del dato obtenido.

5.

Calcular la granulometría en campo sabiendo que el horizonte Ap tiene un 15 % en peso de elementos gruesos.

6.

¿Por qué pueden tener distinto comportamiento dos suelos cuyos análisis texturales fuesen idénticos en todos sus horizontes?

Respuestas 1.

No, debería precisar si es USDA o ISSS.

2.

Franca.

3.

a) epipedión; b) endopedión.

4.

ArM = 10 %. Interpolar a partir de un diagrama semilogarítmico presenta limitaciones, ya que la gráfica se ha obtenido a partir de muy pocos puntos y nada se sabe de los intermedios, por lo que este resultado es meramente orientativo.

100 90 86 76 70 60 50 40 2

5

20

5

200

5

2000 pm

105

5.

Se deduce que la granulom etría de la m uestra en cam po será: a’ = a

6.

3.3.

1 nn - P C —

a = % en la tierra fina. a ’= % en la tierra natural. EG = % elem entos gruesos.

Por la distinta m ineralogía de las arcillas, por el distinto contenido de m ateria orgánica, del que se puede derivar un diferente grado y tipo de estructura, por el distinto porcentaje de elem entos gruesos.

Interpretación de resultados: Significación de las distintas fracciones

El com portam iento de un suelo será la respuesta a la acción com binada de las distintas fracciones, que interaccionan entre ellas y con la m ateria orgánica. El suelo no es una simple m ezcla de partículas, a pesar de ello, en suelos con texturas desequilibradas y pobres en m ateria orgánica, el predom inio de una de las fraccio­ nes puede resultar determ inante. La distinta significación de las diferentes fraccio­ nes granulom étricas se debe al tamaño, núm ero y superficie específica de sus par­ tículas. La superficie específica es im portante al determ inar la reactividad de los suelos. La cantidad de superficie varía de form a inversam ente proporcional al tam año de las partículas (Stolzy & Jury, 1982), tal com o m uestra la siguiente curva: Superficie

106

Para las distintas fracciones granulom étricas, los valores orientativos de la superficie específica según diversos autores son: F ra c c ió n

Arena muy gruesa Arena gruesa Arena media Arena fina Arena muy fina Limo Arcilla

D iá m e tro a p a r e n te m m

2,00-1,00 1,00-0,50 0,50-0,25 0,25-0,10 0,10-0,05 0,05-0,002 < 0,002

N u m e ro d e p a rtíc u la s p o r g ra m o

90 720 5.700 46.000 722.000 5.776.000 90.260.853.000

S u p e rficie especifica , . c n r g ”1

11 23 45 91 227 454 Variable según la mineralogía de la arcilla

Los elementos gruesos presentan poca actividad, su superficie específica es baja y suelen ser resistentes a la meteorización. No obstante, estos materiales de gran tamaño inciden sobre el comportamiento del suelo y el crecimiento de las plantas, sobre todo cuando su proporción es grande. Esto es frecuente en condiciones áridas y semiáridas y en zonas de montaña, donde haya una mayor facilidad para la fragmentación (meteorización física), que para transforma­ ciones químicas. Se puede tratar de suelos pedregosos (recubrimiento superficial), de suelos de las familias esqueléticas (35 % en volumen o más de fragmentos de roca), o de la familia fragmental (90 % en volumen o más de fragmentos de roca). Un predominio de elementos gruesos en un suelo hace que éste actúe como un tamiz frente al agua, a la que no es capaz de retener, y por otro lado presente escasas posibilidades para el suministro de nutrientes. El efecto diluyente de los elementos gruesos respecto a la tierra fina debe ser puesto siempre de m anifiesto por el cálculo, en cuanto al contenido real (tierra natural), para realizar interpretaciones correctas. La textura utilizada como criterio para establecer fases al clasificar un suelo (S.S.S. 1999) no debe confundirse con las clases de tamaño de partículas utilizadas como criterio para definir familias En el primer caso los resultados están referidos a tierra fina, mientras que en el segundo lo están a la tierra natural. La acción de las distintas fracciones, caso de predominar una de ellas, puede tener la siguiente significación: F rac c ió n p re d o m in a n te

S ig n ificació n

Elementos gruesos

Disminuyen la cohesión en horizontes muy arcillosos, lo que favorece la penetración de las raíces en la interfase elemento grueso-matriz. Aumentan la permeabilidad si se hallan en proporción suficiente. Si son porosos retienen humedad. Frenan la erosión y las perdidas de agua si recubren el suelo. Liberación potencial de nutrientes al meteorizarse. Suelos pedregosos. Dificultan el movimiento de la fauna en el suelo. Menor almacenamiento de agua. Menor cantidad de nutrientes asimilables. Efecto abrasivo para los aperos y sembradoras. Roturas en dientes de segadoras por pedregosidad superficial. Deformaciones en el crecimiento de raíces gruesas.

Arena gruesa

Macroporosidad alta. Permeabilidad alta. Compacidad baja.

107

Fracción predom inante

Significación

Poca inercia térmica. Facilidad de laboreo. Energía de retención de humedad baja. Almacenamiento de nutrientes bajo, CIC baja. Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD) baja. Arena fina

Propiedades intermedias entre arena gruesa y limo. Minerales poco meteorizables. Riesgo de erosión eólica alto.

Limo (franco-limoso)

Fertilidad física deficiente. Riesgo de sellado y de encostramiento superficial. Velocidad de infiltración baja. Inestabilidad estructural alta. Permeabilidad de media a baja. Compacidad media. Erosionabilidad alta. Almacenamiento de nutrientes medio. CRAD de media a baja.

Arcilla

Fertilidad química alta, según mineralogía. Superficie específica muy alta. Capacidad de intercambio catiónico alta, dependiendo de la mineralogía de arcillas. CRAD alta. Permeabilidad baja, dependiendo que se puedan formar pseudolimos o pseudoarenas. Microporosidad alta. Compacidad alta. Dificultad de laboreo, debido a su elevada plasticidad (estado húmedo) o compacidad (en seco). Energía de retención de humedad alta. Gran inercia térmica. Dificultad a la penetración de las raíces.

Un enfoque distinto en la utilización de los datos de distribución de tamaño de partícu­ las es el que se basa en la teoría fractal (Cap. 11). Kravchenko y Zhang ( 1998) han dedu­ cido una relación entre la dimensión fractal y la curva acumulativa de distribución de tamaño de partículas para estimar la retención del agua del suelo. Este enfoque se basa en el hecho de que el tamaño de partícula y la distribución de tamaño de agregado presentan un comportamiento fractal y pueden ser caracterizados por valores de dimensión de masa fractal (Perfecty Kay, 1991; Kozak et al. 1996).

ESTUDIO DE CASOS De una muestra de suelo correspondiente a un endopedión se tiene la siguiente información granulométrica: Clase textural USDA: franca Porcentaje de partículas de 0 < 0,2 pm = 5 % Porcentaje de partículas de 0 < 2 pm = 20 % Se pide: 1.

108

Porcentajes máximos y mínimos que pueden tener las fracciones de diáme­ tros entre 2-50 pm y entre 50-2.000 pm.

2.

Determinar la clase textural ISSS de una muestra que tuviese el valor mínimo de la fracción 50-200 pm y el valor máximo de la fracción 2-50 pm calculados anteriormente.

Respuestas 1.

Limo USDA: 28 y 50 %

Arena USDA: 30 y 52 %

2.

a = 20 %

Ar = 44 %

Lisss = 36 %

Franco-arcillosa

La granulometría se ha utilizado como criterio para evaluar el riesgo de colmatación de sistemas de drenaje enterrado (Dieleman y cois. 1976). En el caso de suelos hidromorfos, los índices establecidos parecen ser adecuados (Cestre, 1985), si bien no resultan aplicables en la evaluación del riesgo de colm atación de drenes en suelos salino-sódicos (Rodríguez-Ochoa y cois. 1990). Las posibilidades de actuación tecnológica para corregir defectos texturales sólo son posibles al actuar sobre superficies de poca extensión. En jardinería, en «green» de campos de golf, en campos de fútbol, o en horticultura intensiva resulta posible añadir alguna de las fracciones deficitarias. En áreas próximas a fábricas de azúcar puede ser posible entarquinar campos em balsando en ellos aguas resi­ duales procedentes del lavado de las remolachas. El riego continuado durante años con aguas que lleven una cierta carga sólida puede llegar a cam biar la textura de los horizontes de superficie, a condiciones físicas menos favorables si se aportan partículas de tamaño limo. En los demás casos la operación puede no ser posible por antieconómica.

4.

Bibliografía

4.1. Bibliografía básica Braize, D.: Cuide des analyses en pédologie. INRA. Editions, 257 pp. Paris, 2000. Loveland, P. J. y Whalley, W. R.: Particles Size Analysis. En K.A. Smith y Ch. E. Mullís (ed.): Soil Analysis. Physical Methods. Marcel Dekker, Inc. 271-328 pp. New York, 1991. Mathieu, G. y F. Pieltain: Analyse physique des sois. Tec. Doc. 275 pp. Paris, 1998. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Rodríguez, R.: Técnicas y Experimentos en Edafología. C.O.I.A.C. 282 pp. Barcelona, 1986.

4.2. Bibliografía de referencia Bittelli, M.; G.S. Campbell y M. Flury: Characterization o f partide-size distribution in soils with fragmentation model. Soil Sci. Soc. Am. J. 63:782-788. 1999. Boyoucos, G. J.: Hydrometer method improved for making particle size analysis of soils. Agron. J. 54:464-465. 1962. C.B.D.S.A. (Comisión del Banco de Datos de Suelos y Aguas): SINEDARES, Manual para la descripción codificada de suelos en el campo. Min. Agr. Pesca y Alim. 137 pp. Madrid, 1983. 109

Cestre, T.: Revue des criteres d ’appréciation des risques de colmatage minéral des drains agricoles. CEMAGREE. B.I. 325:25-34. 1985. Dieleman, P. J. y Trafford, B. D.: Drainage testing. Irrigation Drainage. Paper 28. FAO. Roma, 1976. Gerakis, A. y B. Brian: A Computer program fo r soil textural classification. Soil Sci. Soc. Am. J. 63:807-808. 1999. Kravchenko, A. y Zhang, R.: Estimating the soil water retention from particle size distribution: A fractal approach. Soil Sci. 163, 3:171-179. 1998. Pedro-Vaz, C. M.; Mendonga, J. de y Macebo, A.: Soil particle size fractions determined by gamma-ray attenuation. Sóil Sci. 164, 6:403-410. 1999. Rodríguez-Ochoa, R.; Herrero, J. y Porta, J.: Micromorphological assessment ofdrain siltation risk indexes in a saline-sodic soil in Monegros Irrigation District (Spain). En L.A. Douglas (Ed): Soil Mieromorphology: A Basic and Applied Science. Developmcnts in Soil Sci. 19: 41-52. Elsevier. Amsterdam, 1990. Stolzy, L. H. y Jury, W. A.: Soil Physics. En V.S. Kilmer: Handbook o f Soils and Climate in Agriculture, CRC Series in Agriculture. CRC. Florida. 131-158. 1982. Swartz, H. A.: Análisis comparativo de cuatro métodos hidrométricos para determinar la composición granulométrica de los suelos. Rcv. Fac. Agronomía. Un. B. Aires. 3(2): 113-117. 1982. Vieillefon, J.: Contribution á l ’amelioration de l ’étude analytique des sois gypseux. Cah. ORSTOM, Ser, Pcdol. XVII, 3:195-223.1979.

110

________________ 7 Componentes inorgánicos del suelo

1.

Ciclo de las rocas y minerales petrogenéticos

En la mayoría de los suelos, al estudiar la fase sólida se observa un predominio de los componentes inorgánicos, que tienen su origen en los minerales que constituían la roca o material a partir del cual se ha formado el suelo. Según las modificaciones que han tenido lugar, los minerales resultantes se denominan heredados, transformados o neoformados. Las fracciones granulométricas más gruesas suelen estar formadas por minerales residuales preexistentes y lo mismo suele ocurrir en las fracciones más finas en suelos desarrollados a partir de rocas sedimentarias en climas semiáridos y áridos. En la mayoría de los demás suelos, los mine­ rales pueden haber sufrido profundas trans­ form aciones, dando como resultado la re­ organización de los productos y la neoformación de especies mi­ nerales más estables en las condiciones de medio predominantes, o a materiales amorfos, compatibles en el medio considerado. La form ación del suelo se h a lla in te ­ grada en el ciclo de las rocas en la natura­ leza q u e , d e fo rm a sim p lifica d a, p u ed e representarse:

Diagénesis

Depósito

Lítificación Sedimentos

La naturaleza de las rocas de la corteza terrestre vendrá condicionada por la proporción relativa de los distintos elementos químicos. Los nueve más abundantes son: 111

Elemento

Símbolo

Carga

% de todos los iones y átomos

O x íg en o ............... S ilicio................... A lu m in io ............. H ierro................... C alcio................... S o d io ................... P o ta sio ................. M agnesio............. Hidrógeno ...........

0 Si Al Fe Ca Na K Mg H

O2" Si4* AI5* Fe2* Fe5* Ca2+ Na* K* Mg2* H*

60 20 6 2 2 3 I 2 3

% en peso 46,6 27,7 8,1 5,0 3,6 2.8 2,6 2, l

La preponderancia del silicio y del oxígeno explica que predominen los silica­ tos, minerales cuya estructura cristalina se caracteriza por los enlaces covalentes Si-O, que son muy estables. Los minerales petrogénicos, que forman las rocas de la corteza terrestre son silicatos en una proporción del orden del 95 %. Interesa destacar que, si bien el esquema del predominio de los minerales silicatados resulta válido para la mayoría de los suelos de zonas templadas, debe ser matizado al hacer referencia a suelos de zonas semiáridas y áridas. En estas condiciones de medio, los com­ ponentes inorgánicos mayoritarios de algunos horizontes del suelo pueden ser el carbonato cálcico (CaCOO o el yeso (CaS04 • 2H20). Contenidos elevados de estos minerales, de hasta un 60 % y más, pueden llegar a banalizar el papel de los componentes silicatados, a los que se confiere tradicionalmente un papel decisivo en el comportamiento del suelo. Esta matización se hace cada vez más necesaria, a medida que los suelos de las zonas semiáridas van siendo más estudiados (Herrero, 1991; Poch, 1992; Eswaran y Zi-Tong, 1991; Gómcz-Miguel y Nieves, 1987; Porta y Herrero, 1990; Eswaran et al., 1981). En el presente capítulo se estudian los componentes inorgánicos del suelo, par­ tiendo de una revisión de las rocas y de los minerales petrogénicos. Se presta espe­ cial atención a los minerales de arcilla en general, y a la mineralogía de suelos de ambiente mediterráneo, semiárido y árido en particular. Se presentan las principa­ les técnicas de estudio.

2.

Silicatos: principios estructurales

La clase de los silicatos es la más rica en especies minerales. En todos ellos la estructura cristalina se caracteriza por un poliedro de coordinación que es un tetrae­ dro regular. Cada átomo de silicio se coordina con cuatro átomos de oxígeno. Estos enlaces covalentes son de alta energía, lo que explica su elevada estabilidad:

o-

112

La polimerización de tetraedros idénticos, compartiendo oxígenos y la unión con catio­ nes dan origen a las distintas estructuras que se agrupan en seis subclases:

113

Estructuras tetraedros

Ejemplos

Subclase

dobles |SÍ40 |iln n" v

Forman láminas: uniones por tres vértices

jL Jk J¡\ JL y/

Anfíboles: tremolita hornblenda

U

Filosilicatos

Minerales de arcilla, micas

Tectosilicatos

Cuarzo, feldespatos y feldespatoides

[Si4O 10]„4"-

Forman estructuras tridimensionales

3.

Materiales de partida en la formación del suelo: A modo de síntesis

Un estudio en profundidad de la petrología y mineralogía de rocas exigirá recurrir a tex­ tos básicos de estas materias a los que se remite al lector. A modo de síntesis, se introducen algunos aspectos sobre las rocas por ser los materiales de partida en la formación del suelo. La corteza terrestre está constituida principalmente por rocas ígneas. A pesar de ello, los suelos frecuentemente se forman a partir de rocas sedimentarias o de materiales transporta­ dos. Ello se debe a que estas rocas y materiales, si bien tan solo constituyen un 5 % de la corteza terrestre, recubren del orden de un 75 % de la superficie de los continentes. Las rocas ígneas se forman por consolidación de un magma. La sucesiva separación de minerales a partir del magma por enfriamiento progresivo (diferenciación magmática) da lugar a una secuencia de minerales o serie de Bowen. En el enfriamiento se produce una cristalización fraccionada, lo que explica la formación de diferentes tipos de rocas, caracte­ rizadas por asociaciones de minerales (paragénesis) determinadas. 114

Las series de minerales pueden ser discontinuas, caso de los minerales ferromagnesianos, en que cada nivel es una fase distinta; o bien continuas, si los sucesivos minerales van variando progresivamente en su composición, por ejemplo, la serie de las plagioclasas, con disolución sólida de anortita (An) y albita. Temperatura del magma Serie discontinua

Serie continua

Alta Olivino Piroxeno Anfibol Biotita Moscovita

Anortita (An^-An^o) Bytownita (An7()-An90) Labradorita (An50-An70) Andesita (An30-An50) Oligoclasa (An|0-An30) Albita (An(X)-An10) Ortosa

Residuo rico en sílice

Baja

------------------------------------------------------------------------ Cristalización Temprana Tardía Temprana Un magma basáltico que se enfríe lentamente dará lugar a cristales de tamaño grueso (rocas ígneas intrusivas o plutónicas de textura granular). Entre 1.200 y 900° C cristalizan los minerales que dan lugar a la familia de los gabros, por debajo de 900° C a la familia del granito. Si el enfriamiento es rápido, para una misma composición mineralógica se corres­ ponden los basaltos y las riolitas, respectivamente (rocas ígneas extrusivas o volcánicas).

ESTUDIO DE CASOS Al estudiar un ejemplar de granito del batolito de Boal (Asturias) se observan fenocristales centimétricos de color blanco. Se desea saber si puede tratarse de cuarzo o de un feldespato rico en anortita.

Respuestas Feldespato rico en anortita, ya que es de cristalización temprana.

Los minerales que caracterizan una roca ígnea concreta se denominan esenciales. Los restantes son minerales accesorios que pueden estar presentes de forma ocasional y pueden llegar a representar hasta un 10 %. Si uno de ellos es muy patente en la roca, su nombre se añade al de la roca, así; granito con biotita. Algunos tienen especial importancia para la fer­ tilidad del suelo, así el apatito como reserva de fósforo, la pirita por su contenido en azufre, otros proporcionan micronutrientes. En el caso de una dolerita, por ejemplo: Dolerita: - - Minerales esenciales: • Piroxeno. • Labradorita.

— Minerales accesorios: • Olivino. • Magnetita. • Ilmenita. • Cuarzo. 115

Los términos mineral primario, formado directamente a partir de un magma, y mineral secundario, formado mucho después de la consolidación del magma, mediante reacciones en la roca, deberían evitarse en estudios de suelos. En Edafología, por lo general, se utilizan estos términos con una significación distinta a la indicada, designando minerales primarios a aquellos que están presentes en una roca madre ígnea, mientras que los minerales forma­ dos en el suelo se denominan secundarios, tal distinción puede resultar confusa al intentar aplicarla a otro tipo de rocas. La mayoría de rocas ígneas están formadas en aproximadamente un 99 % por ocho ele­ mentos: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K y Mg. La clasificación adoptada por la International Union of Geological Socicties (1UGS) se basa en los contenidos modales de cuarzo, plagio­ clasas y feldespatos alcalinos y no expresa ninguna relación genética entre las rocas, fue propuesta inicialmente por Streckeisen (Murray, 1981). La clasificación simplificada de rocas ígneas que se presenta es la utilizada por Hamblin y Howard (1980):

1 INTRUSIVA

EXTRUSIVA

ORIGEN TEXTURA

AFÁNICA

RIOLITA

ANDESITA

BASALTO

fa n e r ít ic a |

GRANITO

DIORITA

GABRO

PERIDOTITA

1 Los cristales individuales sólo se ven al microscopio. 2 Cristales visibles a simple vista.

La acidez de una roca ígnea hace referencia a su contenido en silicio, expresado como Si02 y no tiene relación con el pH del suelo (Cap. 10) que se forme a partir de ella: SiÜ2 > 66 62 < S i0 2 < 66 52 < S i02< 62 45 < S i0 2 < 52 SiCb < 45

Acida o félsica. Subácida. Subbásica. Básica o máfica. Ultrabásica o ultramáfica.

De las distintas clasificaciones de las rocas ígneas, para los fines de esta obra, resultan de interés aquellas que permitan describir rocas en el campo. Los dos cri­ terios que se utilizarán son: com posición m ineralógica (naturaleza del magma) y textura (historia del enfriamiento). Existe una continuidad esencial en una secuen­ cia de rocas ígneas, pasándose gradualm ente de unas a otras, al variar gradual­ mente sus minerales esenciales. 116

C om posición m ineralógica. Criterios para reconocer rocas ígneas: — C uarzo: esencial en rocas ácidas, accesorio en rocas interm edias y m áficas. — Feldespatos: ortosa y albita, esenciales en rocas ácidas, raros o ausentes en rocas interm edias o máficas. La plagioclasa-C a es característica de las rocas máficas. — Feldespatoides, incom patibles con la presencia de cuarzo. — M inerales ferrom agnesianos: las rocas m áficas son ricas en ellos, mien­ tras que las ácidas son ricas en cuarzo. O livino generalm ente en rocas máficas. Textura 1: tam año absoluto y relativo de los cristales (ambiente geológico), forma y relaciones de los límites entre minerales adyacentes en una roca. Grano grueso, enfriam iento lento (ej. textura fanerítica del granito); grano fino o micrograno (textura vitrea de las rocas extrusivas o volcánicas, ejemplo, obsidiana). 1 En petrología los términos textura y estructura de una roca son intercambiables, no así en edafología.

Para clasificar una roca ígnea se puede seguir el siguiente procedim iento (Hamblin & Howard, 1980): — Identificar la textura: piroclástica, vitrea, afánica, porfirítico-afánica, fane­ rítica o porfirítico-fanerítica. — Estim ar el porcentaje de m inerales oscuros: roca félsica (clara), intermedia (gris oscura) o m áfica (de muy oscura a negra). — E stim ar el porcentaje y tipo de feldespato: rosa (seguram ente ortosa); blanco o gris (ortosa o plagioclasa). Si presenta estriaciones se tratará de plagioclasa. — Estim ar el porcentaje de cuarzo: 10-40 % Q: fam ilia del granito - riolita; <10 % Q: familia diorita - andesita; sin Q: familia gabro - basalto. — Establecer el nom bre con el esquem a (pág. 116). Las rocas se denominan alcalinas si en su composición el feldespato es esencialmente sódico o potásico: calco-alcalinas, si además contiene plagioclasas; y calco-sódicas si el feldespato predominante es de la serie de las plagioclasas, así por ejemplo: Roca ácida: granito. Roca subácida: sienita. Roca básica: gabro. Roca ultrabásica: peridotita, serpentina Roca alcalina: sienita alcalina. Roca calco-alcalina: sienita calco-alcalina. 117

El contenido de álcalis y sílice permite establecer un diagrama (Cox, 1978) para las rocas ígneas (en mayúsculas las variedades de grano grueso) que visualiza su composición:

ESTUDIO DE CASOS Fuster y cois. (1954) analizaron rocas ígneas de distintas procedencias. Discu­ tir los resultados, inferir las texturas y la historia del enfriamiento del magma

Granito (Barcelona)

Basalto ultrabásico (C. Real)

7 2 ,3 9 14,91

7 1 ,5 3

3 8 ,2 4

1 3 ,93

0 ,7 5

1,16 0 ,8 4

10,90 5 ,5 0 9 ,5 4

Granito de dos micas (Segovia) s ío 2 AI 203 F e 20 3 FeO M gO C aO N a 20 K20 h 2o + h 2o~

no 2 P 20 5 M nO

118

0 ,5 9 0 ,1 5 1,25 3,59 5 ,2 2 0 ,7 2

0 ,5 8 2 ,2 5 3,11 5 ,7 6 0,71 -

9 ,7 0 14,05 2 ,4 7 0,5 5 2,5 2

Andesita (Almería)

Composición media (Clarke y cois. 1924)

6 3 ,7 5 17,62

5 9 ,1 2

3 ,0 0

3 ,0 8

3 ,2 6

3 ,8 0 3 ,4 9

15 ,34

3,41 2 ,5 0 1,75

5,0 8 3,8 4

2,4 0 2 ,7 7

3 ,1 3 1,15

4 ,3 9

-

1,05

0,10

0,0 8 -

0 ,7 2

-

0 ,3 0

0,03

-

0,22

-

0,12

0 ,1 3 0,1 3

0,10

Entre las rocas ígneas intrusivas, los granitoides son las predominantes, mientras que entre las extrusivas o volcánicas, lo son los basaltos. Las rocas que resultan de explosiones volcánicas están formadas por materiales fragméntales denominados piroclastos. Tienen características petrológicas de rocas ígneas y estructuras de rocas sedimentarias. Las rocas piroclásticas pueden aparecer mezcladas con otros tipos de rocas que, por su proximidad al lugar de la explosión, se hayan visto afectadas por la misma. Este es el caso de depósitos piroclásticos con fragmentos de calizas eocenas en Canet d’Adri (Girona, Cataluña, España). Las rocas metamórficas se forman por cambios químicos, mineralógicos y estructura­ les en estado sólido, debido a temperatura (T), presión (P) o a ambas. La clasificación de este tipo de rocas resulta difícil con criterios sencillos, al basarse en reacciones específicas que definen cuatro grados metamórficos según P-T: muy bajo, bajo, medio y alto. Dentro de cada grado se establecen varias zonas metamórficas. Las reacciones minerales constitu­ yen una secuencia y proporcionan paragénesis minerales específicas. Los principales tipos de rocas metamórficas son: Metamorfismo de contacto Comeanas (No esquistosa, grano fino, fractura concoidea). Mármoles de contacto. Comeanas cálcicas. Metamorfismo regional Esquistos (Excelente paralelismo de los elementos lineales, grano medio a grueso). Filitas (Con esquistosidad, grano fino). Cuarcita (Cuarzo en más de un 80 %). Calcoesquistos. Mármoles (Calcita y/o dolomita recristalizada). Anfibolitas (Esencialmente hornblenda y plagioclasa). Piroxenitas (Eclogitas) (Formadas por clinopiroxeno y granate). Esquistos verdes (Esquistos con albita-clorita-epidota-fengita). Porfiroides (Con porfiroblastos que recuerdan a los fenocristales). Serpentinitas (Compuesta casi íntegramente por minerales del grupo de la serpentina: crisotilo, antigorita, etc.) Neises (Grano medio a grueso, se fragmentan en lajas). Metamorfismo cataclástico Milonitas (Trituración de otras rocas, sin recristalización). Filonitas (Trituración con recristalización). Cataclasitas (Fragmentos de las rocas de origen). Las rocas sedimentarías tienen una gran importancia en la formación de suelos, por la gran extensión que ocupan en la superficie de los continentes. Su origen está en los proce­ sos erosivos (Cap. 23), que provocan el desprendimiento de partículas, su transporte y pos­ terior depósito, a mayor o menor distancia según el tamaño de los fragmentos y la veloci­ dad de la corriente. Proporcionan la materia prima de los depósitos coluviales y aluviales, así como de las rocas sedimentarias. Tanto los depósitos de llanura aluvial como los de pie de ladera están formados por materiales detríticos terrígenos, generalmente poco consolidados. El depósito bajo el agua de materiales procedentes de rocas preexistentes y transportados desde fuera de la 119

cuenca de sedimentación, su posterior diagénesis y litificación conducen a la formación de los constituyentes terrígenos de las rocas sedimentarias (resistatos y minerales de arcilla), siguiendo el esquema de clasificación propuesto por Folk (1974). Las rocas cuyos componentes se han originado dentro o muy cerca del lugar de depó­ sito constituyen las rocas no terrígenas. Cabe distinguir el material de precipitación quí­ mica con algunos rasgos de transporte y presencia de fragmentos de caparazones, que son los constituyentes aloquímicos de las rocas sedimentarias; y el material precipitado quími­ camente dentro del área deposicional y sin indicios de transporte post-deposicional, que da lugar a los constituyentes ortoquímicos (Cox, 1978). Las rocas sedimentarias pueden estar formadas por más de uno de estos tres constitu­ yentes, que pueden hallarse mezclados casi en todas las proporciones. Según cuál de ellos predomine, las rocas se denominan terrígenas, que representan un 75 % de las rocas sedimentarias; rocas aloquímicas, un 15 %; y rocas ortoquímicas, un 10 %. La clasifica­ ción de las rocas sedimentarias según Folk (1974) establece cinco clases básicas aten­ diendo a las proporciones de los componentes extremos, como se muestra en el diagrama triangular: Terrígenos Rocas te rrígenas

50% Rocas ortoquím icas im puras R ocas no detríticas

10% A loquím icos

R ocas orto q u ím icas R elación aloqu ím ico s/o rto q u ím icos

1/9

O rtoquím icos

Este enfoque puede complementarse con la clasificación siguiente (Corrales y cois. 1977): Grupo

0 mm

Rocas terrígenas

256

Clase

Sedimento y tamaño textural Bloques

Ruditas

Grava

Compactada Conglomerado Brecha

Cantos 2 1

Arena muy gruesa Arena gruesa

1/2 1/4

Arenitas

120

Arenisca

Arena fina

1/8

Arena muy fina

1/16 1/256

Arena media

Lutitas

Limo

Limolita

Arcilla

Arcillita

—>

Rocas no terrígenas

Carbonatadas. Evaporitas (Yeso, anhidrita, sal gema, silvinita, carnalita). Silíceas de origen orgánico y químico (Chert, jaspe, pedernal). Alumino-ferruginosas de origen químico (Alios, lateritas, bauxitas). Organógenas. Fosfatadas («Bone-beds», guano).

Seguidamente se introducen los principales tipos de rocas sedimentarias. Las areniscas constituyen un grupo de rocas sedimentarias, que puede subdividirse atendiendo a los porcentajes de los distintos componentes: — Cuarciarenitas (arenisca cuarzosa): Cuarzo (Q) > 95 %. — Sublitarenitas (arenisca subcuarzosa): 75 < Q < 95 %. Fragmentos de roca (FR) > Feldespatos (FTO). — Subarcosas (arenisca subcuarzosa): 75 < Q < 95 %. FTO » FR. — Litarenitas (arenitas líticas): Q < 75 %. FR > FTO. — Arcosas (areniscas feldespáticas): Q < 75 %. FTO > FR. — Arcosas inmaduras (grauvacas): Q < 75 %. Matriz detrítica > 15 %. — Areniscas piroclásticas: Material de origen volcánico. Grano tamaño arena. Las rocas carbonatadas tienen gran importancia por su extensión en la mitad oriental de la Península Ibérica y las Islas Baleares. Si bien en el conjunto de las rocas sedimenta­ rias tan sólo suponen del orden de un 10 %. Los criterios de clasificación han sido analiza­ dos críticamente por García del Cura y cois. (1980). Siguiendo básicamente los criterios propuestos por Folk (1974), las rocas formadas por más de un 50 % de calcita y/o aragonito (CaCO,) se denominan calizas, y aquellas en que predomina la dolomita |MgCa(C0 3)2] se denominan dolomías. Las rocas carbonatadas se denominan: micrita, que es una caliza microcristalina con agregados de carbonato de grano fino (0 < 10 pm); microesparita (10 < 0 < 80 pm); y 121

esparita o cemento esparítico si el grano es más grueso (0 > 80 pm). Generalmente las recristalizaciones dan lugar a granos de tamaño grueso. Las calizas aloquímicas pueden estar formadas por distintos componentes: restos de fósiles, oolitos, fragmentos retrabajados de carbonatos más antiguos o por pellets (compo­ nentes granulares redondeados o irregulares, ovoidales, de origen fecal). En depósitos glaciares se pueden encontrar materiales sin estratificación, formados por finos, bloques y cantos. Una roca de este tipo, no consolidada, con gran cantidad de mate­ rial fino, se denomina till y si está consolidada, tillita.

3.1.

Minerales formadores de rocas (MFR)

Los m inerales constituyentes de una roca a partir de la cual se forme un suelo condicionan los procesos edafogénicos (Cap. 17), las características del suelo resultante, así com o su potencialidad. Su influencia real dependerá de los restantes factores formadores entre ellos el clim a (Cap. 18). Los m inerales encontrados en los distintos horizontes de un suelo perm iten establecer relaciones edafogénicas entre ellos y con el material subyacente, lo que puede servir de base para interpretar la formación del suelo, así com o la evolución del paisaje.

a)

Minerales formadores de rocas ígneas

Un 95 % del volum en de las rocas ígneas está constituido por tan sólo unos pocos minerales: cuarzo, feldespatos, piroxenos, anfiboles, micas, óxidos de hierro y de titanio, olivinos y feldespatoides. La com posición m ineralógica (%) de las principales rocas ígneas, según distin­ tos autores es:

FAMILIAS DE ROCAS Granito Kiolita

Diorita Andesita

Gabro Basalto

Peridotita

Cuarzo Feldespato K Plagioclasa

10-40 30-60 0-33

55-70

Plag-Ca 45-70

Plag-Ca 0-5

Biotita y Anfibol Ferromagnesianos (olivino, piroxeno y anfibol) Olivino Piroxeno Magnetita, Ilmenita y Cromita

10-33

25-40

Minerales

25-70 85-100 0-10 0-10

La presencia de unos u otros m inerales en el caso de las rocas ígneas tiene cla­ ras implicaciones: 122

Cuarzo

Feldespatos

Im plicaciones

E species

M inerales

S i0 2

Muy estable. Es el mineral más abundante en la frac­ ción arena y limo.

Cuarzo a y cuarzo P

De baja temperatura. Son muy estables. Presente en granitos.

Tridimita y cristobalita

Proceso de cristalización rápida. Son frecuentes en lavas ricas en sílice.

w z a

Son los minerales más abundantes en la corteza te­ rrestre. Constituyen un 60 % de las rocas ígneas. Se encuentran en la fracción arena y limo, y más rara­ mente en la arcilla. Susceptibles a la meteorización: potencial de nutrientes: K* y Ca2+.

W = Na+, K+, Ca2+ y Ba2+ Z = Si y Al WA1(AI, Si)Si2Os Ortosa: KAlSijO*

Relativamente más resistente a la meteorización, que las plagioclasas, al ser de temperaturas medias.

Serie de las plagioclasas

La mayoría se hallan en el intervalo An20, y An*,,.

Albita (Ab): NaAlSijO* Anortita (An): CaAl2Si20 8 Serie feldespatos alcalinos: (K, N a)A lSi,08 Sanidina AboQ-Ab^4

De alta temperatura. Presente en rocas volcánicas. Relacionados con los feldespatos alcalinos, si bien son más pobres en sílice: (Na+K)/Si = 1/2 a 4/3.

Feldespatoides Nefelina Na2 KA14 Si40 , 6

Es el más común.

Sodalita NasAl6Si60 24Cl2

Olivino

Lcucita KAlSi20 6

Presente en rocas volcánicas.

Serie isomórfica:

Muy meteorizables. Muy escasos en suelos.

(Mg, Fe)2S i0 4

Piroxenos

Forsterita: Mg2S i0 4

Es incompatible con sílice libre.

Fayalita: Fe2S i0 4

Poco frecuente.

Olivinos magnésicos.

Son frecuentes en rocas ígneas con relativamente po­ ca sílice: basaltos y basanitas.

(W, X, Y)2Z A ,

Abundan en las rocas ígneas. Son muy meteorizables.

W = Ca2+, Na+ X = Mg2*, Fe2*, Mn2*, Li + Y = Al1*, Fe1*, Ti Z = Si, Al Serie augita-ferroaugita pigeonita.

Son los más frecuentes en rocas ígneas. Basaltos.

Serie diopsido-hedenbergita. Rara en rocas ígneas. Serie piroxenos sódicos.

Rocas ígneas ricas en sodio.

—»

123

M inerales

Anfiboles

E species

Im plicaciones

(W,X,Y)7.8(Z4O m)2(OH)2

Fácilmente meteorizables, pero más resistentes que los piroxenos.

W = Ca2t, Na*

Pueden encontrarse en la fracción arena y limo.

X = Mg2+, Fe2+ Y= Feu , Ti, A lu

La hornblenda es el anfibol más frecuente en rocas ígneas con contenidos medios a altos en sílice.

Z = Si, Al

Presentes en andesitas (Serrata de Níjar, Almería, S.E. España).

Óxidos de Fe, Ti Magnetita (F e0.F e20 3) Titanomagnetita Ilmenita (FeT i03) Biotitas

Minerales accesorios

K(Fe, Mg).,(AlSi3O 10)(OH)2 Micas de las rocas ígneas susceptibles a la meteoriza­ ción por lo que no son frecuentes en el suelo. Apare­ cen en ciertas arenas de playa. Apalito Ca5(P 0 4)3(0H ,F)

El Cd puede sustituir al Ca.

Circón Z rS i0 4 Esfena CaTiSiOs Espinela cromífera (Fe, M g)0(Cr, A I),0 3 Moscovita KA12 (AIS í 3O |0)(OH)2

Presente en algunos granitos.

Pirita FeS2 Calcita C aC 0 3 Siderita F eC 0 3 Perowskita (Ca, Na, Fe2+, Ce)(Ti, Nb)Q3

b) Minerales formadores de rocas metamórficas Las reorganizaciones debidas a procesos metam órficos dan lugar a minerales característicos, cuya presencia en el suelo puede ser atribuida a la m eteorización de una roca metamórfica. Algunos de los minerales que presentan estas rocas tam ­ bién se encuentran en rocas ígneas. Los principales minerales característicos de rocas m etamórficas son:

Minerales

Nesosilicatos

124

Especies

Implicaciones

Distena Al2S i0 5

Estable a altas presiones.

Silimanita ALSiO,

Estable a altas T y P. Es el más extendido. Neises y esquistos.

Andalucita Al2SiOs

Estable a altas T, inestable a altas P.

—»

E sp ecies

M inerales

Im plicaciones

Estaurolita Al2S i0 5Fe(OH)2Al2Si5 Granate A3B2(S i0 4)3 A = Mg2*, Fe2*, Mn2+, Ca2* B = Al1*, Fe3*, Cr3* Esfena C aTiO (Si04) Epidota Ca2(AI, Fe)Al20 ( S i0 4)(Si20 7)(0H )

En esquistos micáceos.

Ciclosilicatos

Cordierita (Mg, Fe)2Al,(AlSÍ 5)Oi8

En comubianitas.

Inosilicatos

Diópsido (Piroxeno) Ca Mg Si2Oft Wolastonita (Piroxeno) Ca(SiO,) Tremolita-Actinolita Ca2(Mg, Fe)5Sis0 22(OH)2

En mármoles. También en rocas ígneas. En corneanas cálcicas.

Filosilicatos

En calizas metamórficas.

En calizas metamorfizadas.

Cloritoide (Fe, Mg)2(Al, F e)A l,0 2(S ¡0 4)2(0 H )4

c) Minerales formadores de rocas sedimentarias Los m inerales que form an las rocas sedim entarias pueden haber sufrido proce­ sos de m eteorización, transporte en suspensión o en disolución, depósito o precipi­ tación quím ica y diagénesis, a lo largo de un ciclo geológico com pleto, si proceden de una roca sedim entaria anterior, o a lo largo de un tram o del ciclo, si la roca era ígnea o m etam órfica. En un m aterial depositado (coluvial o aluvial) o en los m inerales terrígenos de una roca sedim entaria se hallarán aquellos m inerales presentes en las rocas del área m adre y que hayan resultado estables bajo las condiciones de m edio a que hayan estado som etidos (resistatos y m inerales de arcilla). Los constituyentes quí­ micos, precipitados a partir de una solución, tienen su origen en la propia cuenca de sedim entación. Los principales m inerales form adores de rocas sedim entarias son: Minerales terrígenos Cuarzo (35-50 %). Minerales de arcilla (25-35 %): ilita / esmectita / clorita / caolinita / glauconita. Fragmentos de rocas metamórficas (5-15 %). Feldespatos (5-15 %) Ftos-K, principalmente. Chert (1-4 %). Micas gruesas (0,1 -0,4 %). Carbonates (0,2-1 %). Minerales accesorios (pesados) (0,1-1 %): Opacos: magnetita / ilmenita / hematita. Ultraestables: zircón / turmalina / rutilo. Menos estable: granate / apatito / estaurolita y otros.

—»

125

Minerales químicos Carbonates (70-85 %): calcita / aragonito / dolomita / siderita. Sílice (10-15 %): cuarzo / chert / ópalo. Sulfates de calcio y sales solubles (2-7 %): yeso / anhidrita / halita / silvinita / tenardita / epsomita. Misceláneos (2-7 %): pirita / hematita / zircón y otros.

3.2. Fracciones granulométricas del suelo y mineralogía El tamaño de las partículas de cada horizonte está relacionado con el grado de meteorización de los minerales, de forma que hay una cierta relación entre las frac­ ciones granulométricas y la naturaleza m ineralógica de los componentes: Fracción

Arena y limo

Principales minerales

Cuarzo Feldespatos: Microclina, ortosa Plagioclasas Micas: Moscovita, biotita, glauconita. Minerales ferromagnesianos Piroxenos, anfíboles, olivinos Zircón, turmalina, rutilo Granate Apatito llmenita Hematita, magnetita Calcita, yeso Minerales de arcilla Vermiculita, clorita, caolinita

Arcilla > 0,5 pmm

Minerales de arcilla Cuarzo, mica Calcita

< 0,1 pm

Limonita y otros óxidos de Fe y Al.

Las técnicas de estudio de la fracción arena y limo son muy diferentes de las que se aplican en los análisis mineralógicos de arcilla. La arena refleja la mineralogía de los mate­ riales geológicos ya sea de la roca madre del suelo o bien de la cuenca, si se trata de un sedimento. El estudio microscópico de la fracción arena gruesa tiene interés en estudios de génesis de suelos en relación al conocimiento de la roca madre, para poner en evidencia discontinuidades litológicas y paleosuelos enterrados, para determinar la procedencia de los minerales, la naturaleza de la meteorización y el grado de evolución del suelo (Dorronsoro, 1988). La forma y aspecto superficial de los granos de arena (morfoscopía) al microscopio electrónico de barrido permite interpretar las condiciones de transporte y depósito (Torcal y Tello, 1992). En la fracción arena perduran aquellos minerales que han resultado más estables (turmalina, zircón y rutilo son ultraestables, incluso en condiciones tropicales húmedas). 126

4.

Minerales del suelo

Los componentes inorgánicos pueden ser muy distintos de unos suelos a otros, dependiendo de las condiciones de medio y del material originario, factores que se estudian en el capítulo 18. Dado que en los materiales originarios el número de especies minerales no es demasiado elevado, los suelos frecuentemente no presen­ tan más allá de 20 a 25 minerales diferentes. Los más abundantes suelen ser los minerales de la clase de los silicatos: arcillas, feldespatos, anfíboles, piroxenos, micas y cuarzo. Cabe citar además por su importancia en algunos casos: los óxidos de hierro, carbonato cálcico, yeso, rutilo, ilmenita, etc. Como obras de consulta para estudiar con mayor detalle los componentes minerales del suelo pueden citarse: «Soil Mineralogy with Environmental Applications» de Dixon y Schulze (Ed.) (2002), publicada por la Soil Science Society of America, la «Mineralogía de arcillas de suelos» de Besoain (1985) y como específicas para la identificación de arcillas, la obra de Moore y Reynolds (1989) y la Brindley y Brown (1980), existiendo una abun­ dante bibliografía especializada. La identificación de minerales cuyos granos son de tamaño superior a 10 pm, con ayuda de un microscopio petrográfico, se basa en los siguientes criterios (Cap. 4), de acuerdo con Paepe (1980):

Color: Incoloro Color Pleocroísmo Extinción: Recta Oblicua Paralela Ondulante Exfoliación: Media Imperfecta Perfecta Relieve: Alto + Alto Bajo + B a jo Meteorización Birrefringencia: Débil Fuerte Color de interferencia Maclas Ejes ópticos: Biáxico Uniáxico

Cuarzo

Plagioclasa

Ortosa

x

X

X

Moscovita X

Débil, amarillo No

No

No

X X X

X X

No

X

X

X

X X

X X

X

No

P-Ca: Sí P-Na: No

Sí

X

X

X

No

X

Gris a blanco

Gris a blanco

Blanco a gris

Vivos 2.° orden

No visibles

Sí, polisintéticas

Sí

Sí

+

0 -

-

+

127

Color: Incoloro Color Pleocroísmo Extinción: Recta Oblicua Paralela Ondulante Exfoliación: Media Imperfecta Perfecta Relieve: Alto + Alto Bajo + B a jo Meteorización Birrefringencia: Débil Fuerte Color de interferencia Maclas Ejes ópticos: Biáxico Uniáxico

4.1.

H ornblen da

C alcita

Pálido, verde a pardo

Verde o pardo

Débil, pardo

No

Moderado a fuerte

X

X

Biotita

A ugita

Pardo a rojizo Intenso

X

X

x

X

X

93°

124°

X

X

X

X

X

Sí

Sí

Sí

No

X

X

X

X X

Rojo marrón

X

Gris a blanco

Raramente

Sí

Sí

-

+

-

Sí -

Minerales de arcilla del suelo

El térm ino arcilla (gr. argilos = blanco) se utiliza en m ineralogía para designar a un conjunto de minerales de pequeño tam año de partícula, pertenecientes a la subclase de los filosilicatos. Son alum inosilicatos hidratados con estructura en hojas (filo = hoja), con espaciam ientos y contenidos en los espacios interlam inares característicos para cada mineral. Por lo general tienen cargas negativas, por lo que pueden absorber cationes (Cap. 9); algunas pueden absorber agua entre las láminas, lo que hace que se expandan al humec­ tarse y se retraigan al secarse. Estas propiedades, junto con la elevada superficie especí­ fica (m2 g~'), hacen que los minerales de arcilla ejerzan una gran influencia sobre las pro­ piedades químicas y físicas de los suelos. Tienen infinidad de aplicaciones, así, son importantes en la industria del aceite por sus propiedades absorbentes, en la del vino y zumos com o clarificantes, en nutrición animal com o vehículo de ayuda en los procesos de transform ación de ali­ mentos, en nutrición de aves para estim ular el desarrollo de la cáscara del huevo, etc. Por todo ello, han sido am pliam ente estudiadas y existe una abundante biblio­ grafía de referencia (Grim, 1968; Norris y Pickering, 1983; Dixon et al., 2002). 128

El estudio mineralógico de las arcillas del suelo resulta complejo, al tratarse de mezclas de distintos minerales, que pueden presentar distinto grado de cristalinidad. Pueden proce­ der de minerales preexistentes en el material originario, por herencia, transformación o neoformación. La identificación mineralógica de arcillas tiene un coste elevado y requiere la ayuda de un especialista, por todo ello no constituyen análisis de rutina.

4.2.

Principios estructurales

Los principios generales de la estructura laminar de las arcillas fueron puestos de m anifiesto por Pauling (1930), mediante estudios de rayos X. Las unidades principales en la formación de los minerales de arcilla son dispo­ siciones bidimensionales de tetraedros (poliedros de coordinación) de silicio-oxí­ geno, Si (O, OH)4. La capa se denom ina tetraédrica o de silicio

O

1

O xígeno

O

y•

Silicio

y disposiciones bidim ensionales de octaedros de alum inio o m agnesio con oxígeno-hidroxilos. La capa recibe distintas denominaciones, dioctaédrica, capa gibsítica o de alum inio A l2(O H )6 y capa trioctaédrica, brucítica o de m agnesio Mg3(OH)6:

A lum inio, M agnesio

Estas uniones ponen de manifiesto la simetría hexagonal de la capa de oxígenos, en la que aparecen anillos de seis átomos de oxígeno en la capa tetraédrica. Las unio­ nes Si-O-Si se denominan enlaces siloxano y la superficie definida por los átomos de oxígeno, superficie siloxana. Las capas tetraédrica y octaédrica presentan simetría análoga y dimensiones casi idénticas, lo que permite que se compartan átomos de oxígeno entre ambas capas: el cuarto átomo de oxígeno del vértice libre de la capa tetraédrica, perpendicular al plano de los otros tres oxígenos es compartido. 129

2(O H)[Si20 5]2- + AI2(0 H )6

------------------------------

[ai2s í 2o 5(OH)4]° paquete dim órfico, T-O o 1:1 caolinita

4(OH)~ [Si20 5]2- + AI2(OH)6 + [Si2o 5]2- ^

- --------— ► [AI2Si4O 10(OH)2]° paquete trim órfico, T-O -T o 2:1 pirofilita

La unión de capas de tetraedros y de octaedros de distintas maneras da lugar a los diferentes minerales. Una capa de tetraedros unida a una de octaedros caracte­ riza a los minerales 1:1o T-O, mientras que una capa octaédrica unida a uno y otro lado a sendas capas tetraédricas da por resultado una estructura 2:1 o T-O-T. Estas uniones de dos o tres capas constituyen una lámina o paquete, cuya composición, estructura y contenidos interlaminares varían de unos minerales de arcilla a otros. El conjunto de un paquete más el material entre paquetes se llama una unidad estructural. La distancia entre un cierto plano en el paquete y el correspondiente plano en el paquete próximo se denomina distancia basal 001 o espaciado c. Su determ ina­ ción es posible gracias a los diagramas de difracción de rayos X y permite distin­ guir desde el primer momento las arcillas de tipo 1:1, con espaciado c alrededor de 0,71 a 0,72 nm y las arcillas de tipo 2:1 donde el espaciado c es al menos 0.92 nm (Rodríguez Pascual, 1989). Los p aq uetes o lám in as resu ltan tes se apilan p a ralelam en te u nos a o tro s, un ién d o se entre ellos por débiles acciones elec tro státicas de Van d e r W aals, o bien p o r puentes de hidrógeno, o p o r cationes si ex iste carga estru ctu ral no com pensada. L as estructuras cristalin as con las valencias saturadas, al ser eléc tricam en te n eutras, pueden ex istir en la naturaleza. L a estru ctu ra d io ctaéd rica co rresp o n d e a la c ao lin ita y la trioctaédrica a la pirofílita, ahora bien, los m inerales de arcilla, co m o se ha indicad o suelen presentar cargas negativas.

4.3.

Origen de la carga eléctrica y sus implicaciones

Las arcillas poseen carga eléctrica, negativa en la mayoría de los casos, si bien las arcillas de estructura 1:1 (grupo de la caolinita) tienen carácter anfótero. La cantidad de carga y su distribución espacial varían de unos minerales de arcilla a otros: 130

ca o lin ita

X

+

7+ +

i lita

Los K+ está n fija d o s e ntre lá m in as p o r fo r­ m a c ió n d e c o m p le jo s d e s u p e rfic ie de e s fe ra in te rn a . N o h a y in te rp o s ic ió n de m oléculas de agua.

\

h _

i

V © _© _

\

/-

/

V

u

i

C a vid a d de sim e tría hexa go n a l en la su p e rfi­ c ie e x te rn a d e u n a c a p a te tra é d ric a (silo xana).

C o m p le jo s de e sfera externa, los iones solvata d o s O so n fá c ilm e n te in te rc a m b ia b le s al e sta r u n idos p o r e n la ce s ele ctro stá tico s

e sm e ctita

La form ación de un mineral de arcilla im plica un crecim iento de las distintas capas. En el m edio en que se form a un mineral los átom os de silicio, alum inio y magnesio raram ente se hallan en las relaciones ideales requeridas para alcanzar la constitución estructural teórica. Á tom os de tam año sem ejante al del elem ento que tendría que ocupar un lugar en la red cristalina, y que se hallen en una alta concen­ tración en el m edio, pueden entrar en la red cristalina, lo que constituye una susti­ tución isom órfica. Los casos más frecuentes son el del alum inio (A l3+) en lugar del silicio (Si4+) en la capa tetraédrica, o el del m agnesio (M g2+) y el hierro (Fe2+) en lugar del alu­ minio (A l3+) en la capa octaédrica. La sustitución por lo general afecta a un ión de menor valencia que entra en el lugar de otro de m ayor valencia, dando lugar a una carga negativa que aparece principalm ente en las superficies de las capas tetraédricas. L as estru ctu ras cristalin as resu ltan tes de estas sustitu cio n es son relativ am en te estables, a pesar de este tipo de alteracio n es y p erd u rarán m ientras no actúen p ro ceso s de m eteorización.

131

La diferencia de valencia entre los elementos sustituyentes y sustituidos genera un exceso de carga eléctrica negativa libre en la superficie del cristal, que se manifiesta como una deter­ minada densidad de carga superficial, característica para cada mineral, y que tiene un carácter permanente. Esta densidad de carga es tanto mayor cuantas más sustituciones isomórficas hayan tenido lugar. Es de mayor intensidad si las sustituciones han tenido lugar en la capa tetraédrica, al localizarse el exceso de carga negativa mucho más cerca de la superficie siloxana. La carga por unidad de fórmula estructural, x, puede variar de 0 a 2 cargas de electrón. La carga de las caolinitas varía con el pH y con el tamaño de partícula, lo que indica un ori­ gen distinto al de las sustituciones isomórficas: carga variable. En estas arcillas la carga eléc­ trica se localiza únicamente en los bordes del cristal y se debe a roturas y a la disociación de protones de grupos OH, coordinados con el silicio o con el aluminio. En este último caso, al ser menor la valencia del aluminio que la del silicio, los grupos OH pueden unirse a protones en condiciones de marcada acidez, y las partículas de arcillas quedan cargadas positivamente: -

-

Si OH - » — S i O + . . . H+ AI OH - 4 — Al 0 + ... H+ A10H + H* —» — A l OH2+

L a im p o rtan cia d e las su stitu c io n e s iso m ó rfic as h ace q u e la ca rg a q u e d e e llas se d e riv a sea uno de los c riterio s u tiliz a d o s p a ra c la sific a r los filo silic a to s en g ru p o s, su b g ru p o s y especies. L a clasificación q u e se a d o p ta, a p a rtir de in fo rm a c ió n d e d iv e rso s a u to res, reelab o rad a p o r R o d ríg u ez -P a sc u a l (1 9 8 9 ) es la sig u ien te:

Paquete tipo 1:1

2:1

Grupo

x carga / unidad

Subgrupo

Especie

estructural

Caolinitas (dioctaédrica)

Caolinita, nacrita dickita (candita) H alloysita(l nm) Halloysita (0,7 nm)

Serpentinas (trioctaédrica)

Antigorita, Crisotilo

Pirofilita-talco x=0 Esmectita-saponita x = 0,2-0,6

Pirofilitas Talcos Esmectita dioctaédrica (Al) Esmectita trioctaédrica (Mg)

Pirofilita Talco Montmorillonita, beidelita Saponita, hectorita, sauconita

Vermiculita x = 0,6-0,9 Mica** x~ 1

Vermiculita dioctaédrica Vermiculita trioctaédrica

Vermiculita Al Vermiculita Mg

Mica Mica Mica Mica

Moscovita, paragonita Flogopita, biotita, lepidolita Margarita Xantofilita, clintonita, anandita

Caolinita-serpentina x=0

Mica cálcica x=2 Clorita x variable Sepiolita-paligorskita

dioctaédrica (Al) trioctaédrica (Mg) cálcica dioctaédrica (Al) cálcica trioctaédrica (Mg)

Clorita dioctaédrica (Al) Clorita trioctaédrica (Mg) Clorita di,trioctaédrica

Donbasita Clinocloro, chamosita, nimita Cookeita, sudoita

Sepiolita Paligorskita

Sepiolita Paligorskita

** L as d e n o m in a c io n e s ¡lita o h id r o m ic a , s e ric ita , e tc ., n o fig u ra n , y a q u e m u c h o s m in e r a le s a s í d e s ig n a d o s p u e d e n s e r in te re s tra tific a d o s .

132

La carga eléctrica negativa de las superficies siloxanas es compensada por la adsorción de iones de signo contrario que pueden ser o no intercambiables. La unión tiene lugar por la formación de complejos de superficie con dichos cationes (Cap. 9), o por enlaces de tipo electrostático con moléculas dipolares. Estos complejos de superficie (Sposito, 1989) cons­ tituyen la base de las propiedades de in ter c a m b io c a tió n ic o , de gran trascendencia al hacer del suelo un suministrador de nutrientes para las plantas (K+, Ca2+, Mg2+, NH4+, etc.); evitar su pérdida por lavado, y actuar como depurador natural, al poder actuar como filtro de metales y otros contaminantes. La reactividad de las superficies siloxanas depende de la naturaleza y distribución de carga en la capa tetraédrica. Si un silicio de cada cuatro ha sido sustituido por un aluminio, se origina una carga negativa de magnitud suficiente para enlazar cationes monovalentes. En este caso se forma un complejo de superficie en coordinación regular 12, de gran estabi­ lidad (complejo de superficie de esfera interna). Este mecanismo permite explicar la retrogradación del K+ de los abonados potásicos en suelos ricos en arcillas micáceas o en vermiculita. Los K+ quedan atrapados entre dos capas telraédricas contiguas, unidos con átomos de oxígeno de cavidades siloxanas de cada capa y dejan de ser intercambiables. El hecho de que algunas arcillas y otros componentes puedan poseer carga eléctrica positiva permite explicar que determinados suelos presenten ca p a c id a d de in terca m b io an ió n ico (Cap. 9).

4.4.

Origen de las arcillas

Las arcillas del suelo pueden ser heredadas del material originario sin apenas sufrir transformaciones; ser el resultado de modificaciones importantes o bien de la reorganiza­ ción de los productos de la meteorización. Las condiciones de medio y las características de la roca madre condicionaran los procesos posibles.

Ejemplos

Procesos

Herencia del material originario, con modificaciones muy débiles. Típicos de climas semiáridos y áridos.

Mica

—»

Arcilla micácea

En medios ácidos:

Transformación de minerales preexistentes. Típicos de climas templados. ilita

Neoformación a partir de productos de meteorización de otros minerales.

ve rm icu lita - Al

Clima tropical húmedo. Drenaje deficiente: S i0 2 + Al2(OH)6 —> caolinita Clima cálido y contrastado. Medio mal drenado: + H ,0

n S i0 2+ AI2(OH)6 + Mg2

esmectita

133

5.

Principales especies minerales en el suelo

5.1.

Minerales laminares

a) Grupo de la caolinita (de K auling, co llado alto, C hina) a.1)

Estructura

Los minerales de este grupo son alumino-silicatos, pobres en sílice, con una capa tetraédrica unida a una capa octaédrica gibsítica, en la que dos de cada tres octaedros están ocupados por aluminio. La fórmula estructural es ALSiiOsíOH^.nELO, con una relación Si/Al igual a la unidad:

O

O xígeno

(oh ) H idroxilo ^

Alum inio

O

• O Silicio

Los distintos minerales del grupo se distinguen por el grado de desorden en el apilamiento de las láminas (d eso rd en tu rb o stá tico ) y por el número de moléculas de agua de hidratación (n). La estructura más ordenada corresponde a la caolinita en la que n = 0, el espesor de la lámina es de 0,72 nm y coincide con la distancia basal. El desorden turbostá­ tico máximo se presenta en la halloysita. En este mineral las láminas individuales están separadas por agua de hidratación. Existe una halloysita 0,72 nm con n igual a cero y una halloysita 1,0 nm con n igual a 2. Este agua se presenta formando una capa sencilla entre las láminas y se pierde de forma irreversible al secarse al aire, por ello suele desaparecer en los horizontes de superficie de suelos de áreas con período seco a lo largo del año y en el laboratorio si no se toman las debidas precauciones en el manejo de las muestras. Aparece en forma de partículas esféricas compuestas por bandas aproximadamente concéntricas de capas de halloysita (Wada, 1985). 134

a.2)

Propiedades

La caolinita no presenta sustituciones isomórficas significativas, por lo que la estructura es eléctricam ente neutra. La capacidad de intercambio catiónico (CIC) de la caolinita es, por consiguiente, baja de 1 a 10 cmol (+)kg_l, lo que permite explicar la baja fertilidad de los suelos en que predomina este mineral. Se trata de una arcilla de baja actividad física. La superficie específica es menor de 40 m2g“'. La existencia de una carga neta negativa baja, localizada en la superficie de los bordes de la lámina, se debe a la disociación de grupos tetraédricos en condiciones básicas. En medio ácido, la protonación de grupos octaédricos hace que la caolinita presente carga positiva, lo que hace que la caolinita sea una importante fuente de capacidad de intercam­ bio aniónico y hace disminuir la pérdida de NOj“ en suelos tropicales (Sánchez, 1997). La carga es variable al depender del pH. La presencia de carga permanente citada por algunos autores para la caolinita podría deberse a impurezas (Norrish y Pickering, 1983). La energía cohesiva que mantiene unidas las láminas se debe a puentes de H, es relati­ vamente fuerte e impide la hidratación entre láminas y su expansión. Un cristal de caolinita puede estar formado por 70 a 100 láminas, que dan lugar a plaquetas generalmente hexago­ nales observadas al microscopio electrónico de transmisión (MET) y cuyo grosor puede variar de 0,05 a 2,0 pm. Una muestra rica en caolinita, observada en microscopio electró­ nico de barrido a 39.000 aumentos (Wierzchos y García-González, 1992), permite identifi­ car este mineral por la forma hexagonal de los cristales:

La caolinita presenta una baja plasticidad, cohesión y superficie específica (5 a 39 m 2g r \ Dixon, 1989).

135

La halloysita tiene una superficie específica de 20 a 40 m2g_l, y una CIC entre 5 y 60 emol (+) kg_l, y normalmente presenta una estructura tubular. Al ser observada por el microscopio electrónico de barrido aparece como tubos alargados, esferas y láminas curvadas:

a.3)

Interpretación

Las caolinitas son características de suelos muy meteorizados, en los que la neoformación de este mineral se ve favorecida frente a la de otras arcillas, por el hecho de que sólo requiere silicio y aluminio com o constituyentes esenciales. Al no ser fácilmente m eteorizable, es abundante en muchos suelos, si bien predomina en suelos de zonas tropicales húmedas (Ultisoles y Oxisoles). La caolinita puede pro­ ceder de la meteorización de feldespatos y micas (Cáp. 17) o ser heredada en suelos calizos de zona semiárida. La halloysita se form a por la m eteorización de cenizas volcánicas y pumitas en lugares en los que la presencia de una estación seca favo­ rece su cristalización a partir de materiales amorfos. En suelos tropicales intensa­ mente m eteorizados, en m edio húm edo altam ente lavado, tam bién puede haber haloysita. La densidad aparente suele ser inferior a lg cm’3 (Dixon et al. 2002).

b) b.1)

Arcillas micáceas: Hitas (de llinois, E E .U U .) Estructura

Los minerales micáceos son de tipo 2:1, sus láminas están formadas por una capa octaédrica con una tetraédrica a cada lado. La fórm ula estructural sería Al2Si40 |o(OH)2, pero la sustitución de un silicio de cada cuatro y la fijación de un potasio da por resultado una estructura teórica: KAL(A1, Si3) 0„)(O H )2. El déficit de carga queda, pues, parcialm ente equilibrado por K+ en posición interlaminar, en coordinación 12 y ocupando los espacios hexagonales que presenta la superficie siloxana. La fijación del potasio se m anifiesta por el hecho de que las lám inas no se expanden al añadir agua, ni con otras sustancias orgánicas, tales com o etilenglicol o glicerina. La distancia basal es constante e igual a 1,0 nm. La m ayoría de arcillas micáceas son dioctaédricas (m oscovita), m ientras que la biotita y la flogopita son trioctaédricas. 136

La estructura de una mica (moscovita) puede representarse:

Las arcillas micáceas son muy semejantes a las micas macroscópicas, excepto en el tamaño de las partículas; en la existencia de algunas sustituciones isomórficas de Al,+ por Mg:+ o de Fe2+ por Fe3+ y en el contenido de K+ que disminuye y en el de H ,0 que aumenta en las arcillas, lo que ha llevado a utilizar de forma indistinta los términos hidromica, ilita o mica hidratada. Las ilitas no presentan una forma característica que permita su identifica­ ción con el MEB. Muchas de las micas del suelo son interestratificados de ilita, montmorillonita y vermiculita, lo que se detalla más adelante.

b.2)

Propiedades

El potasio interlam inar queda fijado, por lo que no es intercambiable y no está a disposición de las plantas. Al quedar bloqueadas sedes de intercambio, la CIC es menor de lo que sería de esperar atendiendo a las sustituciones isomórficas. La CIC es del orden de 10 a 40 cmol (+) kg_l. Con la meteorización, el potasio interlam inar irá siendo liberado, por lo que estos minerales deben considerarse com o una fuente potencial de potasio para la nutrición de las plantas, principalm ente si se trata de biotita. Se ha puesto de mani­ fiesto que las micas de grano muy fino liberan su potasio más lentamente que las de grano grueso (Norrish y Pickering, 1983). 137

El proceso de liberación de potasio puede esquematizarse (Scheffer y Schachtschabel, 1976):

O C ationes cam biables •

O O O O Oq o O

O

Oq ®

® ®

O

C ationes K no cam biables

M ica m eteorizada

M ica no m eteorizada

Una arcilla micácea tiende a retrogradar K+ añadido al suelo com o abono, lo que hace perder eficiencia al abonado. El am onio incorporado a suelos ricos en ilita tiene un com portam iento análogo, ya que al tener un tam año sem ejante al potasio puede quedar fijado en posición interlaminar. b.3)

Interpretación

Las arcillas micáceas son frecuentes en suelos del área mediterránea, si bien pueden presentarse en casi todos los suelos y son uno de sus constituyentes más importantes (Von Reichenbach y Rich, 1975). Pueden proceder de las micas pre­ sentes en los materiales originarios tanto si son rocas ígneas, com o metamórficas (esquistos) o sedimentarias (lutitas y residuo insoluble en calizas). Además de las ilitas residuales y aunque ha sido poco estudiado, no se descarta la posibilidad de que pueda existir ilita autigénica en suelos de zonas semiáridas y áridas. En condiciones más húmedas puede producirse una pérdida del potasio interlaminar por lavado y la ilita se transformará en una vermiculita. En suelos muy lavados la moscovita puede dar lugar a clorita dioctaédrica, lo que explica la escasa presencia de arcillas micá­ ceas en los suelos de estas zonas. La presencia de interestratificados permite explicar las variaciones en la composición y comportamiento. c) c1)

Grupo de las esmectitas (del gr. sm ektkós = que lim pia) Estructura

Los minerales del grupo de las esm ectitas presentan estructura 2:1 lo que les asemeja a las micas, de las que se diferencian por presentar menos sustituciones isomórficas. Esto hace que la carga eléctrica de superficie sea m enor (x ~ 0,26 a 0,60). Los complejos de superficie con cationes hidratados son de esfera externa (Cap. 9), por lo que los cationes son fácilmente intercambiables. La estructura de una esm ectita según Hofmann y cois, puede representarse como: 138

^c'

-1 4 A

a' a ''a

C ationes de cam bio hidratados

n- 3H20 Ca 3H20

60 4(AI, Si) 4 O + 2 OH 4(AI, Fe**, Mg) 4 O + 2 OH

- eje b -

Q o x íg e n o @ Hidroxilo w Aluminio, Hierro, Magnesio O y • Silicio, ocasionalmente Aluminio.

Las sustituciones isomórficas definen las diferentes especies minerales dentro del grupo. La m o n tm o rillo n ita (de Montmorillon, Francia), que es el mineral más importante del grupo, presenta una capa octaédrica con aluminio sustituido en parte por Mg2+, a lo que se debe la carga eléctrica. En la beidellita la carga se origina por sustitución de Si4+ por Al1+ en la capa tetraédrica. La nontronita presenta muchas sustituciones de Al3+ por Fe,+ en la capa octaédrica y sustituciones de Si4+ por Al3+ en la capa tetraédrica, que son las que dan origen a la carga eléctrica. Las nontronitas son características de los vertisoles formados a partir de basaltos (Pedro, 1987). La pérdida parcial de potasio interlaminar en una ilita puede dar lugar a un mineral de doble estructura, es decir, a un interestratificado ilitaesmectita. Las esmectitas de transformación proceden de la meteorización de ilitas que pierdan K+ interlaminares. c.2)

Propiedades

La propiedad más destacable por sus implicaciones es la capacidad de expan­ sión retracción interlam inar por el humedecimiento y secado con variaciones de volumen de 10 a 1. Ello se debe a su estructura que posibilita la hidratación de los cationes interlam inares provocando la separación de las láminas. Los canales de riego, las construcciones o cualquier infraestructura apoyada en suelos ricos en esmectitas pueden verse seriamente afectados por los repetidos ciclos de expan­ sión-retracción, debiendo tom ar medidas para evitar los efectos. Las raíces de los árboles en suelos de este tipo sufrirán roturas en zonas que, como la mediterránea, presentan alternancia de períodos secos y húmedos. 139

La capacidad de intercambio catiónico de las esmectitas es alta, su valor se halla en el intervalo de 80 a 150 cmol (+) kg 1. La superficie específica es muy ele­ vada 600-800 n r g '1. Son arcillas con una actividad coloidal, plasticidad y cohe­ sión elevadas. La forma de la montmorillonita y beidellita observadas al MEB es irregular, la nontronita aparece en forma de finas fibras. Existen intcrestratificados ilita-esmectita que también puede presentar expansión-retracción. c.3)

Interpretación

Las esmectitas pueden hallarse en rocas sedimentarias tales como las lutitas y ser heredadas por el suelo en condiciones semiáridas, o en zonas con procesos de meteo­ rización poco intensos, Como ejemplo cabría citar los Vertisoles (Caps. 19 y 20) de la Campiña de Córdoba (España). En otros casos, pueden proceder de materiales trans­ portados que las contengan o bien pueden neoformarse en el suelo, lo que va asociado a medios ricos en sílice, magnesio y hierro y a condiciones de drenaje deficiente. Las rocas ígneas básicas, tales como el basalto, que no posee filosilicatos, pue­ den dar lugar a la neoformación de esmectitas. Esta esmectita se forma autigénicamente durante la m eteorización. Com o ejem plo de este proceso cabe citar la meseta del Dekán (India), Queensland (Australia), Fogars de Tordera (Barcelona) o Tenerife. En zonas volcánicas se hallan rocas bentoníticas, cuyo mineral principal es la esm ec tita, así p o r e je m p lo , en la S e rra ta de N íjar, A lm ería (G o n z ález y Martín-Vivaldi, 1949). En lugares con marcadas estaciones seca y húmeda, la alternancia de expan­ sión y contracción de las arcillas puede dar lugar a un modelo de microrelieve ondulado (gilgai).

d) Vermiculitas (del lat. vermiculatus, forma de gusano) d.1)

Estructura

La estructura de las vermiculitas se asemeja a la de una mica, de la que pueden proceder por meteorización. Se distingue de ellas por tener una carga eléctrica ligeramente menor. Las cargas debidas a sustituciones de Si4+ por Al3+ en la capa tetraédrica, en una proporción del orden de 0,6 a 0,9 por unidad son neutralizadas en parte por la carga positiva neta generada por las sustituciones en las capas octaédricas de Fe3+ por M g2+. La carga resultante se compensa con iones hidrata­ dos, normalmente magnesio, que ocupan el espacio interlaminar. En yacimientos se presenta la denominada vermiculita macroscópica con capas octaé­ dricas generalmente brucíticas (trioctaédrica). Puede presentar sustituciones por Fe3* y Al3+ lo que origina un equilibrio interno de cargas con un balance a favor de la carga neta posi­ tiva. En los suelos predomina la forma dioctaédrica, vermiculita alumínica. I4 0

Entre las láminas hay dos capas de moléculas de agua que corresponden a iones magne­ sio hidratados que ocupan una posición central, se coordinan con seis moléculas de agua y actúan como iones intercambiables. La distancia basal es de 1,4 a 1,5 nm, similar al de las cloritas, de las que se diferencian por la pérdida del agua interlaminar al calentar, con lo que la distancia basal pasa a 0,9-1,0 nm. La estructura de la vermiculita trioctaédrica según Hendricks y Jefferson es: 3S¡ + 1Al 60

3 H 20 Mg 3 H 20

60 3Si + 1Al

40 + 20H 6 (AI, Fe3, Fe2, Mg) 4 0 + 20H 3Si + 1Al 60 eje b

d.2)

Propiedades

Es un mineral expandible, aunque mucho menos que la esmectita. Con glicerina y con etilenglicol sólo se expanden a unos 1,5 nm. Su CIC es muy elevada, de 120 a 150 cmol (+) k g '1 y la superficie específica de 600 a 800 m2g~'. La propiedad de fijar potasio de las vermiculitas puede ser debida a la formación de complejos de superficie de esfera interna con K+ no solvatados (Sposito, 1989), si bien algunos autores cuestionan este proceso y lo atribuyen a zonas microscópicas de mica den­ tro de la vermiculita (Sawhncy, 1972). d.3)

Interpretación

La vermiculita macroscópica se presenta en la fracción arena, mientras que en la fracción arcilla, si existe vermicullita, es esencialmente dioctaédrica (Besoain,1985). Es frecuente en suelos que han sufrido una meteorización relativa más intensa, sin llegar a la de los suelos tropicales húmedos. Se forma a partir de rocas básicas, siendo poco importante su formación a partir de rocas ígneas ácidas (Besoain, 1985). Las micas pueden transformarse en vermicu­ litas al perder el potasio interlaminar en un medio rico en Mg2+, (vermiculitización), con for­ mación de una gradación de interestratificados. Las cloritas pueden evolucionar a vermiculi141

tas trioctaédricas. En medios moderadamente ácidos el Mg2+ interlaminar puede ser reempla­ zado por Al,+ formando islas de Al(OH);,, que al aumentar la acidez pueden ser de Al(OH)2+ o de AI(OH)2+ dando origen a una clorita alumínica (proceso de aluminización, preludio de un proceso de cloritización). Las vermiculitas son minerales poco estables.

e) e.1)

Cloritas (del gr. chloros, verde) Estructura

Las cloritas son minerales estructuralmente relacionados con las arcillas 2:1, de los que se diferencian por presentar paquetes T-O-T alternando regularmente con una capa de hidróxidos interlaminar. Esta capa octaédrica (M gAl)3(OH )6, puede ser dioctaédrica (gibsítica) o trioctaédrica (brucítica). La estructura de la clorita trioctaédrica según McMurchy es:

La existencia de una capa interlaminar constituida por hidróxidos de hierro es poco probable, ya que los óxidos de hierro son mucho más estables. Es posible la exis­ tencia de oclusiones de hidróxidos de hierro en capas gibsíticas (Barnhised, 1977). 142

La composición de las capas permite establecer tres subgrupos, cloritas dioctaédricas, que son dioctaédricas en las láminas 2:1 y en las capas interlaminares; cloritas di-trioctaédricas, son dioctaédricas en las láminas 2:1 y trioctaédrica en las capas interlaminares; cloritas trioctaédricas, si lo son en las láminas 2:1 y en las capas interlaminares. La lámina 2:1 puede presen­ tar sustituciones isomórficas de Si4* por Al3+ en la capa tetraédrica y sustituciones en la capa octaédrica. La capa interlaminar presenta sustituciones que le confieren una carga neta posi­ tiva, lo que permite la unión electrostática con la superficie siloxana de las láminas adyacentes. Las cloritas con una capa interlaminar brucítica (trioctaédrica) se denominan cloritas pri­ marias, por ser las que se presentan en el material originario (rocas de metamorfismo regional de grado medio y rocas ígneas), y pueden ser heredadas en el suelo. Se alteran rápidamente por acidificación, liberando hierro y Mg2+. Las cloritas alumínicas (capa interlaminar gibsítica) se denominan cloritas secundarias, por resultar de transformaciones durante la meteorización, a veces se denominan vermiculitas cloritizadas. La aluminización muy acentuada de algunas vermiculitas en medio ácido y confinado, da lugar a una capa gibsítica continua. Puede haber estructuras interestratificadas clorita-vermiculita o clorita- esmectita. La transformación de una clorita máfica hasta una clorita alumínica ha sido estudiada por Schwertmann (1976), estable­ ciendo como consecuencia de meteorización: M ica Esm ectita

Al C lo rita M ete o riza ció n hasta destrucción

Duchaufour (2001) establece la secuencia: clorita —> vermiculita —» vermiculita - Al —>clorita primaria secundaria e.2)

Propiedades

La estructura descrita presenta una distancia basal de 1,4 nm y el mineral no es expandible. Su CIC es baja, semejante a la de una ilita, de 10 a 40 cmol (+) kg_1. La superficie específica efectiva tiene un valor intermedio, de 70 a 150 m 2 g-1. e.3)

Interpretación

La clorita es un mineral relativamente poco frecuente en los suelos, por su baja estabili­ dad. Por otro lado, aparece poco en los análisis porque en pequeñas cantidades es difícil de detectar en presencia de esmectitas y vermiculitas. La presencia de cloritas Mg en el suelo es atribuible a la mineralogía del material originario, pueden ser heredadas de esquistos cloríticos o de rocas sedimentarias que las contengan, como es el caso de suelos del Valle del Ebro (España) desarrollados a partir de calcilutitas. Los suelos serpentinícolas contienen cloritas Mg. La elevada proporción de Mg, junto con concentraciones elevadas de Ni, Cr y Co, y baja de Ca, P y K hacen que estos suelos sean poco fértiles y sólo pueda prosperar en ellos una flora serpentinícola típica estudiada en la Sierra de Aguas (Carratraca, Málaga) por López (1975) y en A Coruña (Galicia, España). 143

Las cloritas Al son características de suelos preferentemente ácidos, altamente meteoriza­ dos y bien drenados, en los que la mica ha perdido su potasio interlaminar que ha sido susti­ tuido por una capa de hidróxidos de aluminio con carga positiva. El mineral resultante presenta propiedades intermedias entre la vermiculita y la clorita (Norrish y Pickering, 1983). Este alu­ minio puede provocar problemas de toxicidad para las plantas al poder ser intercambiado. El proceso de transformación de un mineral 2:1 a una clorita secundaria se denomina cloritización.

Minerales de arcilla interestratlficados

f) f.1)

Estructura

Dada la semejanza estructural de los minerales 2:1 no es de extrañar que las arcillas del suelo puedan verse afectadas por cambios parciales en las zonas interla­ minares. Esto hace que la estructura de una parte de la lámina, láminas alternantes o láminas al azar pueda corresponder a un mineral, mientras el resto corresponda a otro. La arcilla no será hom ogénea y el mineral se denom ina interestratificado. La imposibilidad de separar por medios físicos los dos o tres minerales dem uestra que no se trata de una mezcla. La importancia de este tipo de estructuras se reconoce desde 1960, pudiendo suponer que son frecuentes en las arcillas de los suelos, aun­ que resulten difíciles de detectar. Según como tenga lugar la intercalación a lo largo del eje c se distinguen grados de orden regulares, secuencias al azar o desordenadas y segregadas. Los minerales no expandióles, cloritas o micas pueden transformarse en minerales expandióles, pasando a través de una serie de minerales intermedios interestratificados, así en medio tropical húmedo: Clorita —» Clorita-Vermiculita -» Clorita-Vermiculita —> Nontronita —> Caolinita (regular) (irregular) La pérdida parcial de potasio interlaminar de una mica hace que parte del mineral tenga el espaciamiento basal (1,0 nm), mientras otras partes han pasado a 1.4 nm típico de una vermiculita. Se tratará de un interestratificado mica-vermiculita (hidrobiotita). Pueden existir interestratificados mica-montmorillonita (bravaisita), vermiculita-clorita, entre otros. f.2)

Propiedades

Las propiedades de los minerales interestratificados serán interm edias respecto a los minerales componentes. f.3)

Interpretación

Las arcillas del suelo raramente presentan las características de los minerales puros, por ello la presencia de mezclas de minerales y de minerales interestratificados resulta frecuente, dependiendo de las características mineralógicas, defectos estructu­ rales del material originario y condiciones de medio en las que se haya meteorizado. 144

5.2.

M in e ra le s fib r o s o s

Los filosilicatos fibrosos están representados por dos especies mineralógicas, paligorskita y sepiolita. a) a.1)

Paligorskita (de Palygorsk, Rusia) Estructura

En bibliografía antigua puede encontrarse el término attapulgita (de Attapulgus, USA) para designar este mineral, que actualmente se acepta sólo como sinó­ nimo (Bailey y cois. 1971). La estructura de la paligorskita es totalmente diferente a la de los restantes mine­ rales estudiados. Es un silicato magnésico-alumínico hidratado, en el que se encuen­ tran en la misma proporción el Al y el Mg. Es un mineral intermedio entre el subgrupo dioctaédrico y trioctaédrico (Bilbao, 1979). Presenta canales estrechos en los que se localizan los cationes intercambiables y moléculas de agua (agua zeolítica). Los canales se originan por la inversión de pares altemos de tetraedros de sílice, que presentan escasas sustituciones isomórficas. La estructura puede representarse (Van Scoyoc y cois. 1979):

b = 1,8 nm

Las capas octaédricas presentan Mg2+ con sustituciones de Al3+ y pequeñas cantidades de hierro, que confieren la carga al mineral. La presencia de estos elementos puede deter­ minarse con una sonda de energía dispersiva de rayos X al observar este mineral con el MEB. La fórmula estructural típica es:

(SÍ799 AIqqi) (Al| [3 Fe3+0.io Mg3o2) O21 El tipo de estructura hace que la paligorskita se presente siempre en fibras para cuya identificación se recomienda utilizar el microscopio electrónico de transmisión (MET) (Martin Vivaldi y Robertson, 1971, Stoops, 1973). Las curvas de análisis térmico diferen­ cial (ATD) sirven para diagnosticar la presencia de paligorskita en una mezcla con minera­ les laminares y su identificación se confirma con análisis de difracción de rayos X al existir reflexiones características que la diferencian de la sepiolita. 145

Las fibras observadas al MEB se disponen a modo de masas alabeadas con prolonga­ ciones en filamento a modo de fieltros. Al MET aparecen como fibras largas agrupadas en haces de 5,0 a 10,0 nm de diámetro y 1 pm de largo. Identificada por difracción de rayos X, la imagen obtenida con un microscopio electrónico de transmisión correspondiente a frag­ mentos de lutitas incluidas en un horizonte gypsico de suelos de Híjar (Teruel, España) es la siguiente (Porta, 1986, foto de J. Galván).

a.2)

Propiedades

La estructura en cadena le confiere una elevada superficie específica de 250 a 400 m2g-1. Su CIC es del orden de 5 a 30 emol (+) kg_l. Por su estructura tiene aplicaciones en la industria farmacéutica y en procesos industriales. a.3)

Interpretación

La paligorskita es un componente poco frecuente en los suelos, si bien es importante en rocas sedimentarias de origen lacustre, pudiendo ser heredada por los suelos que se formen a partir de estos materiales. Se ha citado en las arcillas sedimentarias de Lebrija (González-García y cois. 1958), en Écija (Pérez-Rguez. et al. 1990), en diversas formaciones (Martín-Vivaldi y cois. 1971) y en la cuenca terciaria del río Ebro en lutitas de las facies calcáreas (Pinilla, 1968). Ha sido identificada en suelos áridos (Yaalon y Wieder, 1976) y en el Valle del Ebro (Porta, 1986 y Porta y Herrero, 1988). Se han propuesto diversos mecanismos para explicar la presencia de paligorskita en los suelos. Desde neoformaciones en una serie sedimentaria básica y posterior herencia en el suelo (Shadfan y cois. 1985, Lee y cois. 1983); a neoformaciones en el suelo para lo que se requiere un medio básico, rico en magnesio y clima semiárido (Singer y cois. 1974) o bien por transfor­ mación a partir de materiales esmectíticos (Trauth, 1974). La paligorskita resulta inestable en condiciones de acidez y clima húmedo (Moinereau y cois. 1976; Sombroek, 1981). 146

b) b.1)

Sepiolita (del gr. sepia) Estructura

La sepiolita es un mineral muy sem ejante a la paligorskita. Es un silicato de magnesio, con alum inio sólo com o com ponente m inoritario, hidratado y de m orfo­ logía fibrosa. En este caso los canales unidireccionales se form an por la inversión de cuatro tetraedros, presentan cadenas triples de Si-O, y resultan más anchos que los de paligorskita. En ellos hay agua zeolítica que se pierde a 350° C. La estructura de la sepiolita puede representarse (van Scoyoc y cois. 1979);

H20 zeol

0 2H crist O xígeno OH Si Mg

b Es más rica en magnesio y más pobre en aluminio que la paligorskita, si bien su compo­ sición puede ser muy variada (Besoain, 1985). Su fórmula estructural típica es: (Sin.» Al0.16 Fe3+o.o4) (Fe3+ ü47 Fe2+0 ]3 M g7 !4) ( 0 32 Cao.11) Con el MET pueden identificarse las fibras, debiendo recurrir a la difracción de rayos X para establecer si se trata de sepiolita. b.2)

Propiedades

Sus propiedades y com portam iento están íntim am ente relacionados con el sis­ tema de canales que presentan. Tienen aplicaciones farm acéuticas y en procesos industriales. La CIC va de 18 a 30 cm ol(+)kg '. La superficie específica y estruc­ turas de poro han sido estudiadas por Fernández Á lvarez (1970). b.3)

Interpretación

La sepiolita presenta unas condiciones de formación análogas a las de la paligorskita. Las sepiolitas de Vallecas (Madrid) proceden de calizas magnésicas; en el norte de la pro­ vincia de Salamanca se han identificado paligorskita y/o sepiolita en sedimentos lacustres del mioceno y en los suelos desarrollados a partir de ellos (Sánchez Camazano y García Rodríguez, 1971). 147

5.3.

A lu m in o - s ilic a to s a m o r fo s y p a r a c r is ta lin o s

Este grupo está integrado por material con bajo grado de ordenación y está representado por la alófana y la ¡mogolita, identificadas por primera vez en suelos desarrollados a partir de cenizas volcánicas. Posteriormente se han descrito en una amplia variedad de suelos. a) a.1)

Alófana (del gr. alofan, aparecer) Estructura

Alófana es un término genérico que describe materiales aluminosilicáticos alta­ mente desordenados o amorfos, en el sentido de que la difracción de rayos X no tiene suficiente resolución para el grado de ordenamiento existente ya que se trata de un orden local o de corto intervalo (Mott, 1988). Al observar la alófana al microsco­ pio electrónico de barrido aparece a modo de microagregados formados por partícu­ las unitarias, esférulas huecas de 3,5 a 5,5 nm de diámetro (Kitagawa, 1971, Wada, 1985). La estructura de una partícula de alófana (Wada y Wada, 1977) es:

3,5 - 5,5 nm

Su composición química es muy variable, pudiendo considerarla más com o una serie de minerales (solución sólida de sílice, alúmina y agua) que como una especie mineral. Los términos extremos de la serie vienen caracterizados por ratios Si/Al de 1/1 y 1/2 respectivamente. En todos ellos predominan los enlaces Si-O-Al. a.2)

Propiedades

La alófana tiene una gran superficie específica. Su CIC es elevada y depende del pH por tener carga variable. Posee una elevada capacidad de intercambio am ó­ nico que puede provocar la retención de iones fosfato interfiriendo en la nutrición 148

del P de las plantas. Esta propiedad puede utilizarse para su identificación, con una solución de NaF, si bien este ensayo no es definitivo (Fieldes y Perrot, 1966). Los suelos con alófana retienen una gran cantidad de agua de un 80 a 180 % sobre peso seco y al secarse lo hacen de una forma poco reversible. Sus inusuales propiedades plásti­ cas hacen que bajo presión sufra una licuefacción (tixotropía). Su densidad aparente es muy baja, de 900 kg n r 3 medida con el contenido de agua a 33 kPa. Los suelos con este tipo de materiales presentan problemas con los dispersantes clásicos utilizados en análisis granulométricos, debiendo recurrir a ios ultrasonidos. a.3)

Interpretación

La alófana es el constituyente am orfo más importante en suelos jóvenes forma­ dos a partir de m ateriales volcánicos. Para su perm anencia en el suelo requiere unas condiciones de hum edad continuadas, la abundancia de m.o. frena la cristali­ zación de la alúm ina (Duchaufour, 2001). Al ser sem ejantes las condiciones para la formación de m inerales en horizontes subsuperficiales de Andisoles y Spodosoles, es posible que la alófana también se forme en estos suelos (Wada, 1985).

b) Imogolita (del japonés, Imogo, nombre de un suelo) b.1)

Estructura

En los estudios iniciales es posible que la imogolita no se descriminase de la alófana. Los trabajos de Yoshinaga y Aomine (1962) proponen una metodología de separación basada en el hecho de que una suspensión acuosa de imogolita se dispersa en medio ácido (pH 3.5), mientras que la alófana lo hace en medio alcalino (pH 10.2). La imogolita es un nesosilicato paracristalino consistente en finos tubos de varios micrómetros de largo y un diámetro extemo de 2,3 a 2,7 nm y diámetro interior de alrede­ dor de 1,0 nm, observables al MEB (Wada, 1989). Los tubos están formados por una lámina dioctaédrica con una superficie interna de OH sustituidos por grupos 0 3SiOH (Farmer y cois. 1983). La fórmula estructural es: (0H )Si03Al2(0H )3. b.2)

Propiedades

Las propiedades de la imogolita han sido poco estudiadas, si bien parecen semejantes a las de la alófana. Ambas presentan una elevada capacidad de adsorción de ácidos húmicos y fúlvicos debido a su estructura porosa. b.3)

Interpretación

La imogolita se identificó inicialmente en suelos desarrollados a partir de cenizas vol­ cánicas. Los trabajos del Macaulay Institute (U.K.) han puesto de manifiesto la existencia de imogolita en horizontes B de Spodosoles (Farmer y cois. 1980). 5.4.

T e c to s ilic a to s : Z e o lita s (del gr. zein, hervir y litóos)

a.1)

Estructura

Son aluminosilicatos hidratados cristalinos de cationes alcalinos y alcalinotérreos. Los tetraedros están dispuestos de manera que dan lugar a cavidades y a un sistema de canales 149

interconectados. De acuerdo con su estructura se distinguen la natrolita, la heulandita y la phillipsita (Tschernich,1992). a.1)

Propiedades

Sus propiedades y comportamiento están íntimamente relacionados con las cavidades y el sistema de canales que presentan. Su característica más importante es la posibilidad de adsorber agua de forma reversible. Su CIC es elevada, va de l(X) a 300 cmol(+) kg~' y es compensada por calcio, sodio y potasio intercambiables, que se sitúan en los espacios reti­ culares. Las zeolitas están íntimamente relacionadas con las arcillas en lo referente a pre­ sencia y origen (Sudo y Shimoda, 1978). a.1)

Interpretación

La meteorización de las cenizas y vidrios volcánicos por disolución y posterior cristali­ zación puede dar lugar a zeolitas (zeolitización), según sean las condiciones de medio (Stitcher, 1972). Se pueden formar a partir de vidrios volcánicos en condiciones de alta alcalini­ dad, salinidad e hidrotermales (Gottardi, 1989), pero también existen zeolitas de origen sedimentario. Los materiales de tipo piroclástico, con carácter fonolítico, contienen zeolitas (García et al. 1990). Su origen se asocia en este caso a la alteración en condiciones hidrotermales del vidrio volcánico de composición fonolítica. En rocas piroclásticas sálicas del sureste de Tenerife (Islas Canarias, España), las zeolitas (filipsita) se forman por las acciones del vapor de agua atrapado a elevadas temperaturas en los poros de las partículas de vidrio (García et a!. 1993). Por su intercambio de cationes y absorción tienen un considerable interés para la indus­ tria (Ames, 1959). También se utilizan como enmienda para los suelos; en la fabricación de fertilizantes de liberación lenta; en la dieta de los animales, etc. (Ming y Munpton, 1989).

5.5.

Óxidos e hidróxidos del suelo

La liberación de aluminio, hierro, manganeso, titanio y silicio como resultado de los procesos de meteorización de minerales ferromagnesianos (biotitas, anfiboles y piroxenos) conduce a la neoformación en el suelo de óxidos anhidros, hidróxidos y oxihidróxidos, ya cristalinos, paracristalinos o amorfos. Desde un punto de vista mineralógico el S i02, por su estructura, se incluye en la clase de los silicatos (subcl. tectosilicatos). Los óxidos actúan como elem en to s cro m ó g en o s de las arcillas, a las que confieren dis­ tintos colores según su estado de oxidación y grado de hidratación. Pueden presentarse asociados a las arcillas, formar agregados cementados tales como concreciones y pisolitos de tamaño milimétrico y llegar a constituir capas cementadas, denominadas contactos petroférricos o corazas ferruginosas en las que los óxidos de Fe son el principal agente cementante. Los óxidos abundan en suelos formados en condiciones tro­ picales húmedas en los que se produce un enriquecimiento relativo de óxido de hierro y aluminio por pérdida de sílice. En suelos formados en condiciones de exceso de agua los óxidos de hierro y manganeso sufren removilizaciones y concentraciones. Para profundizar en el estudio de óxidos e hidróxidos puede recurrirse a Taylor y cois. (1985), Besoain (1985), Dixon y Schulze (2002), Stucky y cois. (1988). 150

Algunas de las características más relevantes de los principales óxidos e hidróxidos son: Kspccie

Observaciones

Fórmula

Goetita

a-FeOOH

Lepidocrocita

y-FeOOH

Es el más común. Edafoclima poco contrastado, tem­ peraturas moderadas, presencia de m.o. cuya biodegradación favorece la cristalización progresiva de los óxi­ dos de Fe am orfos para dar goetita en medio ácido (Duchaufour, 2001). Suelos muy meteorizados. Suelos hidromorfos. Color anaranjado.

Hemalita

a -F c 20 3

Colorea de rojo al suelo.

Maghemita

y-Fe20 3

Suelos tropicales y subtropicales muy meteorizados, formados sobre rocas ígneas básicas.

Ferrihidrita

HFe50 8 4H20

Precursora de las formaciones cristalinas. Subsiste en medios ricos en humus, como p.e. en los Andosoles. Precipitaciones férricas en tubos de drenaje enterrado.

Magnetita

F e ,0 4

Serie continua Pirolusita Bimessita Lilioforita

Heredado del material originario.

MnO a MnO, M n02 Variable

(Al, Li) MnO, (OH)2 Más común en horizontes subsupcrficiales ácidos. Cl-Al(OH)3

Gibsita

Nordstrandita

Es la forma más estable. Es el más común. Horizontes superficiales básicos. Frecuente en suelos tropicales húmedos, en medio bien drenado y pobre en m.o. La alúmina permanece libre y cristaliza. Nodulos que en campo se asemejan por la forma a los de calcita, si bien no reaccionan con HCI.

Al(OH),

Bohemita

y- a i o o h

Frecuente en suelos tropicales húmedos.

Diaspora

a-AlOOH

Poco común.

Corindón

a-A l20 3

Poco común.

Rutilo

T i0 2

Anatasa

t ¡o 2

Brookita

t ío ,

Iimenita

FeTiO,

Esfena o titanita Perowskita

5.6.

Minerales de gran estabilidad química en el suelo que pueden utilizarse como minerales índice en estudios de génesis de suelos. Rutilo e iimenita se presentan en la fracción arena, heredados de rocas ígneas. Acmulación relativa en medios tropicales.

CaTiSiOj C aT i0 3

Minerales de medios edáficos especiales

M inerales tales com o la celestina, baritina, pirita, jarosita, apatito o el ópalo tienen interés en determ inados suelos, por lo que debe conocerse su existencia y algunas características: Mineral

Fórmula

Medio edáfico

Celestina

S rS 04

Aparece formando a modo de nidos en suelos yesíferos, por ncoformación. (Stoops y Barzanji, 1978, Herrero et al., 1992).

Baritina

B aS 04

Hábito principalmente prismático. Su presencia parece aso­ ciada a condiciones hidromorfas y capa freática salina (Stoops & Zavaleta, 1978).

151

Pirita

FeS,

Está asociada a medios fuertemente reductores, marismas, rías, deltas y áreas costeras. Se presenta en agregados formados por microeristales (pirita framboidal), que por su pequeño tamaño son fácilmente oxidables. La existencia de pirita puede crear problemas al drenar estos medios, ya que en ausencia de carbonatos puede dar origen a sulfatos ácidos (pH 3-3,5) (Dent, 1980) y jarosita. Perdura en el suelo en condiciones reductoras (Sulfaquent). En zonas de minería de carbón, éste puede llevar pirita aso­ ciada. Su oxidación exotérmica puede provocar incendios en escombreras, al tiempo que, en ausencia de carbonato cálcico, crea un medio muy ácido desfavorable para la implantación de vegetación.

Jarosita

KFe3(S 0 4)2(0 H )6

Presente en marismas, polders o rías drenadas. De color amari­ llo pajizo, caracteriza a las arcillas de suelos de sulfatos ácidos. Indica condiciones de oxidación. Puede conservarse en el suelo, si bien es metaestable, hidrolizándose a goetita.

Apatilo

Ca5(F ,C l,0H )(P 04),

Ópalo

6.

Es el más comúnmente citado de los fosfatos. Sílice amorfa rica en agua (Ópalo A), que precipita a partir de soluciones con elevadas concentraciones de sílice. El ópalo con alguna organización cristalina se denomina ópalo-CT (estructura de tridimita a cristobalita) (Van Breemcn y Buurman, 1998).

Minerales de suelos de zonas semiáridas y áridas

Los minerales de zonas sem iáridas y áridas han sido los que menos atención han recibido en el pasado y aún hoy en día. La explicación a tal situación puede ser, por un lado, el hecho de que los minerales m ayoritarios en estos ambientes, tales como calcita, dolom ita, yeso o sales más solubles, se caracterizan por tener una estructura relativam ente sencilla, por lo que aparentem ente no hay grandes problemas que resolver. Por otro lado, la Ciencia del Suelo fue fundada y tomó auge en los países tem plado húm edos, en los que por razones de régim en de hum e­ dad, los minerales citados no existen en los suelos, lo que les hizo adquirir una consideración m enor frente a los m inerales de arcilla. Los suelos de la zona mediterránea seca, semiárida y árida, si bien contienen minerales de arcilla, suelen tener horizontes en los que la calcita o el yeso alcanzan proporciones superiores al 60 %. Incluso con cantidades menores, las propiedades y comportamiento de estos suelos y la respuesta de las plantas vendrán ampliamente condicionados por estos componentes. Igual ocurre con las sales más solubles, halita, tenardita, mirabilita, epsomita, entre otras, típicas de los suelos afectados por la salinidad. En la literatura a veces se observan imprecisiones e incluso errores como expresar la fórmula del yeso como CaS04. Hay que diferenciar claramente los suelos con CaCCb (sue­ los calizos), de los suelos con CaS04.2H20 (suelos yesosos) y todos ellos de los suelos sali­ nos. Las diferencias son evidentes desde un punto de vista mineralógico, y no lo son menos desde un punto de vista ecológico, de comunidades vegetales, específicas de cada caso, y de manejo agrícola. 152

Las principales contribuciones en el estudio de los suelos en los que el yeso es un cons­ tituyente importante se deben a investigadores de la Universidad de Gante (Bélgica) bajo la dirección del Dr. G. Stoops, trabajos iniciados a partir de 1960. En el centro de España estos suelos empezaron a ser estudiados en la década de 1970 (Porta, 1975, Porta y cois. 1977). Estos trabajos, junto a los de otros autores han permitido avanzar en el conocimiento del comportamiento de los suelos yesosos en España (Herrero y Porta, 1987; Gumuzzio y Álvarez, 1984; Porta y Herrero, 1988; Poch, 1992; Laya, 1991). Cabe destacar los suelos yesosos de San Luis Potosi (México).

6.1.

Minerales de arcillas

Las arcillas en suelos de am bientes sem iáridos y áridos son m ayoritariamente heredadas, aunque no se pueden descartar algunos procesos de neoformación. Las arcillas más frecuentes en estos suelos son: Minerales 2:1

Esmectitas Hitas Vermiculitas Cloritas

M inerales 1:1

Caolinita

Minerales fibrosos

Paligorskita Sepiolita

6.2. a)

Calcita y carbonatos relacionados

Estructura

En los carbonatos el anión C 0 32' y los cationes se hallan unidos por enlaces predomi­ nantemente iónicos. Las especies presentes en los suelos son la calcita (CaCO,), dolomita [C aM g(C 03)2] y a veces calcitas m agnésicas por sustitución de M g2+ por Ca2+ (Ca|_xMgxC 0 3). Junto a los carbonatos pueden coprecipitar otros minerales adsorbidos en la calcita a base de P, V, Mn, Fe, Co y Cd o como inclusiones, este es el caso de los minera­ les de Zn y Cu (Sposito, 1989).

b)

Propiedades

Los carbonatos de Ca y Mg se disuelven fácilm ente en agua que contenga anhídrido carbónico, pero no en agua pura: C O , + H ,0 t ? H + + HCO.f C a C 0 3 + H+ —> C a2+ + H C O f Dado que la actividad biológica hace del suelo un m edio con C O ,, será posible una m ovilización de estos carbonatos, lo que tendrá im plicaciones genéticas y agronómicas. Esto perm ite explicar el lavado de carbonatos en clim as húmedos en suelos con régim en de hum edad percolante (Cap. 17), también explica la ausencia 153

de carbonates en suelos ácidos, así com o su translocación en suelos con régimen de humedad no percolante en zonas sem iáridas y áridas. Puede dar lugar a acum u­ laciones filiform es (pseudom icelios), esferoidales (pisolitos, oolitos y nodulos), recubrimientos en la base de los clastos (cem ento geopetal), acumulaciones gene­ ralizadas en horizontes cálcicos o a acumulaciones cem entadas (horizonte petrocálcico ). E stos tip o s de ac u m u lacio n es han sido estu d iad o s en E sp añ a por Gómez-M iguel y Nieves (1987), Juliá y Calvet (1983). La presencia de carbonates Ca y Mg tiene im plicaciones agronómicas al aum entar la concentración del anión H C 0 3“ en la solución del suelo, que bloquea la absorción de hierro por las plantas, provocando problem as de clorosis férrica. La unión del C a2+ con los fosfatos puede ser el origen de retrogradaciones apatíticas al incorporar abonos fosfatados.

c)

Interpretación

Los carbonates pueden ser heredados de una caliza que se fragmente o de una calcilutita u otras rocas sedimentarias que contengan calcita o dolomita. El régimen de humedad controlará el comportamiento y la posible pérdida o no por lavado. En muchos casos se tratará de calcita autigénica formada en el suelo a partir de una solución rica en H C 0 3~ y Ca2+. Estas calcitas secundarias suelen ser m agnési­ cas al coprecipitar carbonato magnésico. La presencia de magnesita eleva conside­ rablemente el pH del suelo, lo que puede explicar que suelos con acumulaciones de carbonato cálcico lleguen a tener pH alrededor de 9,0, por la presencia sim ultá­ nea de carbonato magnésico y no por sodio. En superficies en glacis puede haber una circulación lateral de agua de escorrentía subsuperficial enriquecida en H C 0 3“ y Ca2+, que precipitarán dando lugar a horizontes cálcico o petrocálcico a lo largo de la superficie. En otros casos, las plagioclasas de un granito pueden liberar calcio que puede ser precipitado, dando lugar a un suelo con acum ulaciones calizas, en las condiciones de régim en de humedad xérico.

6.3. a)

Yeso (C aS 04.2H20 )

Estructura

El yeso cristaliza en el sistema monoclínico. El Ca2+ está unido a seis átomos de O de grupos S 0 42- y coordinado con dos moléculas de agua (Doner y Lynn, 1989). Constituye la forma más común de sulfato cálcico en el suelo, ya que la anhidrita (CaS04), de ser here­ dada del material originario sólo se conserva en el suelo en climas muy áridos. En los demás casos, evoluciona hidratándose rápidamente, lo que implica un incremento de volu­ men. A veces, la aparición de anhidrita en lámina delgada puede deberse a un proceso ina­ decuado de fabricación que haya provocado un calentamiento excesivo del material.

b)

Propiedades

La propiedad más destacable del yeso es su relativamente alta solubilidad en agua pura, 2,6 gL-1 a 25° C. Es considerablem ente m ayor a la de la calcita, pero 154

mucho m enor que la de las sales solubles. El yeso se transform a en basanita (CaSO4.0.5H2O) y en anhidrita (C aS 04) cuando se calienta a más de 50° C. El yeso tiene una birrefringencia semejante a la del cuarzo, si bien con luz polarizada plana presenta mayor relieve, lo que junto con su maclado sirve para distinguirlos. La anhidrita se distingue del yeso por su m ayor relieve y mayor birrefringencia con colores altos. Los cristales de yeso autigénico en el suelo presentan forma lenticular: en su formación parece tener influencia la materia orgánica (Cody, 1979; Porta, 1986). La sección de las lentillas es en losange (rombo) y su tamaño se halla entre 20 y 2.000 pm . Las secciones ecuatoriales son pseudohexagonales debido al creci­ miento (0 10) y (110) (Stoops y Ilaiwi, 1981). En campo este yeso es blancuzco y áspero al tacto, puede formar acumulacio­ nes cilindricas de poco más de 1 mm (yeso vermiforme) o continuas (horizonte hipergypsico de yeso lenticular). En algunos suelos aparece otra modalidad de yeso, mucho más suave al tacto, como harinoso, de color entre blancuzco y rosado. En lámina delgada y luz polarizada plana tiene una tonalidad amarilla que se inten­ sifica al cerrar el diafragma. Bajo meóles cruzados la masa es opaca y a veces es algo birrefringente. A 500 aumentos aparece a modo de cristales de yeso de menos de 20 pm , de forma lenticular al MEB. Se ha denominado yeso microcristalino, para distinguirlo del descrito anteriormente (Porta y Herrero, 1990). La cantidad, tamaño, forma y características de empaquetamiento de los cristales de yeso, así como su grado de homogeneización en una masa no yesosa condicionan las pro­ piedades físicas de los suelos. La observación en lámina delgada al microscopio petro­ gráfico (XPL) de una muestra de un horizonte hypergypsico de Haut Plateau (Argelia) da una imagen muy representativa de los cristales lenticulares (Pouget y Porta, 1986):

155

A medida que aum enta la proporción de yeso en el suelo aum enta la resistencia a la penetración de las raíces (Poch, 1992). Los horizontes hipergypsicos, form a­ dos por más de un 60 % de yeso, resultan estériles para las plantas, por su extre­ mada com pacidad cuando están secos, su baja capacidad de retención de agua entre los cristales lenticulares y la ausencia de nutrientes. Este com portam iento ha podido ser estudiado en suelos de la llanura aluvial del río Gigüela (Toledo-Ciudad Real), Híjar (Teruel), Lleida, M urcia, entre otros emplazam ientos. Los cristales de yeso no presentan formas lenticulares en yeso pétreo (Orti, 1977), son cristales porfidoblastos con formas indentadas, que observados al microscopio óptico tie­ nen el siguiente aspecto:

El yeso fibroso, cuando aparece en el suelo, es heredado del material originario. Se trata de selenitas de relleno en lutitas (margas) en las que forma intercalaciones centimétricas en diaclasas, grietas de retracción o en fisuras de asentamiento. El yeso, que inicialmente se hallaría mezclado con el sedimento lutítico, emigra hacia estas discontinuidades por las que el agua ve favorecida su circulación y precipita (Julia y Calvet, 1983). Forma unos enreja­ dos típicos de filones de 2 a 4 cm de yeso, cuyos cristales fibrosos son perpendiculares a los planos de la diaclasa:

*

2-4 cm

En la zona de oscilación de una capa freática rica en iones S042' y Ca2+ puede haber pre­ cipitación de yeso y crecimientos progresivos de cristales lenticulares, de tamaño milimétrico formando pequeñas rosas del desierto (Pouget, 1968), que pueden alcanzar de 5 a 8 cm. 156

El yeso puede llegar a constituir masas cementadas en los suelos (horizonte petrogypsico) en zonas extremadamente áridas con una precipitación inferior a 200 mm, en este caso los cristales no presentan forma lenticular, se trata de cristales indentados, semejantes a los del yeso pétreo.

c)

Interpretación

El yeso constituye la forma más com ún de sulfato cálcico en el suelo. La distri­ bución mundial de suelos yesíferos traduce unas condiciones de semiaridez y ari­ dez (Eswaran y Zi-Tong, 1991). En España los materiales yesíferos son relativa­ mente frecuentes en la m itad Este (M acau y Riba, 1965). A nivel mundial la presencia de yeso en el paisaje está asociada a regímenes de humedad del suelo xérico (Xerochrepts gypsicos, S.S.S. 1996), arídico (Gypsids) y ústico (Calciustolls). En algunos casos rocas yesosas pueden actuar como material originario, lo que es frecuente en España. En otros, los suelos que presentan yeso no están directamente relacionados con afloramientos de rocas yesosas, sino que lo están a través de cursos fluviales y capas freáticas, o han recibido aportes eólicos de polvo rico en yeso. La presencia de yeso en el suelo condiciona la im plantación de vegetación, desarrollándose com unidades a base de gypsófilas, tales com o Gypsophilci struthium suhesp, hispánica endem ism o ibérico, Ononis tridentata, H elianthem um squamatum, Lepidium subulatum entre otras. Los suelos en los que abunda el yeso (horizonte hipergypsico) presentan una baja capacidad de retención de agua disponible para las plantas, al secarse adquie­ ren una gran com pacidad, son muy duros. La disolución continuada de yeso en un mismo punto puede dar lugar a hundim ientos por carstifícación, las aguas que con­ tienen iones sulfato crean problem as de corrosión en estructuras de hormigón, al atacar al cem ento y al hierro.

6.4.

Sales más solubles que el yeso

La expresión sales solubles se em plea para designar la halita (NaCl), cloruro magnésico (M gCl2.nH20 ) , tenardita (N a2S 0 4), m irabilita (N a2SO4.10H2O) y otras sales de fórm ula más com pleja, todas ellas posibles en suelos salinos. Trona (Na3 H [C 03]2.2H20 ) , soda (Na2C 0 3. 10H2O) y nacolita (N aH C 0 3) son posibles en sue­ los alcalinos. La solubilidad de estos m inerales se halla en un intervalo de 250 a 400 gL_l, de ahí las repercusiones para las plantas. Los boratos también forman parte de las sales solubles, si bien son muy poco frecuentes, y aún menos lo es el nitrato sódico (N a N 0 3). Estos m inerales y su com portam iento en el suelo serán estudiados en el Cap. 24.

7.

Técnicas de identificación de minerales del suelo

Entre las técnicas avanzadas de estudio de suelos (Cap. 4) se hallan las que propor­ cionan información sobre la composición elemental y las que determinan la naturaleza estructural que permiten una identificación mineralógica (Goodman, 1980). 157

Dado que los suelos generalm ente presentan m ezclas de m inerales, de distintos tamaños de grano y grado de cristalinidad debido a su origen y a los procesos de m eteorización, la identificación puede resultar a veces difícil. Ningún m étodo suele ser suficiente en sí mismo para identificar el conjunto de m inerales de un suelo. El uso com binado de técnicas instrum entales encarece la determ inación y restringe el ám bito de aplicación a laboratorios especializados y a estudios con objetivos muy concretos. La difracción de rayos X (DRX) sigue siendo una de las técnicas más útiles y más generalizadas para la identificación de los com ponentes cristalinos de los sue­ los. A m enudo será necesario com plem entar con métodos de análisis térmico, entre otros el análisis térm ico diferencial (ATD) y term ogravim étrico (TG). También son de utilidad la espectroscopia de absorción infrarroja (IR) y la m icroscopía electrónica de transm isión (M ET) y de barrido (MEB). En esquema, la m etodología a seguir para estudios m ineralógicos de suelos es la siguiente:

158

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Amonette, J. E. y Zelazny, L. W. (ed.): Quatitative Methods in Soil Mineralogy. SSSA. Miscellaneous Publication, 462 pp. Madison, WI, 1994. Besoain, E.: Mineralogía de arcillas de suelos. IICA 1205 pp. Costa Rica, 1985. Brady, J. B.; Mogk, D. W. y Perkins III, D.: Teaching Mineralogy. Min. Soc. of America, 406 pp. 1996. Dixon, J. B. y Schulze (ed.): Soil Mineralogy with Environmental Applications. Soil Sci. Soc. Am. Book Series. 7, 866 pp. Madison, WI. 2002. Klein, C. y Hurbut, Jr. C. S.: Manual de mineralogía. Ed. Reverté. S.A. 679 pp. + Apéndi­ ces. Barcelona, 1997.

8.2.

Bibliografía de referencia

Ames, L. L.: Zeolitic extraction o f Cs from aqueous Solutions. Unclass. Rept. HY-62607 US Atomic Energy Comm. 23 pp. 1959. Bailey, S. W.; Brindley, G. W.; Johns, W. D.; Martin, R. T. y Ross, M.: Summary o f the national and international recommendations on clay mineral nomenclature. Clays and Clay Minerals. 19:129-132. 1971. Barnhised: 1977. En Norrish, K. y J. G. Pickcring, J. C. 1983. Barzanji, A. F. y Stoops, G.: Fahric and mineralogy of gypsum accumulations in some soils oflraq. Trans. 10 th. Int. Congress of Soil Sci. VII:271-277. 1974. Bilbao, A.: Bentonitas para la industria siderúrgica. Identificación y características fisico­ químicas. Tesis doctoral. Fac. Farmacia. U. Complutense, 109 pp. 1979. Brindley, G. W. y Brown, G.: Crystal structures o f clay minerals and theirX-ray identification. Mineral Society. Londres, 1980. Cody, R. D.: Lenticular gypsum: Occurences in nature, and experimental determinations of effects o f soluble green plant material on its formation. J. Sed. Petrology. 49, 3:10151028. 1979. Corrales, L.; Roscll, J.; Sánchez, L. M.a; Vera, J. A. y Vilas, L.: Estratigrafía. Ed. Rueda. 718 pp. 1977. Cox, K.: Minerales y rocas. En Gass y cois.: Introducción a las Ciencias de la Tierra. Ed. Reverté, S. A. 1-30. Barcelona, 1978. Cradwick, P. D. G.; Farmcr, V. C.: Rusell, J. D.; Masson, C. R.; Wada, K. y Yoshinaga, N.: Imogolite, a hydrated aluminium silicate o f tubular structure. Nature Phys. Sci. 240:187-189. 1972. Decourt, J. y Raquet, J.: Geología. Ed. Reverté, S. A. 423 pp. Barcelona, 1978. Dent, D.: Acid Sulphate Soils: Morphology and Prediction. J. Soil Sci. 31:87-89. 1980. Dixon, J. B. y Weed, S. B. (ed.): Minerals in Soil Environments. Soil Sci. Soc. Amer. Madi­ son. Wisc. 1244 pp. 1989. Doner, H. E. y Lynn, W. C.: Carbonate, Halite, Sulfate and Sufide Minerals. En J. B. Dixon y S. B. Weed (ed.): Minerals in Soil Environments. Soil. Sci. Soc. Amer. Madison, W: 279-330. 1989. Dorronsoro, C.: Aporte de la fracción arena gruesa al conocimiento de las génesis del suelo. An. Edaf. y Agrobiol. XLVII, 1,2:87-110. 1988. Duchaufour, Ph.: Introduction á la Science du sol. DUNOD, 331 pp. París, 2001. 159

Eswaran, H.; Ilawi, M. y Osman, A.: Mineralogy and Micromorphology ofAridisols. Proceedings Third Int. Soil Classification Workshop. Soil Sci. Div. ACSAD/SS/P 17:153174. 1981. Eswaran, H. y Zi-Tong, G.: Properties, génesis, classification and distrihution of soils with gypsum. En W. D. Nettleton (ed). Occurrence, characteristics and génesis of carbonate, gypsum and silica accumulations in soils. SSSA. Special Publ. 26:89-119. 1991. Farmer, V. C.; Rusell, J. D. y Bcrrow, M. L.: Imogolite and proto-imogolite allophane in spodic horizons: Evidence for a mohile aluminiutn silicate complex in Podzol formation. i. Soil Sci. 31:673-684. 1980. Farmer, V. C.; Adams, M. J.; Fraser, A. R. y Palmieri, F.: Synthetic imogolite: properties, synthesis and possible applications. Clay Miner. 18:459-472. 1983. Fernández Alvarez, T.: Superficie específica y estructura de poro de la sepiolita calentada a diferentes temperaturas. Reunión Hispano-Belga de minerales de arcilla. J.M.a Serratosa (ed.) CSIC.: 202-209. Madrid, 1970. Fernández Caldas, E.; Tejedor, M. L. y Quantin, P: Suelos de regiones volcánicas. Tene­ rife. Univ. La Laguna-CSIC. Santa Cruz de Tenerife, 1982. Fieldes, M. y Perrot, K. W.: The nature o f allophane in soils. Part 3.: Rapid field and laboratory test for allophane. N. Z. J. Sci. 9:623-629. 1966. Folk, R.: Petrology of sedimentar}’ rocks. Hemphill Publ. Co. 182 pp. Austin, Texas, 1974. García, J. D.; Notario, J. S. y González, M. M.: Presencia de Zeolitas en las tobas sálicas del Sur de la Isla de Tenerife. Bol. Soc. Esp. de Mineralogía, 13:149-154. 1990. García, J. D.; Notario, J. S.; González, M. M.; Herran, E. y Rodríguez, J. A.: Zeolites in pyroclastic deposits in southeastern Tenerife (Canary Islands). Clays and Clay Minerals Vol. 41 No. 5:521-526. 1993. García del Cura, M.a A.; Ordóñez, S. y Calvo, J. P: Criterios de clasificación de rocas carbonáticas. Bol. R. Soc. Hist. Nat. (Geol.), 78:75-99. 1980. Gómez-Miguel, V. y Nieves, M.: Propiedades y manejo de los suelos con acumulación caliza en la Comunidad Castellano-Manchega. INI A-MAPA. 48 pp. Madrid, 1987. González García, F. y Peiro, A.: Constitución y propiedades de las arcillas sedimentarias de Lebrija. An. Edaf. Fisiol. Veg. 17:603-667. 1958. González, F. y Martín-Vivaldi, J. L.: Una bentonita de Almena. An. Edaf. y Fisiol. Veg. 8:567-584. 1949. Goodman, B. A.: Some physical methods for the study o f Chemical composition o f soils and plants. Critical Rep. Appl. Chemistry, 2:115-147. 1980. Gottardi, G.: The génesis of zeolites. Eur. J. Miner. 1:479-487. 1989. Grim, R. E.: Clay Mineralogy. 583 pp. MeGraw-Hill. 1968. Gumuzzio, J. y Álvarez, J. B.: Características de Gypsiorthids en la Región Central Espa­ ñola. An. Edaf. y Agrobiol. XLIII, 1-2:93-110. 1984. Hamblin, W. K. y J. D. Howard: Physical Geology. Burgess Publishing Company. 225 pp. USA. 1980. Herrero, J. y Porta, J.: Gypsiferous soils in the north east ofSpain. En N. Fedoroff y cois, (ed.). Soil Micromorphology. AFES. 187-192. París, 1987. Herrero, J.: Morfología y génesis de suelos sobre yesos. IN1A. Madrid, 1991. Herrero, J.; Porta, J. y Fedoroff, N.: Hypergypsic Soil Micromorphology and Landscape Relationships in Northeastern Spain. Soil Sci. Soc. Am. J. 56:1188-1194. 1992. Hjulstróm, F.: The morphological activity of rivers. Bull. Geol. Inst. Univ. Upsala: 227527. 1935. Hjulstróm, F.: Transportation of detritus by moving water. Recent Marine Sediment Amer. Ass. Petrol. Geologists: 5-31. 1939. 160

Jackson, M. L. y cois.: Frequency distribution of clay minerals in major great soil groups as related to thefactors o f soil formation. 6th National Conf. Clays and Clay Minerals. Berkeley. Int. Series of Monographs on Earth Sci. 2:133-143. 1959. Julia, R. y Calvet, E.: Descripción e interpretación de las texturas y microtexturas de cali­ ches recientes del Campo de Tarragona y Penedés (Cataluña). Libro jubilar J. M. Ríos, T. 1:61-96. 1983. Julia, R. y Marqués, M. A.: Geología. En J. Porta i R. Julia (ed): Los suelos del Area meri­ dional de Lleida. DARP. Barcelona, 1981. Kitagawa, Y.: The «unit particle» o f allophane. The American Mineralogist, 56:456-475. 1971. Lee, S. Y.; Dixon, J. B. y Aba-Husayn, M. M.: Mineralogy o f Saudi Arahian Soils: Eastern región. Soil Sci. Soc. Am. J. 47:321-326. 1983. López, G.: Contribución al estudio florístico y fitosociológico de Sierra de Aguas. Acta Bot. Malacitana, 1:81-205. 1975. Macau, F. y Riba, O.: Situación, características y extensión de los suelos yesíferos en España. 1. Col. Int. Ob. Pub. en terrenos yesíferos, 28 pp. Madrid, 1965. Martín Vivaldi, J. L. y Robertson, R H.: Palygorskite and sepiolite (the hormites): 255-275. En J.A. Gard (ed). The electron-optical investigation of clays. Mineralogical Society. Londres, 1971. Ming, D. W. y Mumpton, E. A.: Zeolites in soils. In J. B. Dixon y S. B. Weed (Coed.): Minerals in Soil Environments. SSSA. Madison, WL873-911. 1989. Moinereau, J. y Robert, M.: Evolution des argiles dans un profil d ’altération sur mames lacustres siliceuses á palygorskita. Sci. du Sol, Bull. AFES, 4:247-257. 1976. Moore, D. M. y Reynolds, Jr., R. C.: X-ray diffraction and the Identification and analysis of clay minerals. Oxford University Press. 1989. Mott, C. J. B.: The inorganic components ofthe soil. En A. Wild (ed.): Russell’s Soil Condition and Plant Growth. Longman. Essex. UX.: 213-238. 1988. Murray, J. W.: A guide to classification in geology. Ellis Honwood Ltd. John Willey & Sons Ine. 112 pp. 1981. Norrish, K. y Pickering, J. G.: Clay Minerals. En División of Soils, CSIRO: Soils: an Australian viewpoint. CSIRO Melbourne/Ac. Press London: 281-308. 1983. Orti, F.: Aproximación al estudio petrográfico de las microestructuras de las rocas de yeso secundario y su origen. Inst. Inv. Geol. 32:87-152. Diputació de Barcelona, 1977. Paepe, P. de: Rock forming minerals. Int. Training Centre. Rijkuniversiteit. Gent, 48 pp + An. 1980. Pedro, G.: Cah. ORSTOM, Pédologie, XXIII, 3:169-186, París, 1987. Pérez-Rodríguez, J. L.; C. Maqucda y E. Morillo: Occurrence of Palygorskite in Soils of Ecija (Spain). Aust. J. Soil Res. 28:117-128. 1990. Pinilla, A.: Estudio sedimentológico de la zona aragonesa de la cuenca terciaria del Ebro I. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. (Geol.) 66:207-217. 1968. Pinilla, A.: Estudio sedimentológico de la zona aragonesa de la cuenca terciaria del Ebro II. An. Edaf. y Agrobiol. 27, 7,8:547-562. 1968. Poch, R. M.a: Fabric and physical properties o f soils with gypsic and hypergypsic horizons ofthe Ebro Valley. Thesis. Universiteit Gent. 1992. Porta, J.: Redistribuciones iónicas en suelos salinos: Influencia sobre la vegetación haló­ fila y las posibilidades de recuperación de los suelos con horizonte gypsico y otros sue­ los halomorfos de las márgenes del río Gigüela. Tesis Doctoral. 261 pp. ETSIA. Madrid, 1975. 161

Porta, J.: Edafogénesis en suelos yesíferos en medio semiárido. Doc. dif. restringida. ETSIA. 136 pp. Lleida, 1986. Porta, J. y Herrero, J.: Micromorfología de suelos con yeso. An. Edaf. y Agrobiol. 47:179-197. 1988. Porta, J. y Herrero, J.: Micromorphology and génesis o f soils enriched with gypsum. En L.A. Douglas (ed). Soil Micromorphology. Elsevier Science Publ. B.V 321-339. Amsterdam, 1990. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Roquero, C.: Morfología y clasificación de algunos Gypsiorlhids en España. An. INIA, Ser. General, 5:85-111. 1977. Pouget, M.: Contribution á l ’étude des croütes el encroútements gypseux de nappe dans le Sud-Tunisien. Cahier ORSTOM, ser. Pédologie, VI, 3-4:309-364. 1968. Putnis, A.: Introduction to Mineral Sciences. Cambridge University Press. 457 pp. Cam­ bridge. 1993. Robinson, B. H.; R. Brooks, P. E. H. Gregg y J. H. Kirkman: The nickel phytoextraction potential o f some ultramafic soils as determined by sequential extraction. Geoderma 87:293-304. 1999. Rodríguez-Pascual, C.: Estructura cristalina de las arcillas. Inst. Edaf. y Biol. Veg. Doc. dif. rest. 18 pp. Madrid, 1989. Sánchez Camazano, M. y García Rodríguez, A.: Attapulgita y sepiolita en suelos sobre sedimentos calizos de Salamanca, España. An. Edaf. y Agrobiol. XXX: 357-373. 1971. Sánchez, P. A.: Changing tropical soil fertility paradigms: from Brazil to Africa and back. In: A. C. Moriy et al. (Ed.) Plant-soil interactions at low pH. Brazilian Soil Se. Soc.: 1928, 1997. Scheffer, F. P. Schachtschabel.: Lehrbuch der Bodenkunde 9. Auflage. Ferdinand Enke, Stuttgart, 1976. Schwertmann, B.: Die Verwitterung mafischer chlorite. Zeitschrift Pflanzenernáhrung. Bodenkunde, Heft, 1:27-36. 1976. Sen, G.: Earth’s Materials: Minerals andRocks. Prentice Hall. 542 pp. New Jersey. 2001. Shadfan, H.; Hussen, A. A. y Alaily, F.: Occurrence o f pcilygorskite in Tertiary sediments o f western Egypt. Clay Minerals, 20, 3:405-413. 1985. Singer, A. y Norrish, K.: Pedogenicpalygorskite occurrences in Australia. American Mine­ ral. 59, 56:508-517. 1974. Sombroek, W. G.: The use o f palygorskite as diagnostic criterion in soil classification. Pédologie 1:121-122. 1981. Sposito, G.: The Chemistry o f Soils. Oxford Univ. Press. 277 pp. New York, 1989. Sticher, H.: Potassium in allophane and in zeolites. Potassium in soil. Proc. 9th Coll. Int. Potash Institut, Germany: 43-51. 1972. Stoops, G.: Optical and electrón microscopy. A comparison of their principies and their use in microscopy. En Rutherford, G.K. (ed.), Soil Microscopy. Limestone Press, 101-118 pp. Ontario, Canadá, 1973. Stoops, G. y Zavaleta, A.: Micromorphological evidence o f barite neoformation in soils. Geoderma, 20:63-70. 1978. Stoops, G. y Ilaiwi, M.: Gypsum in arid soils, morphology and génesis. Proc. 3 th Int. Soil Ciassif. Workshop, ACSAD, 175-185 pp. Damascus, 1981. Stucky, J. W.: Goodman, B. A. y Schwertmann, U.: ¡ron in soils and clay minerals. NATO. ASI. Series. 1988. Sudo. T. y Shimoda, S.: Clays and clay minerals ofJapan. 326 pp. Elsevier. 1978. 162

Taylor, R. M.; Mekenzie, R. W.; Fordham, A. W. y Gillman, G. P.: Oxide minerals. En Divi­ sión of Soils. CSIRO: Soils: an Australian Viewpoint. CSIRO: Melboume/Ac. Press 309-334 pp. London, 1985. Theng, B. K. G.: Formation and Properties of clay polymer complexes. Elsevier, 1979. Torcal, L. y Tello, B.; Análisis de sedimentos con microscopio electrónico de barrido: exoscopía del cuarzo y sus aplicaciones a la Geomorfología. Sociedad Española de Geomorfología. Cuadernos Técnicos SEG 4. 1992. Trauth, N.: Argües évaporitiques dans la sédimentation carbonatée continentale tertiaire Bassin de París, de Mormoison et de Salinelles (France), Ibel Ghassoul (Marroc). Thése és Sciences, 309 pp. Strabourg, 1974. Tschernich, R. W.: Zeolites o f the world. Geosciences Press. Inc. Phoenix, Ar. 563 pp. 1992. Van Breemen, N. y P. Buurman: Soil Formation. Kluwer Ac. Publistcr. Dordrecht. The Netherlands. 1998. Van Scoyoc, G. E.; Sorna, C. J. y Ahlrichs, J. L.: Structural Changes in palygorskite during dehydratation and dehydroxylation. Am. Mineral. 64:215-223. 1979. Von Reichenbach, H. G. y Rich, C. I.: Fine-grained micas in soils. En J.E. Gieseking (Ed): Soil Components, Vol 2. Inorganic Components. Springer Verlag, 59-95. Berlin, 1975. Wada, K.: The Distinctive Properties o f Andosols. Adv. Soil Sci. 2:174-229. 1985. Wada, K.: Allophana and lmogolita. En J. B. Dixon & S.B. Weed: Minerals in Soil Environments. Soil Sci. Soc. Amer. Book Series 1:1051-1087. 1989. Wada, S. y Wada, K.: Density and structure o f allophane. Clay Minerals, 12:289-298. 1977. Williams, H.; Turner, F. J. y Gilbert, G. M.: Petrography. An Introduction to the Study of Rocks in Thin Sections. W.H. Freeman and Co. 626 pp. San Francisco, 1982. Yaalon, D. H. y Wieder, M.: Pedogenic palygorskite in some arid brown (Calciorthid) soils of Israel. Clay Minerals 1:73-80. 1976. Yoshinaga, N. y Aomine, S.: hnogolite in some Ando soils. Soil Sci. Plant Nutr. 8. 3:22-29. 1962.

163

8 Componentes orgánicos del suelo

1.

Materia orgánica de los suelos

1.1. Materia orgánica y humus Los suelos se forman, por lo general, a partir de m ateriales originarios sin materia orgánica (m .o.). La m.o. fresca (biom asa m uerta o necrom asa) proce­ dente de plantas, anim ales y m icroorganism os y sus productos de alteración son los que perm iten explicar, principalm ente, la presencia de m.o. en los suelos, cuyo contenido aum enta considerablem ente en las etapas iniciales de formación del suelo. Dependiendo de la escala temporal de observación, se puede asumir que se alcanza un nivel de equilibrio dinámico o estado estacionario, si las condiciones generales se mantie­ nen. Ello significa que las entradas de m.o. llegan a compensar las pérdidas, lo que tiene lugar en períodos de unos 100 años para epipediones de textura fina y de unos 1.500 años para los arenosos (Sparks, 1998). Si la escala temporal es mucho más larga, resulta difícil que esto ocurra y no se podrá hablar de nivel de equilibrio, sino de una evolución lenta, progresiva, que puede verse afectada por cambios a escala global (alternancia de sequías y períodos húmedos, calentamiento de la Tierra, glaciaciones, etc.). En la bibliografía se observa una falta de uniformidad en la terminología, lo que se debe (Hedges y Oades, 1997; Stevenson, 1994) a la heterogeneidad del material que compone la m.o. del suelo (SOM para los autores de habla inglesa). Dado que un suelo recibe nuevos aportes de m.o. a lo largo del tiempo, en un momento determinado, la m.o. estará consti­ tuida por un conjunto muy heterogéneo de sustancias en distintos estadios de alteración. Su composición química resulta difícil de estudiar y complejo de precisar, ya que sus propie­ dades no son únicas. La m.o. de un suelo se compone de:

Materia orgánica fresca (m.o. no humificada): materia prima para la formación de las sustancias húmicas. 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. Cons­ tituye una fuente de energía para las comunidades saprofitas que la consumen. 165

— Biomasa microbiana, masa de microorganismos y microfauna menores de 5 x 10~3 pm. Está muy poco o nada alterada y no se encuentra unida a la fracción mineral. Se puede separar por procedimientos físicos. Humus: se encuentra constituido por sustancias resultantes de la alteración (desnatura­ lización, desorganización y cambios en la funcionalidad) de productos sintetizados por las plantas y los microorganismos. Con uniones débiles con la fracción acción mineral. — Materias orgánicas heredadas (sustancias no húmicas, biomacromoléculas con características químicas reconocibles): • Materiales orgánicos sencillos: azúcares y aminoácidos. • Materiales orgánicos de elevado peso molecular: polisacáridos y proteínas. — Materias orgánicas humificadas (sustancias húmicas o humus en sentido estricto, materiales transformados que han perdido las características químicas de sus precur­ sores). En suelos forestales, la m.o. aportada a la superficie del suelo (hojarasca, ramas, restos vegetales, deyecciones, etc.) forma el mantillo (fr. litiére, de lit = cama; ing. litter; al. fórna). La calidad de la necromasa es uno de los factores que determina la velocidad de descomposición. Cuanto más lábil sea una m.o. incorporada al suelo, más rápida será su contribución energética a los organismos del suelo y al flujo de nutrientes, es decir, a la pro­ ductividad del ecosistema. Los efectos repercuten igualmente en la formación de uniones con la fracción mineral del suelo, dando por resultado agregados más estables. La relación C/N entre el contenido de carbono orgánico (C) y el de nitrógeno (N), determina la tasa a la cual el nitrógeno estará disponible para las plantas, por lo que se puede utilizar como indi­ cador de calidad de m.o. de medios aerobios, si sólo se atiende a la facilidad de descom­ posición. El valor de esta relación es muy alto para la m.o. fresca y va disminuyendo a medida que la m.o. se transforma en humus. Materia orgánica Bacterias Hongos Humus Mantillo de jardín Alfalfa joven Compost Leguminosas maduras Estiércol maduro

C/N

Materia orgánica

C/N

4-5 9 8-12 12-15 12 15-20 20 20

Residuo de trébol Heno de alfalfa Mantillo de bosque Tallos y hojas de maíz Paja de trigo Paja Xenobióticos Serrín

23 25 30 60 80 90-110 120 y más >250

La relación entre la capacidad de intercambio catiónico (CIC, Cap. 10) y el carbono también puede utilizarse de indicador de calidad de la m.o. Por lo general, se considera que la actividad microbiana se ve favorecida con la presen­ cia de compuestos hidrosolubles fácilmente metabolizables, y con la disponibilidad de nitrógeno, lo que se corresponde con valores C/N bajos. No obstante, puede tener mayor importancia en la alteración de la m.o., ya sea la presencia de sustancias inhibidoras de la actividad microbiana, tales como taninos condensados, fenoles tóxicos, resinas, terpenos, 166

ácidas orgánicos, entre otros, ya sea el desorden estructural en las sustancias macromoleculares. Los tres aspectos no resultan excluyentes y, en definitiva, son los que permiten expli­ car las distintas tasas de descomposición de la m.o. La m.o. que procede de plantas herbáceas y de bosques de frondosas (fresno, olmo, arce, sauce, tilo, etc.) se considera mejorante o de «alta calidad», por ser de descomposición rápida. Por el contrario, en bosques de piceas, pinos y bajo vegetación de brezos, arándano, etc., la m.o. se considera acidificante o de «baja calidad», al ser de descomposición más lenta (Duchaufour, 2001; Gobat et ai, 2003). Por otro lado, la m.o. procedente de especies tales como el haya, castaño, roble y otras, presenta un comportamiento u otro, dependiendo de las condiciones del medio edáfico. Estos aspectos se detallan más adelante al tratar de la descomposición de la m.o. No obstante, esta valoración clásica mejorante/acidificante debe variar, si el objetivo de la valoración deja de ser la liberación rápida del carbono, nitrógeno y otros nutrientes y pasar a ser el secuestro de carbono (Cadisch y Giller, 2001). Las m.o. no húmicas incluyen aquellas sustancias cuyas características químicas resul­ tan identificables, tales como glúcidos, proteínas, péptidos, aminoácidos, grasas, ceras, poliésteres y ácidos orgánicos de bajo peso molecular (Schnitzer y Khan, 1978). La mayo­ ría de estas sustancias son fácilmente biodegradables por enzimas específicas, por lo que persistirán poco tiempo en el suelo. Se pueden incluir, además, las ligninas, si bien su com­ portamiento frente a la alteración se diferencia de las restantes. Las sustancias húmicas, humus en sentido estricto, suponen entre un 60 y un 80 % de la m.o del suelo. Son el producto de la alteración de la m.o. (procesos de humificación) por acción microbiana y por procesos abióticos. Constituyen la fracción más activa de la m.o. de los suelos agrícolas. Se trata de una mezcla compleja de compuestos orgánicos de com­ posición diversa: — Biomacromoléculas: compuestos de origen biosintético de estructura molecular relativamente definida. — Sustancias de estructura no específica: no se puede precisar su composición quí­ mica, ni los grupos funcionales que las integran (estructura desordenada o caótica); tienen composición no-estequiométrica, si bien se pueden definir en términos esta­ dísticos. Interesa aclarar que cuando se utilizan expresiones tales como «sustancias húmicas» o «humatos solubles» para productos comerciales, se hace referencia a un material orgánico, de naturaleza no específica, obtenido por extracción alcalina a partir de lignito, compost, lodo u otros productos. Estas sustancias de tipo húmico se utilizan por sus efectos benefi­ ciosos en relación con los procesos físico-químicos, para mejorar las propiedades físicas del suelo e incidir sobre la productividad de los cultivos. No obstante, su actividad puede estar muy limitada en el tiempo, ya sea por la degradación microbiana que sufren o por interaccionar con las arcillas (Stevenson, 1979; Almendros y Dorado, 1999).

1.2.

Factores de condicionan el contenido de m.o. en los suelos

El contenido de m.o. en un epipedión varía de menos de un 1 % en suelos de regiones áridas (Aridisoles), a más del 10 % en suelos de pradera (por ejemplo, en 167

Mollisoles) y más del 30 % en todos los horizontes de suelos orgánicos (Cap. 2) (Histosoles). Los factores que influyen en el contenido de m.o. son los siguientes: — Vegetación: determina la cantidad de necromasa aportada anualmente y su calidad (composición y presencia de compuestos inhibidores). Los residuos de planta apor­ tados al suelo varían según el ecosistema de que se trate. Así, en los bosques tropica­ les húmedos es del orden de unos 12-15 Mg de materia seca ha 1 año-1; en bosques de zona templada unos 4-6 Mg ha 1 año”1 con resinosas y de 3 Mg ha-1 año”1 con frondosas, en praderas de zona templada unos 3 Mg ha”1año-1, y en zonas desérticas menos de 0,5 Mg ha”1año”1(Gaucher, 1981; Cresser et al., 1993). — Clima: condiciona el tipo de especies vegetales, la producción de biomasa y el grado de actividad microbiana. En zonas áridas y semiáridas: poca vegetación, por consiguiente, poca m.o. En zonas frías la m.o. tiende a acumularse. En zonas tropi­ cales húmedas: muchos aportes, pero también mineralización muy rápida (Cap. 18) — Organismos del suelo: intervienen en la alteración de la m.o. y en su mezcla con la materia mineral (bioturbación). Cabe destacar la acción de artrópodos, oligoquetos, bacterias, hongos y otros. — Posición en una ladera: efecto solana-umbría (Cap. 18), erosión (Cap. 23), etc. — Drenaje: la m.o. se descompone mal y tiende a acumularse en suelos mal aireados en los que falta oxígeno; en aquellos que están permanentemente saturados de agua se puede formar un suelo orgánico (turbera, Histosol). — Textura: los suelos de textura arcillosa suelen tener más m.o. al retener más agua y nutrientes, lo que favorece la producción de biomasa. Pueden estar peor aireados. — Composición mineralógica de las arcillas: es importante por la distinta afinidad de adsorción o complejación de las moléculas orgánicas, lo que puede suponer un efecto protector frente a la acción de los microorganismos. Las interacciones con la m.o. son muy importantes en Andisoles, por la presencia de alófana y geles amorfos. — Estructura del epipedión (Cap. 8): aireación, enraizamiento, etc. — Laboreo: la puesta en cultivo con roza, tumba y quema (en agricultura itinerante) o el paso de pradera a cultivo implican una pérdida de m.o., ya sea por menores apor­ tes de m.o. al suelo, por pérdida por erosión o por una mayor entrada de oxígeno al labrar. La disminución del laboreo, por lo general, incrementa el almacenamiento (secuestro) del carbono y el consiguiente contenido de m.o. del suelo.

1.3.

Función de la m.o. del suelo

Las funciones del suelo se ven directam ente afectadas por la cantidad y la cali­ dad de la m.o. que contiene. Por ello, la m.o. es un constituyente y un indicador de la calidad del suelo (Gregorich y Cárter, 1997; Franzluebers, 2002; Baldock y Nelson, 2000). La atención que ha m erecido la m.o. se debe a que influye en múltiples propiedades de los suelos, a pesar de que en la mayoría de ellos suponga una canti­ dad porcentualmente menor, dependiendo de la categoría de suelo de que se trate. La m.o. tiene incidencia sobre propiedades físicas, químicas, biológicas y da lugar a múltiples interrelaciones: 168

Propiedades físicas: — Estructuración (formación y estabilidad de los agregados). — Sellado y encostramiento de la superficie del suelo (Cap. 11). — Porosidad y aireación (Cap. 11). — Movimiento del agua en el suelo. — Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). El efecto de la m.o. es de mayor importancia en los suelos de textura más gruesa (Cap. 6 y 12). — Facilidad de laboreo (Cap. 11 y 25). — El oscurecimiento de la superficie de los suelos a medida que el contenido de m.o. es mayor hace disminuir el albedo (Cap. 3), al ser menor la radiación reflejada, con incidencia sobre las propiedades térmicas (temperatura y balance de energía) del suelo. — Prevención de los procesos erosivos, por efecto combinado sobre la estabilidad de la estructura, el sellado y la infiltración. Propiedades químicas: — Procesos de intercambio iónico: elevada superficie específica (mayor de 800-900 m2 g '1) y elevada capacidad de intercambio catiónico (de 100 a 300 cmol(+) kg~') (Cap. 9). — Capacidad tampón frente a los cambios de pH (Cap. 10). — Estabilización de nutrientes en forma orgánica (N, P y S). — Formación de complejos organominerales. — Interacciones con xenobióticos (Cap. 28). — Papel depurador frente a vertidos, al regular la movilidad y biodisponibilidad (Cap. 27) de productos potencial mente tóxicos, lo que incide sobre la calidad de las aguas freáticas. Propiedades biológicas: — Interviene en la formación de suelo (Cap. 17 y 18). — Constituye una reserva de energía metabólica, por las grandes cantidades de C y de nutrientes que contiene. — Fuente de macronutrientes (N, P y S) y micronutrientes (B, Mo), que son liberados de forma progresiva. — Estimula e inhibe la actividad enzimática, según los casos. — Contiene reguladores del crecimiento de las plantas. — Efectos antibióticos frente a organismos patógenos (efecto biofumigante). — Contribuye a la resiliencia de los ecosistemas (Cap. 27), al disminuir o inhibir los efectos de las perturbaciones ambientales, y de este modo acelera su recuperación. Interacciones: — Condiciona el funcionamiento biogeoquímico de los ecosistemas. — Define los tipos ecológicos de humus y procesos edafogénicos derivados (Cap. 17). — Aumenta y permite definir la calidad de un suelo (Cap. 27). — Mejora la capacidad de los suelos para soportar la producción de alimentos y bio­ masa, por su incidencia sobre la fertilidad química, al almacenar nutrientes y hacer­ los más disponibibles para las plantas y sobre la fertilidad física (Cap. 25). — Componente clave en la sostenibilidad/sustentabilidad de los sistemas agrícolas. — Cambio global: secuestro de C de muchos suelos.

169

— Efectos no deseados derivados de la incorporación de m.o. al suelo: bloqueo de nitrógeno que sigue a una incorporación de m.o. fresca (paja de cereal, por ejemplo), al ser utilizado el N por los microorganismos del suelo para degradar la m.o. Por otro lado, la segregación por parte de algunas plantas, residuos vegetales o del meta­ bolismo microbiano, de sustancias (aleloquímicos, tales como fenoles y ácidos orgá­ nicos) puede afectar el crecimiento de otras plantas (alelopatía). Por lo general, el efecto es negativo, así por ejemplo, los residuos de un cultivo de trigo tienen efectos inhibidores sobre la geminación y crecimiento del sorgo. No obstante, dado que los aleloquímicos son biodegradados, su acción queda limitada en el tiempo. Por todo ello, se puede afirmar que la m.o. constituye un indicador importante de la calidad del suelo y de su productividad (Larson y Pierce, 1994). Los estudios sobre la m.o. han seguido dos vías, una encam inada a desentrañar su naturaleza química y otra orientada a entender su significación ecológica.

1.4.

Procedencia de los componentes orgánicos del suelo

Los com ponentes orgánicos de los suelos proceden de aportes y de síntesis biótica y abiótica:

— Biomasa que vive en el suelo y su necromasa. — Acumulación de restos de plantas y animales. • Biomasa senescente incorporada de forma natural a los suelos en cualquier ecosis­ tema. • Materiales orgánicos de origen biológico aportados por el hombre en los agroecosistemas: estiércoles, restos de cosecha, composts, etc. — Productos xenobióticos: son aquellos de naturaleza orgánica, resultantes de sínte­ sis industrial. Los más frecuentemente incorporados a los suelos son los fitosanita­ rios y, en menor medida, plásticos y papel. También se puede incluir aquí el carbón procedente de incendios (black carbón). — Macromoléculas resultantes de los procesos de alteración y de humificación (degradación, reorganización, etc.). — Síntesis abiótica.

1.5.

Composición de los restos vegetales

La biomasa combina, entre otros elementos, el carbono (C), que la fotosíntesis secuestra a partir del C 0 2 atmosférico; el nitrógeno (N), reciclado en el suelo o bien fijado por organismos del suelo a partir del N2 atm osférico y el fósforo (P), que procede de la m.o. y de minerales del suelo. La m.o. fresca incorporada al suelo está constituida en un 99 % por once elementos principales: C, H, O, N, S, P, Ca, K, Mg, Na y Fe, y por elementos que las plantas requie­ ren en cantidades muy pequeñas (microelementos o micronutrientes). Los tejidos vegeta­ 170

les vivos están constituidos en promedio por un 75 % de agua y un 25 % de materia seca (m.s.), formada en parte por componentes minerales y por componentes orgánicos no nitrogenados (carbohidratos y ligninas) y nitrogenados, derivados principalmente de las proteínas. La m ateria orgánica incorporada al suelo está formada por: — Hidratos de carbono: forman de un 30 a un 80 % de la m.s. de los tejidos vege­ tales: • Monosacáridos: azúcares. • Polisacáridos: polímeros de monosacáridos unidos por enlaces glicósidos. La holocelulosa (celulosa y hemicelulosas) puede suponer un 70 % de la m.s. — La celulosa (polímero de la glucosa, formado por cadenas de 1.400 a 10.000 unida­ des de /J-glucosa). Es uno de los componentes más importantes de la m.o. fresca, puede suponer entre un 50 % de la m.s. Da lugar a fibras largas. Es el constituyente más importante de las paredes celulares. Su estructura es:

C H ,O H

H

OH

C H .O H

CH„O H

Las hemicelulosas (macromoléculas de hexosas, pentosas y ácidos urónicos). Suponen más del 30 % de los residuos. La pectina es una hcteromacromolécula for­ mada por unidades de ácido galacturónico. Tiene importancia por su papel estructu­ ral, al formar la lámina media de la pared vegetal. La estructura del ácido D-glucurónico es:

O

OH

\\

l

H OH OH

i

l

i

C -C -C -C -C -C O O H

/ H

l

i

l

H OH H

i H

— Lignina: macromoléculas no uniformes derivadas de unidades tipo />propilfenol sustituido. En su molécula entran a formar parte C, H y O con una variedad de enla­ ces orgánicos. Cabe citar, enlaces C - C y C - O (éteres y arílicos) y anillos fenóli171

cos. En las gramíneas hay, además, ásteres y grupos metoxilo (-OCH3). La estruc­ tura tridimensional resultante es muy compleja. La lignina constituye entre el 10 y el 30 % de la materia seca. Es un constituyente importante de la madera. Forma parte de las paredes celulares de las plantas vasculares, a las que da rigidez, al unir las fibras de holocelulosa, con un patrón de unión: c e lu lo s a —

h e m ic e lu lo s a —

lig n in a

Clásicamente, se ha considerado que la lignina es el componente más resistente a la degradación. Algunos autores consideran que dicha resistencia ha sido exagerada en los trabajos clásicos sobre el tema (Stevenson, 1994). En la lignina de pino el com­ ponente básico es el alcohol coniferílico, en las frondosas hay una mezcla de alco­ hol coniferílico (unidades tipo guayacil) y de alcohol sinapílico (unidades tipo siringil), mientras que en las gramíneas hay además alcohol p-cumarílico (unidades tipo parahidroxibencil):

Anillo arom ático

Fenol Alcohol arom ático

p-Propllfenol

CH 2OH

cadena lateral metoxi (éter)

OCH,

Alcohol coniferílico (Unidades tipo guayacil)

h 3c o ' 'Y

och3

Alcohol sinapílico (Unidades tipo slringil)

Alcohol p-cum arílico (Unidades tipo parahidroxibencil)

La estructura propuesta para la lignina «softwood» referenciada en: www.kelsinki.fi/~orgkm_ww/lignin_structure.htm es:

172

T aninos: son sustancias fenólicas que precipitan las proteínas. Su peso mole­ cular es grande. Constituyen un 6-7 % de la m ateria seca de las hojas y cortezas de algunas plantas. Inhiben la descomposición de la m.o. P r o t e ín a s : se trata de cadenas largas de am inoácidos (polipéptidos de alto peso molecular). Además de C y N a veces contienen azufre, manganeso, cobre y hierro. Constituyen un 1-15 % de la m.s.

173

L íp id o s y m a c r o m o lé c u la s lip íd ic a s : ácidos grasos, ceras, resinas y otros.

Suponen entre un 1-8 % de la m.s. La composición media de diversos organismos vegetales (Kononova, 1967) es la siguiente: % peso Organismos

Leguminosas herbáceas perennes: • Raíces • Hojas Gramíneas: • Raíces Arboles caducifolios: • Hojas • Madera Coniferas: • Hojas • Madera Musgos Algas Bacterias m.o. de los suelos

Ceras, grasas, resinas

Proteínas

Celulosa

Hemicelulosa

Lignina y derivados

10-15 12-20

20-25 15

25-30 10-12

10-15 5

12-16

5-12

5-10

25-30

25-30

15-20

15-20

3-5

4-10 0,5-1

15-25 40-50

10-20 20-30

10 20-25

40-50 -

20-25 -

5-7 0,1-1,0

20 45-50

15-20 15-25

15 25-30

60-70 -

—

5-10 10-15 40-70 30-35

15-25 5-10

30-60 50-60

no -

-

10-12

-

0,8-7,7

-

3-5

-

5-12

C/N

-

30-50

-

4-5 8-15

Comparando estos contenidos con los de la m.o. del suelo se deduce que los procesos de humificación implican cambios muy importantes en las estructuras orgánicas. La rela­ ción C:N:P de la biomasa vegetal es del orden de 500 : 10 : 0,6. Dado que los organismos que descomponen la m.o. presentan valores de aproximadamente 50 : 10 : 1, y que la m.o. tiene relaciones del orden de 100 : 10 : 1, ello indica que en los diversos estadios del ciclo de la m.o. en el suelo se debe liberar C, N y P (Bergstróm y Kirchmann, 1998). La relación C/N en suelos de bosque de robles es de 8 a 10, en una landa de brezos de 12 a 13, en un bosque de pino silvestre de 22 a 23, mientras que en un epipedión de un suelo de cultivo es de 8 a 15 (Duchaufour, 1950).

2.

Técnicas de estudio de los componentes orgánicos de los suelos

2.1. Una panorámica sobre un tema complejo El contenido total de m.o. no es el mejor indicador del funcionamiento del suelo, por lo que se ha intentado siempre llegar a caracterizar las distintas fracciones que la componen. El ingeniero forestal danés P.E. Müller (1840-1926) fue encargado a partir de 1866 de un programa de investigación sobre la recuperación de suelos y la reforestación de landas de su país. Hacia 1880, introdujo los términos y definió los tipos de humus «mull» y «mor», 174

conceptos posteriormente adoptados por otros muchos autores (Kubiena, 1952; Duchau­ four, 1950, 2001; Kononova, 1967; Demolon, 1965, entre otros). Las técnicas analíticas clásicas para estudiar la m.o. del suelo se han basado en extracciones sucesivas, ya sea por flotación a valores normalizados de densidad del líquido (a veces mal denom inada densitom etría), ya sea en soluciones acuosas a diversos pH. Este tipo de fraccionamientos llevó a diferenciar los ácidos húmi­ cos (AH), los ácidos fúlvicos (AF) y las huminas. La espectroscopia infrarroja ha sido y sigue siendo una técnica de uso muy generalizado, así com o la degradación química, seguida del análisis de productos liberados. A partir de 1980, dos técnicas instrum entales han permitido avances muy con­ siderables para precisar la com posición de las sustancias húmicas: la resonancia magnética nuclear ( l3C-NM R) y la pirólisis (Schulten y Leinweber, 1996; Schnitzer, 1990, Stevenson, 1994). Las ventajas e inconvenientes de los diversos proce­ dimientos clásicos de aislam iento de las sustancias húmicas pueden consultarse, entre otras, en la obra de Thurm an (1985). Se describen de forma muy sucinta las principales técnicas para el estudio de la m.o., pudicndo recurrir a la bibliografía que se indica para un estudio más especializado: Técnicas de estudio

Descripción suscinta y comentarios

Estudios en campo (Cap. 2 y 3). Observación a simple vista o con ayuda de una lupa de mano.

Identificación de horizontes según el contenido de m.o. (coloración oscura). Grado de unión de la m.o. y la fracción minerales (granos de cuarzo limpios o teñidos). Diagnóstico de tipos ecológi­ cos de humus.

Observaciones microscópicas (Cap. 5). Toma de muestras inalteradas: • Impregnación en resina. Fabricación de una lámina delgada. Observación con microscopio polarizante. • Preparación de la muestra. Observación con un microscopio electrónico de barrido (SEM).

Identificación de restos orgánicos, organizacio­ nes e interacciones entre m.o. y materia mineral, forma y tamaño de poros; tipo de estructura, etc. a diferentes escalas (Bal, 1973; Babel. 1975, 1985; Stoops et al., 2003).

Fraccionamiento físico.

Permiten separar la m.o. reciente de la más evo­ lucionada y estabilizada. El fraccionamiento se hace atendiendo al tamaño establecido por tami­ zado. Resulta útil para estudiar la dinámica de la m.o.

• Separaciones por flotación.

Se separa la m.o. ligera (LF) que flota en un líquido de densidad 1.6-2.0 g cm-3. La introduc­ ción de reactivos inorgánicos para obtener solu­ ciones densas (C am bardella y E lliott, 1993; Meijboom, 1995) ha permitido sustituir el uso del bromoformo-etanol, altamente tóxico.

• Separación física o mecánica.

Se separan agregados de distinto tamaño. La fracción más gruesa (>50 mm) y más ligera (<1.6 g cm -3), se denom ina m.o. particulada (MOP). En la MOP de baja densidad es posible

175

observar todavía la estructura de las células. Al descomponerse más la m.o., la MOP se hace más densa y ya no es posible reconocer en ella el material de la planta. Cuando la m.o. alte­ rada está unida a la arcilla y al limo, deja de c o n sid e ra rse m ateria o rg án ica p a rtic u la d a (Luxmoore, 2001). La disgregación de una muestra en agua y tami­ zado permiten obtener las fracciones de tamaños equivalentes al de la arena, limo y arcilla, y con ello el C orgánico particulado (COP). Presenta una estructura celular reconocible y que se va perdiendo progresivamente en las partículas más finas (Baldock y Nelson, 2000). • Dispersión ultrasónica en agua, seguida de se­ dimentación.

Análisis químicos • Determinación del C-orgánico.

Permite aislar los complejos órgano-minerales asociados con fracciones de distintos tamaños. Es un método menos destructivo que el trata­ miento con NaOH y más selectivo para aislar la m.o. unida a componentes minerales (Bruckert, 1978) Permite estudiar la MOP ocluida (Golchin et al., 1994; Caravaca et al., 1999; Bremner y Genrich, 1990). No es una técnica muy utilizada.

Análisis clásico: oxidación con dicromato potá­ sico en medio sulfúrico.

• Fraccionamiento de la m.o. y extracción frac­ cionada de sustancias húmicas.

Separación de la m.o. no humificada y de las sus­ tancias húmicas e identificación de las fraccio­ nes: AH, AF y humina. Las extracciones alcali­ nas con NaOH (con o sin pirofosfato sódico) han venido constituyendo el enfoque más generali­ zado. Algunos investigadores indican que la extracción es incompleta, carece de significación biológica y se producen artefactos durante la extracción, por lo que han buscado técnicas ana­ líticas más selectivas.

• Análisis elemental orgánico.

Determinación de los elementos mayoritarios. En los ácidos húmicos C (50-60 %), O (30-50 %), N (1 -6 %), H (4-6 %) y S (0-2 %) (Stott y Martin, 1990).

Métodos no destructivos • Espectroscopia ultravioleta-visible.

176

De interés para identificar aromaticidad con la que parecen estar relacionadas las absorbancias a a 465 nm (E4) y a 665 nm (E6). Algunos autores han utilizado la relación E4/E6, indicando a que cuando su valor es mayor, menor es el tamaño molecular (Chen et al., 1977). También indican que es m enor en los ácidos húm icos, por su mayor grado de condensación, mayor peso mole­ cular y abundancia de sustancias arom áticas frente a las alifáticas.

• Espectroscopia infrarroja (IR).

De interés y muy adecuada para identificar gru­ pos funcionales: - OH, C - H (alquílico o alifático), amida C = C, grupos quinónicos C = O y para estab lecer la presencia de lignina. Los espectros IR han puesto de manifiesto el alto contenido de grupos funcionales que contienen oxígeno (C 0 2H, OH y C = O) en las sustancias húmicas. Algunos autores consideran que los espectros IR resultan complejos y difíciles de interpretar (Schnitzer, 1990).

• Espectrometría de resonaneia magnética nu­ clear (,3C NMR) (Wilson, 1987, 1990).

Permite cuantificar la aromaticidad, estructuras alquílicas (principalm ente polim etileno) y Oalquílicos (invisibles para otras técnicas), por ejemplo, carbohidratos y estructuras con unio­ nes éter (Skjemstad et al., 1997). Estos resulta­ dos han hecho cam biar la concepción que se tenía de la composición cuantitativa de la m.o. (Hacher et al., 1980). Permite analizar muestras de suelo completo, sin necesidad de extraer la m .o., así com o su stan cias húm icas aisladas (Schnitzer, 1990), identificando los grupos fun­ cionales.

• Espectroscopia de resonancia de espín electró­ nico (ESR).

Constituye una técnica para cuantificar los radi­ cales libres estables (electrones desaparejados) en las sustancias húmicas (Atherton, 1973). Los espectros permiten calcular el número de radica­ les libres referidos a la unidad de masa. Sin embargo, es una técnica que ha resultado poco productiva en la determinación de la estructura de las sustancias húmicas (Schnitzer, 1990). Por el contrario, resulta de mayor interés para el estu­ dio de los complejos AH-metal y AF-metal, ya que permite determinar si son de esfera interna o de esfera externa (Cap. 9), aspectos importantes para explicar la formación de complejos (Evangelou, 1999).

• Determinación de tamaños moleculares. — Técnicas electroforéticas.

Son poco utilizadas actualmente. Permiten sepa­ rar los AH pardos, que migran al cátodo, de los AH grises que migran poco, al tener una menor carga superficial en relación a su masa. Técnicas poco in fo rm ativ as p or el hecho de que son muchos los parámetros moleculares que influyen en la movilidad iónica.

— Cromatografía en columna de gel (gel permeación).

Se utiliza para purificar y fraccionar según el tamaño molecular. Método relativamente senci­ llo. No se utiliza mucho actualmente.

— Cromatografía gas-líquido.

Permite separar productos de degradación.

Métodos destructivos químicos

A partir de 1970 se empezaron a desarrollar estas técnicas que han permitido identificar unidades estructurales (Schnitzer, 1977). Sus resultados

177

deben interpretarse con precaución, tanto por las alteraciones que pueden tener lugar durante la degradación, como por ser selectivas. • Suaves: H20 , HCI, persulfato potásico.

Generan pocos artefactos, pero la información obtenida es muy parcial.

• Enérgicos: perm anganato, óxido de cobre (CuO), perborato sódico. • Específicos: transesterificación con trifluoruro de boro. Métodos de degradación térmica • Pirólisis analítica. — Pirólisis de punto de Curie: se trabaja a temperatura constante. — Pirólisis de flash y pirólisis gradual: el cale n tam ien to es p ro g re siv o con un máximo y un enfriamiento gradual.

Fue utilizada por primera vez por Nagar en 1963 para caracterizar ácidos húmicos. Al aplicar energía térmica a una macromolécula, ésta se rompe por los enlaces más débiles. Esto da origen a una serie de productos cuya natura­ leza depende de la estructura molecular inicial (McColl y Gresser, 1995). Se separan haciéndo­ los pasar por un cromatógrafo de gases. Poste­ riorm ente se identifican los fragm entos por espectrometría de masas: Py-GC-MS (Sáiz-Jiménez, 1996). Se obtiene información acerca de los compuestos constituyentes de las macromoléculas. La combinación de diversas técnicas Py-GCMS y Py-FIMS ha sido estudia por Kógel el al., (1988).

Modelos de agregación y morfología Macromolecular de las sustancias húmicas.

Enfoque fractal.

Aplicaciones informáticas al estudio de la m.o.

Empleo de un programario (software) de aplica­ ciones informáticas de diseño molecular para el estudio de estructuras químicas tridimensionales, cuya realidad debe ser verificada en cada caso.

— Modelos teóricos y de simulación.

La dinámica de la m.o. del suelo se puede abor­ dar con la ayuda de m odelos de sim ulación (Falloon y Smith, 2002).

— Modelo de Rothamsted (Jenkinson, 1990, Coleman y Jenkinson, 1996).

El C del suelo se supone distribuido en cinco grandes compartimentos, cuya m.o. difiere en su estabilidad (Falloon y Smith, 2002).

— Modelo Century (Parton el al., 1987).

ESTUDIO DE CASOS 1.

Al aplicar la técnica 13C NMR al estudio de la materia orgánica particulada (MOP), tras una dispersión ultrasónica y tamizado, se ha observado que la disminución del tamaño de partícula (20-53 pm) inducido por un aumento de la descompoción está asociado con una pérdida de carbono O-alquilo y una acumulación de carbono aromático y alquilo (Baldock ef al., 1992). ¿A qué hace referencia la MOP?

178

Indicar alguna característica de las técnicas utilizadas. 2.

Los alpechines no se pueden utilizar para la generación de biogas, ya que no se biodegradan ni fermentan anaeróbicamente. Proponer alguna explicación.

BASES PARA LA DISCUSIÓN 1.

Los alpechines, a pesar de ser en su mayoría compuestos hidrosolubles y contener azúcares y N, son antibacterianos e inhiben la actividad de las enzimas (Almendros, 2003, com. personal).

En la puesta a punto de una técnica, así como en análisis en serie, se requiere llevar a cabo un control de calidad. Para ello se suele introducir periódicamente en las series de análisis una misma muestra patrón. También se colabora con redes de laboratorios, con los que se contrastan métodos, procedimientos y resultados. La International Humic Substances Society (IHSS) ha establecido una serie de patrones de sustancias húmicas a partir de suelo, turba, leodardita y agua superficial (MacCarthy et a i, 1986). Para inter­ pretar correctamente los resultados y evitar errores al utilizar este tipo de material, habrá que tener en cuenta la distinta procedencia y los métodos analíticos utilizados en cada caso (Carballas, 1993).

2.2. Modelos de agregación y morfología macromolecular de las sustancias húmicas: Enfoque fractal La obra Fractals in Soil Science de Baveye et al. (1998), los trabajos presenta­ dos en el C ongreso M undial de la Ciencia del Suelo celebrado en M ontpellier (Francia) en 1998, los de Pachepsky et al. (2000) y otros investigadores ponen de manifiesto el posible interés en utilizar el enfoque fractal, generalizado por Mandelbrot (1975, 1982), en investigación de suelos en general, con aplicaciones al estudio de las estructuras de las sustancias húmicas. Así, Rice y Lin (1993) han demostrado que es posible describir la naturaleza de los materiales húmicos utilizando concep­ tos de geom etría fractal y Senesi (1999), entre otros, han seguido este enfoque, bibliografía a la que se debe recurrir para ampliar la síntesis que sigue. No obstante, otros autores consideran que este enfoque no aporta conocimientos nuevos, sino que simplemente constituye una nueva manera de expresar las cosas. Seguidam ente se hace una breve síntesis del enfoque fractal. El suelo, al ser un medio poroso y fragm entado de carácter heterogéneo, puede ser descrito utili­ zando la g e o m e t r ía f r a c t a l, que permite una descripción cuantitativa de sistemas heterogéneos altamente irregulares. Una representación sencilla y sucinta de sus estructuras com plejas a través de la param etrización, se consigue definiendo un número sencillo, la d im e n s ió n f r a c t a l. Son susceptibles de una descripción fractal debido a su heterogeneidad y com plejidad (Senesi y Bourrie, 1998) los siguientes aspectos del suelo: 179

— S u stan cias h ú m ica s, geometría de superficie, procesos de agregación, etc.

— Estructura del suelo. — Espacio de huecos. — Distribución del tamaño de partículas y de los agregados. — Patrones de fragmentación del suelo. — Variabilidad espacial de la cohesión de la superficie del suelo. — Retención de agua. — Conductividad hidráulica. — Constituyentes del suelo y de sus propiedades. — Evaluación de la irregularidad de la superficie de las partículas. — Patrones de microcompartimentación de la m.o. — Descripción del sistema radicular de las plantas. — Minerales arcillosos y óxidos. — Microbiología del suelo, etc.

Al utilizar el enfoque fractal no debe olvidarse que cualquiera de las propiedades del sistema se promedia y, por ello, cualquier interpretación de los resultados tiene una validez estadística (Senesi, 1999). De acuerdo con Mandelbrot (1982) y Senesi (1999) algunos de los principales conceptos utilizados en geometría fractal son los siguientes:

F ractal: objeto de configuración tenue y esparcida. Un objeto fractal lleva asociada una dimensión no entera denominada d im en sió n fra cta l, que refleja el espacio actual ocupado por el objeto en estudio (Mandelbrot, 1982; Pfeifer y Obert, 1989). Para tener una visión intuitiva de un objeto fractal, obsérvese un árbol, sus sucesivas ramificacio­ nes repiten una misma pauta, desde el tronco hacia arriba van siendo cada vez menores, pero cada ramificación sucesiva (subunidad) desempeña funciones reiterativas respecto a la siguiente. Se está en presencia de una estructura fractal. P rop ied ad es fractales:

— Repetición de una pauta. — Cada unidad fractal consta de subunidades semejantes. — Cada unidad puede ensamblarse con otras idénticas para formar una unidad todavía mayor y así sucesivamente. — Cada generación contiene huecos cuyo tamaño es proporcional a la escala de la generación particular. — Repetición del desorden o aleatoriedad a una escala de longitud apropiada, es decir, invarianza infinita frente a los cambios de escala: cualquier porción del diseño tiene el mismo aspecto que el diseño en su conjunto. Permanecen inalterados bajo cual­ quier operación de dilatación.

180

— El grado de irregularidad es independiente de la escala y el desorden persiste cuando se prueba el sistema a escalas menores o mayores. — Simetría respecto a dilataciones y contracciones (homotecias). — Al aumentar el tamaño de un fractal disminuye su densidad. D im ensión fractal (D):

— Es un descriptor valioso para entender y cuantificar las variaciones en la morfología y agregación como una función de las diversas condiciones del sistema (Meakin, 1991). — Es un número que expresa el progresivo escalonamiento de un fractal. — No es un número entero, sino una fracción, lo que expresa que puede haber dimen­ siones intermedias, por ejemplo, entre la de la recta (unidimensional) y la del plano (bidimensional). Por este motivo Mandelbrot acuñó el término de fractal. — Está relacionada con el comportamiento a escalas en las que los detalles particulares se difuminan y desaparecen como resultado de sucesivas operaciones de premedita­ ción. — Puede computarse directamente de datos experimentales a partir de propiedades del sistema que pueden describirse por medio de leyes de potencia (power laws). Ley de potencia:

Expresa el escalado exponencial de la forma: p <*• V'1. p = propiedad considerada. V = variable considerada. y= relacionada con la dimensión fractal.

En los objetos Euclídeos no fractales, objetos ordenados, la dimensión fractal coincide con la dimensión topológica: Dlop. Así, DIop = 0, para un conjunto de puntos desconectados; 1 para una curva, 2 para una superficie, 3 para un sólido. En un objeto fractal se cumple:

D ^ Dlop d > D > Dlop d = dimensión de encaje (embedding) en el espacio Euclídeo (d = 3, generalmente). D - Dtop expresa el desorden del sistema.

Se pueden describir tres tipos de sistem a s fra cta les: fractal de masa (sistema en el que la escala de masa y de superficie son la misma, dimensión fractal de masa, Dm, que puede proporcionar medidas cuantitativas del grado de porosidad o compactación); fractal de poro (sistema en el que la escala del espacio de huecos y superficie son la misma, dimensión fractal de poro, Dp; y fra cta l d e su p erficie (sistema para el que sólo la super­ ficie es fractal, dimensión fractal de superficie, Ds, expresa el grado de corrugación de la superficie que tendrá efecto sobre la asociación de partículas y procesos de dispersión (Senesi, 1999). 181

La comprensión de ios aspectos intuitivos de los fractales para predecir sistemas natura­ les no requiere grandes conocimientos matemáticos, pero no es así si se quiere profundizar en la teoría de los fractales (Falconer, 1990). Con objeto de proporcionar a nivel introductorio una idea de la geometría fractal y de los procesos de fragmentación, se presentan algunos ejemplos. De un elemento iniciador (una recta, un cuadrado, un cubo), por medio de una secuencia de operaciones de extracción, se puede crear lo que se ha venido en denominar, incorrectamente, «monstruos» matemáticos: el grupo de Cantor, el tapiz de Sierpinski, o la esponja de Menger (Baveye et al., 1998). En el caso de la esp o n ja d e M en g er se parte de un cubo. De cada una de sus caras se extraen secuencialmente formas cuadradas, que tienen continuidad hacia el interior del cubo. Cada vez se extrae un prisma centrado en las superficies que sucesivamente se van generando en las caras del cubo. En una primera extracción (II) se extraen tres prismas y se generan 20 subcubos, de los que se extraen 8 prismas por cada cara del cubo inicial y así sucesivamente, ad infmitum. La estructura ahuecada resultante es la esponja de Menger:

La relación entre una de las sucesivas densidades aparentes del objeto resultante tras la extracción de cubos (pn) y la densidad real (p0) vendrá dada por la expresión:

Pn

L,

Po

. Po .

3 - (Ln20-Ln3)

donde: r„ = lado del cubo después de la n-ésima extracción. r0 = lado del cubo.

Cuando n tiende a infinito, el volumen del cubo resultante prácticamente tiende a 0, la esponja de Menger está constituida en este caso por un conjunto incontable de puntos con una dimensión topológica igual a cero. La expresión anterior predice para etapas interme­ dias que, a medida que aumenta el tamaño del conjunto, su densidad disminuye. Este com­ portamiento de la esponja de Menger había sido observado por Chepil (1950) para los agre­ gados del suelo (Baveye et al., 1998). Para profundizar en las aplicaciones del enfoque fractal se puede acudir a la obra de Avnir ( 1989) y para el estudio de los modelos de agregación y de la morfología de las sus­ tancias húmicas pueden consultarse los trabajos de Senesi (1999), Rice y Lin (1993), Rizzi et al. (1994), entre otros. 182

3.

Evolución de la materia orgánica: descomposición y mineralización

3.1. Esquema general de la evolución de la m.o. La m.o. sufre en el suelo una serie de alteraciones cuyas vías varían según sean las condiciones del medio, en especial si éste es aerobio, que es el que se detalla, o anaerobio. Se pueden agrupar en procesos de: — Descomposición con efectos de fragmentación y catabolismo. — Mineralización (paso a formas inorgánicas). — Humificación (reorganización y neoformación de productos orgánicos). El modelo conceptual para describir los procesos que experimentan los mate­ riales orgánicos desde su incorporación al suelo y las interrelaciones que se produ­ cen puede esquem atizarse com o sigue:

1.2. Descomposición y mineralización de la m.o. La superficie de los tejidos vegetales, todavía en la planta, empieza a ser invadida por orga­ nismos saprofitos. Si se observa a simple vista una hoja seca, su descomposición inicial pone en evidencia que la parte entre las nerviaciones, constituida principalmente por celulosa, desa­ 183

parece primero. Ello es debido a que la velocidad de descomposición no sólo depende de la composición, sino también de la estructura anatómica (Gaucher, 1971) y de la parte de la planta de que se trate. Paralelamente, se van produciendo cambios bioquímicos en los tejidos senescentes, hay síntesis de enzimas, ruptura de la membrana celular, autooxidación y forma­ ción de compuestos de tipo fenólico. La descomposición implica tanto procesas abióticos como bióticos, que resultan en tres fenómenos: lixiviación (liberación de compuestos simples solubles), fragmentación y catabolismo. La necromasa es fragmentada progresivamente en partículas de tamaño cada vez menor, hasta tal punto que su estructura histológica va siendo cada vez más irreconocible. La alteración de la m.o. en el suelo está inseparablemente ligada a la actividad de los microorganismos. Las sustancias solubles (azúcares, aminoazúcares, feno­ les, aminoácidos, etc.) liberadas durante la descomposición pueden ser lixiviadas rápidamente de los residuos, ser utilizadas como nutrientes por los organismos heterótrofos del suelo o pasar a formar parte de la estructura de sustancias húmicas en formación. En la descomposición de la m.o. intervienen los microorganismos, que típicamente incluyen bacterias (en medio básico), hongos, actinomicetes, algas y protozoos; la mesofauna edáfica, integrada por lombrices, moluscos, nemátodos y pequeños artrópodos (insectos, ácaros y miriápodos). Como se ha indicado, en una cierta escala temporal y en condiciones naturales en que el C orgánico del suelo se intercambie activamente con el de la atmósfera, el contenido de m.o. no aumentará de forma indefinida. Ello se debe a que parte de la materia orgánica incorporada y de la que contiene el propio suelo experimentan procesos de mineralización, unos rápidos y otros mucho más lentos. La mineralización se puede seguir por medio de la tasa de liberación de C 02. Partiendo de una m.o. fresca, se observa una primera etapa muy activa, que corresponde a la liberación de materiales orgánicos lábiles (azúcares, aminoazúcares, aminoácidos y ácidos orgánicos), seguida de una segunda etapa en la que la actividad biológica es decreciente. En ella se mine­ ralizan la celulosa, hemicelulosa, quedando los materiales recalcitrantes (Hausenbuiller, 1972):

Azúcares Am inoácidos Am inoazúcares Ácidos orgánicos

184

Los procesos de m ineralización dan lugar a productos inorgánicos, tales como: H20 , C 02, NH4+, N 0 3~, P 0 4v , S 0 42-, etc. La descomposición y la mineralización no tienen lugar en una sola etapa, sino en cascada, con tasas diversas en los diferentes procesos. Todo ello explica el continuum de materiales y la gran heterogeneidad de las sustancias resultantes. La mineralización tiene importancia en el ciclo de nutrientes de las plantas, ya que clá­ sicamente se acepta que la nutrición requiere la mineralización y liberación de nutrientes, como paso previo a su absorción por las raíces de la plantas (Marschner, 1986). Este enfo­ que entra en contradicción con algunos planteamientos de la agricultura biológica, según los cuales no se requiere tal mineralización, ya que según este enfoque las plantas son capa­ ces de absorber directamente moléculas orgánicas (Rusch, 1972).

3.3.

Procesos y tasas de mineralización

Los procesos de m ineralización se caracterizan por:

— Determinados elementos por acción microbiana pasan de estar formando parte de sustancias orgánicas a integrar compuestos inorgánicos, sólidos o gaseosos, que pueden disolverse, adsorberse o desprenderse como gas; estas formas minerales pueden constituir nutrientes para las plantas y los microorganismos; dependiendo de la calidad de la materia orgánica incorporada una parte importante del C orgánico incorporado al suelo será devuelta a la atmósfera como C 0 2. — Una mineralización rápida, en medios biológicamente activos, puede tener lugar en un año; por el contrario, en medios anaerobios la mineralización es mucho más lenta, la m.o. se va acumulando y puede dar lugar a la formación de turbera (Histosol). La acidez también frena la mineralización, al predominar los hongos frente a las bacterias — En suelos bien aireados se libera amonio, en forma de NH+4 que, al oxidarse, se transformará en NO,“, mientras que en condiciones anaerobias, se reducirá a óxido nitroso (N20 ) y a N2 que pasará a la atmósfera (Cap. 28).

La velocidad o tasa de m ineralización de la m.o. expresa el porcentaje de carbono orgánico inicial que se mineraliza en un período de tiempo determinado. Constituye un indicador de la actividad biológica en un medio dado. Está relacionada con la actividad respiratoria y con la eficacia relativa de los microorganismos en los procesos de descom­ posición. Bekku et al. (1996) han realizado un estudio comparativo de diversos métodos para medir la respiración del suelo. Se puede evaluar en laboratorio, incubando en un recipiente hermético una muestra en condiciones óptimas de temperatura (28° C) y humedad y midiendo el C 0 2 producido secuencialmente o bien al cabo de un cierto número de días, para determinar la cinética de la mineralización por incubación aeróbica (Fernández et al., 1999). Estas técnicas pueden utilizarse para determinar el efecto que sobre la actividad bioló­ gica tiene el añadir al suelo distintos tipos de productos (residuos de cosechas, estiércoles, composts, lodos, etc.) y poder evaluar así la capacidad de un suelo para actuar como depu­ rador natural. Por otro lado, los cambios en la actividad mineralizadora de C se considera 185

Com ponente

M ineralización

Azúcares Proteínas

Microbiana rápida 70-85 % del C orgánico pasa a C 0 2 en 6 a 12 meses,

Hemicelulosa Celulosa

Microbiana intermedia

Lignina Compuestos fenólicos Grasas y ceras

Microbiana lenta

un buen indicador de los efectos inmediatos del fuego sobre el suelo (Fernández et al., 1999). El mareaje de un sustrato individual con l4C permite estudiar la mineralización de dicho sustrato a partir del l4C 0 2 desprendido (Cresser et ai, 1993). Sisabough y Moorhead (1997) han propuesto la utilización de análisis enzimáticos para modelizar la descomposición de la m.o., basados en la determinación de las actividades enzimáticas clave implicadas. La evaluación de la actividad microbiana puede llevarse a cabo igualmente mediante la determinación de las tasas metabólicas (Anderson, 1994), lo que permite entender mejor el desarrollo de la comunidad microbiana. La descomposición de la m.o. genera una elevada demanda de N, ya que los hongos y bacterias que intervienen en su transformación tienen relaciones C/N mucho más bajas que la m.o. que consumen. Por ello, se puede predecir que la m.o. con contenidos altos de N se descompondrá más rápidamente, al favorecer el crecimiento microbiano (Cotrufo et al., 2000) y que un aporte de N mineral tendrá un efecto positivo en la descomposición. No obstante, los trabajos de Bcrg et al. (1982) han puesto de manifiesto que, si bien esto es cierto para las primeras etapas del proceso (m.o. lábil), en etapas posteriores, la concentra­ ción de lignina, por su carácter recalcitrante, será un mejor prcdictor de la tasa de descom­ posición. Los procesos de alteración de la lignina han sido estudiados, entre otros muchos investigadores, por Almendros y González-Vila (1987), poniendo de manifiesto la impor­ tancia de la presencia de sustancias inhibidoras en ellos.

3.4.

Factores que condicionan la degradación y mineralización

La dinám ica de la m ineralización de la m.o. viene condicionada por factores intrínsecos y extrínsecos, que inciden sobre las poblaciones de m icroorganismos (tipo y actividad) y orientan las reacciones quím icas y bioquím icas que pueden tener lugar en un medio edáftco determ inado. Entre los diversos factores cabe indicar:

Calidad de la m ateria orgánica

La biodegradabilidad relativa de la m.o. depende: — De la relación entre compuestos lábiles y compuestos recalcitrantes. — De la presencia de inhibidores (antibióticos microbianos).

186

Los residuos ricos en lignina y polifenoles se descomponen lentamente (masas foresta­ les de resinosas), mientras que las gramíneas, al ser más ricas en celulosa, se alteran más rápidamente, y más todavía las leguminosas al tener relaciones C/N moderadas. Categoría de suelo: m edio fisico-quím ico

— Reacción del suelo (pH): los medios ricos en lignina tienden a acidificarse (Gaucher, 1971), lo que favorece a los hongos frente a las bacterias. — Régimen de temperatura: en climas cálidos (25-35° C) y húmedos (> 1.000 mm) la mineralización es rápida, mientras que en climas fríos y húmedos la m.o. tiende a acumularse. — Régimen de humedad, alternancia desecación/humectación y suministro de oxígeno. — Aireación: aerobiosis/anaerobiosis. — Profundidad en el perfil (Rovira y Vallejo, 1997; Kay y Vanden Bygaart, 2002). — Interacciones entre los componentes orgánicos y la arcilla: oclusión física de la m.o. en microagregados resistentes, lo que impide el acceso de los microorganismos o sus enzimas, así como la presencia de impedimentos estéticos en la matriz del suelo (encapsulación molecular, adsorción, etc.) y la asociación con productos que controlan la degradación (aminoácidos con fenoles, por ejemplo) hacen imputrescible la m.o. Factores abióticos

— Fragmentación por la fauna, mezcla o bioturbación (Cap. 17), abrasión física, lixivia­ ción. — Riego. — Técnicas de laboreo (Franzluebbers y Arshad, 1997). — Contenido de arcilla y tipo de arcilla. — Incendios (Bauhus et al., 1993; Fernández et al., 1999). Factores bióticos (principales agentes de la mineralización)

— Microorganismos: afectan los procesos bioquímicos y los productos de la descom­ posición. — Las bacterias son las más numerosas, si bien la acidez favorece a los hongos. — La escasa movilidad y el restringido acceso a los nutrientes de las comunidades microbianas hacen que sean comunidades durmientes en condiciones desfavorables, pudiendo sobrevivir a condiciones de estrés. — Coleman y Crossley (1997) han descrito el distinto modo de crecimiento de las bac­ terias y hongos. Las primeras ocupan un volumen limitado, de sólo unos pocos mm, sin apenas movilidad, mientras que los hongos desarrollan hifas, que pueden crecer a lo largo de distancias relativamente grandes, en algún caso incluso varios kilóme­ tros. Ello les permite penetrar en huecos y con la segregación de enzimas pueden lle­ gar a descomponer la m.o.

Los estudios de incubación de diferentes tipos de m.o. fresca pone de manifiesto grandes diferencias según se trate de paja de arroz, rastrojo de maíz o alfalfa (Waksman y Tenney, 1928): 187

0

4

8

12

16

20

24

28

Período de incubación (días)

Los factores descritos pueden variar de intensidad a lo largo del año, lo que se reflejará en el ritmo de mineralización. Ello puede deberse al aporte de m.o. en un momento determinado (por ejemplo, la caída de hojas en un bosque caducifolio) y a que la actividad m icrobiana sea m ayor o menor según sean la tem peratura y la humedad a lo largo del año, en definitiva responde al ritmo cambiante de las con­ diciones de medio.

3.5.

Procesos específicos de alteración de la m.o.

Los hidratos de carbono constituyen alimentos importantes para la microflora del suelo, siendo degradados rápidamente por enzimas específicas a C 02 y H20 . Los monosacáridos (por ejemplo, glucosa y fructosa) apenas se hallan presentes en la m.o. del suelo. La celulosa es uno de los primeros polisacáridos atacados por los microorganismos en los primeros estadios de la descomposición (Evangelou, 1999). Se descompone rápidamente en el suelo a celobiosa, excepto si las fibras de holocelulosa (celulosa y hemicelulosa) están impregnadas de lignina, que las une dando rigidez a la planta. La despolimerización inicial (hidrólisis enzimática) viene catalizada por enzimas extracelulares (celulasas) libres en el suelo o bien adsorbidas en los coloides del suelo. La celobiosa formada se fragmenta intracelularmente por acción de la enzima /Lglucosidasa. En condiciones aerobias, dos tercios de la celulosa inicial se convertirán en C 02, mientras que en condiciones anaerobias la descomposición generalmente produce ácido acético. En ambos casos, la descomposición es una fuente de energía. Las hemicelulosas, en la primera fase se degradan más rápidamente que la celulosa (Evangelou, 1999). Los polisacáridos, como componentes orgánicos de estructura específica que son, no pueden considerarse comprendidos dentro de la definición de sustancias húmicas, no obs­ tante, dado que algunos resisten la biodegradación, entran a formar parte de la m.o. del suelo entre un 10 y un 30 %. Su importancia se debe a que muchos de ellos intervienen en 188

la formación de agregados, a los que confieren una gran estabilidad. Su destrucción oxidativa puede hacer disminuir entre un 30 y un 90 % la estabilidad de la estructura (Tan, 1982). Las ligninas, por sus núcleos aromáticos, son los componentes más resistentes a la biodcgradación, no obstante, los hongos son capaces de ir descomponiendo la lignina. En sue­ los ácidos, algunos hongos ligninolíticos son muy activos (Gobat et al., 2003). Sin embargo, por lo general, la lignina es recalcitrante y protege la celulosa de los ataques microbianos, al estar ésta atrapada dentro de las paredes celulares (Chesson, 1997). No obs­ tante, no hay que olvidar que la lignina es material de partida para la formación de sustan­ cias húmicas, sufiendo alteraciones que hacen que, como tal, no se halle en las sustancias húmicas. La proporción de C procedente de lignina tenderá a aumentar con el tiempo en el suelo, pero no la lignina como tal. La descomposición de la lignina puede tener lugar en tres estadios. En el primero, los grupos hidroxilo se esterifican; en el segundo, tiene lugar la despolimerización y, el tercero afecta a los anillos fenólicos. Una vía posible de degrada­ ción del alcohol coniferílico puede ser (Cresser el al., 1993): ChLOH

I

CH

I

Alcohol coniferílico

Á cido protocatéquico

No obstante, la degradación de la lignina puede verse inhibida por altas concentracio­ nes de N en el suelo, por lo que la relación lignina/N controla su descomposición. La rela­ ción (lignina + polifenol)/N se puede utilizar como predictor de la descomposición y libera­ ción de N por parte de los materiales vegetales y, por ello, de la disponibilidad de N, la nitrificación y la desnitrificación (Handayante et al., 1994). Las proteínas por medio de descomposición microbiana dan lugar a aminoácidos y al mineralizarse éstos se produce NH4+, N 0 3~ y S 0 42-. Los lípidos desempeñan diversas acciones: interacciones alelopáticas entre plantas superiores; agentes antimicrobianos (Lynch et al., 1976); por su carácter hidrófobo pueden afectar las propiedades físicas de los suelos; si se hallan a baja concentración pueden mejo­ rar la estabilidad de los agregados y con ello la estructura del suelo, al influir sobre las pro­ piedades de superficie de los agregados, a los que impermeabilizan, evitando con ello la entrada de agua por capilaridad y el colapso de los mismos (Dinel et al., 1990). El pro­ blema de la «fatiga» de los suelos de cultivo (disminución de los rendimientos, enanismo, amarillamicnto, etc.), cuyo origen resulta difícil de explicar (Bouhot, 1983), se empezó a estudiar a partir de 1960 en Holanda, Francia, Bélgica e Inglaterra. Parece poder relacio­ narse con una acumulación alta de lípidos y con la repelencia al agua, junto a problemas de organismos perjudiciales en el suelo y el monocultivo (Vigouroux, 1983). La composición molecular de los lípidos constituye una fuente de información ecológica acerca de la 189

estructura de los sistemas tróficos (Philp, 1985). En efecto, los lípidos en el transcurso de su evolución en el suelo pueden entrar a formar parte de la estructura de sustancias húmicas (Almendros et al., 1996, 2001). La combinación de BC NMR y GC-MS en el estudio de los lípidos de los suelos permite una descripción comprehensiva acerca de su naturaleza y evo­ lución (Almendros, 2001). En medios anaerobios actuarán aquellos microorganismos adaptados a la falta de oxígeno, con lo que los productos resultantes de la mineralización serán formas reducidas. El C se libera en forma de metano (CH4), gas con efecto invernadero; el N da lugar a N2 que se pierde en la atmósfera, lo que constituye un problema para la nutrición nitrogenada en suelos de arrozal.

3.6.

Mecanismos de resistencia a la degradación y mineralización

Las dataciones de las sustancias húmicas han puesto de manifiesto que pueden perdurar en el suelo durante miles de años. Los mecanismos propuestos por Stott y Martin (1990) para explicar la resistencia de las sustancias húmicas a la degrada­ ción y mineralización, son los siguientes:

Factores intrínsecos

— Desorden estructural que impide que las enzimas sean capaces de identificar las sus­ tancias macromoleculares (Almendros, 2003). — Recombinación en cualquier estadio del proceso de degradación de los compuestos orgánicos resultantes de la biodegradación, que pueden dar lugar a estructuras más resistentes. — La formación de complejos polifenol-proteína puede proteger al N proteico de la acción microbiana (Duchaufour, 2001). Factores extrínsecos

— Protección de los grupos funcionales de carácter catiónico cuando se localizan den­ tro de agregados del suelo de elevada densidad aparente, con huecos de menos de 1 mm, lo que los hace inaccesibles físicamente a los microorganismos y enzimas. — La alófana (Cap. 7) puede unirse a las sustancias húmicas y protegerlas de la degra­ dación.

En el caso de considerar la m .o. en su conjunto, la mineralización se puede ver fre­ nada por: — Formación de complejos entre los ácidos uránicos y metales di- y trivalentes, com­ plejos que resultan menos susceptibles a la biodegradación. — Estabilización de los polisacáridos que contienen aminoazúcares o unidades de ami­ noácido. — Formación de complejos organominerales con las arcillas. Esta preservación puede hacer que compuestos muy degradables, tales como los carbohidratos, se encuen­ tren protegidos frente a la degradación y mineralización. 190

Estudio de casos Las condiciones óptimas para la actividad de las bacterias y los hongos son aquellas en que el suelo esté húmedo, la temperatura sea de unos 3035® C y el pH próximo a la neutralidad. Los hongos proliferan bien en medios con pH ácidos, mientras que no así las bacterias, si bien son éstas las más eficientes en la descomposición de la m.o., si disponen de suficiente nitró­ geno. Se han muestreado los sucesivos horizontes de un suelo: epipedión ócrico (0-27 cm) y endopedión cámbico (27-55 cm) y cálcico (55-110 cm). Se ha determinado el contenido de m.o. y de nitrógeno Kjeldahl, obteniéndose respectivamente los pares de valores (1.8 %; 0.080 %), (0.6; 0.075) y (0.1; 0.020.. El suelo es un Xerept cálcico (SSS, 1998) (que se corresponde a un Xerochrept calcixerollico, SSS, 1996). 1.

Calcular y discutir los valores de las relaciones C/N de los distintos horizontes.

2.

Discutir porqué el nitrógeno es un factor importante en la biodegradación de la m.o.

3.

Utilizando el valor de la relación C/N de los siguientes materiales: Material

C/N

Material

C/N

Tallos de maíz Paja de cereal Heno de gramínea-leguminosa

90 80 25

alfalfa hongos bacterias

13 9 4

Discutir:

a) Comportamiento de estos materiales frente a la descomposición. b) ¿Qué efecto tendrá el enterrado de paja de trigo picada, según que se entierre a los pocos días de la siega o bien se haga unos meses des­ pués, qué medidas serán más recomendables?

c) Efectos sobre el cultivo siguiente en un agroecosistema y posibilidades de actuación. 4.

3.7.

Representar la distribución de la m.o. en el perfil.

Modelización de la mineralización de la m.o.

La modelización del proceso de mineralización de la m.o. tiene interés para poder realizar predicciones acerca de las pérdidas anuales esperables. A partir de ello, en agroecosistemas se podrá planificar los aportes de m.o. a realizar con vis­ tas a la sostenibilidad/sustentabilidad del mismo. Los modelos de descomposición deben tener en cuenta diferencias cualitativas entre tipos de recursos y la necesi­ dad de considerar las interacciones entre la calidad del sustrato y las condiciones medioambientales (Hunt et al., 1988). Con fines predictivos, en estudios de descomposición de la m.o. se han utili­ zado modelos matemáticos de tipo empírico o de caja negra, en los que se conocen 191

las entradas y las salidas, pero se desconoce la estructura interna del sistema. Según su diseño, pueden ser de compartimento único (Jenny, 1941), de dos com­ partimentos o multícompartimentales. Entre los diversos modelos que se han desa­ rrollado cabe citar los siguientes:

F o rm u lació n

Tipo

Modelo de compartimento único (Jenny, 1941; Jenkinson, 1990)

dN/dt = A-KN N = NB + (N „ -N e) eKl 1/k = Tiempo de retorno

N = Cantidad de nitrógeno en el compartimento. A = Entrada anual de N orgánico fresco. K = Tasa anual de mineralización de N orgánico del suelo. N0 = Contenido inicial de N. Nt = Contenido de equilibrio de N.

Modelo de dos compartimentos Jenkinson (1977) Henin y Dupuis (1945)

C = ae"" + b nl

C=

fA K

C p -fA

K

C = Contenido de carbono orgánico en el suelo, a, b, m, n parámetros empíricos, f = Coeficiente isohúmico. K = Tasa anual de mineralización de C orgánico. A = Entrada anual de C de las plantas. C0 = Contenido inicial del C orgánico del suelo.

Modelos multicompartimcntales

Modelos eslocásticos

En España, para realizar balances húmicos en suelos agrícolas se ha utilizado durante muchos años el modelo de dos compartimento^ propuesto por Henin y Dupuis (1945), que introducía el empleo del coeficiente isohúmico. En el momento actual, el estudio de la dinámica de la m.o. se aborda con ayuda de modelos de simulación, como el modelo Rothamsted (Coleman y Jenkinson, 1996) y el modelo Century (Parton et a i, 1996), citados anteriormente. Cualquiera que sea el enfoque, al desarrollar un modelo se debe partir de un buen conoci­ miento de los procesos en campo y se deberán validar los resultados, para determi­ nar el grado de error esperable en las predicciones. La modelización de las interacciones suelo-biosfera, en relación con las transfor­ maciones del N en el suelo y la modelización de la cinética de la nitrificación, desni­ trificación y de las transformaciones de C/N han sido revisadas por Müller (2000). 192

4.

Formación de sustancias húmicas: humificación

Los procesos de formación de sustancias húmicas (macromoléculas condensadas de compuestos aromáticos y alifáticos) se tratan con detalle en la obra Humus Chemistry de Stevenson (1994). Se puede destacar que es un tema que todavía no se ha aclarado definitivamente. Por ello, en la bibliografía se solapan enfoques del pasado, basados fundamentalmente en extracciones y fraccionamientos y aquellos planteamientos que aprovechan las prestaciones de las técnicas instrumentales que empezaron a desarrollarse a partir de 1980. Las interpretaciones se ven, por consi­ guiente, condicionadas por el enfoque que adopte cada investigador. Clapp y Hayes (1999) plantearon el tema del tam año y forma de las macromoléculas de las sustancias húm icas, aspecto de fundamental im portancia para llegar a entender reacciones básicas e interacciones con significación medioambiental.

4.1. Sustancias húmicas: enfoques basados en extracciones y fraccionamientos Los productos resultantes de los procesos de humificación se han definido de forma operacional (Swift, 1996), en términos de solubilidad e insolubilidad en solu­ ciones acuosas a diferentes pH, lo que refleja diferencias en los pesos moleculares y contenido en grupos funcionales, principalmente oxigenados. Se han distinguido:

Ácidos fúlvicos (AF) — Son extraíbles con reactivos alcalinos. — No son precipitables por los ácidos después de su extracción. — Su tamaño molecular suele ser inferior a 2.000 Da. — Su composición química no es específica, depende de la categoría de suelo (vegeta­ ción, acidez del medio, régimen de humedad), así como del método de extracción utilizado. — Su contenido en oxígeno es más elevado que el de los AH. — Son muy móviles. — Carácter fuertemente ácido, que les confiere una capacidad de meteorización de minerales (podsolización, Cap. 17). Ácidos húmicos (AH) — Son extraibles con reactivos alcalinos. — Precipitables por los ácidos en forma de flóculos de color marrón. — Su color va del pardo al negro. — Son macromoléculas complejas de unidades aromáticas unidas a péptidos, aminoazúcares, ácidos alifáticos, aminoácidos, y otros constituyentes orgánicos — Contienen más C y menos H y O que los AF, es decir, tienen un carácter más aromá­ tico y menos oxidado. 193

— Contienen menos grupos carboxílicos que los AF. — Su peso molecular es elevado. — La estructura de la molécula es compleja, está formada por unidades polifuncionales y es el resultado de una ramificación. Históricamente se distinguían (algunos tadavía lo hacen): — AH pardos: poco polimerizados y fácilmente biodegradables, solubles en una solu­ ción acuosa de NaCl. — AH grises: muy oscuros, muy polimerizados y muy estables, de mayor tamaño molecular, insolubles en una solución acuosa de NaCl. — Ácidos himatomelánicos: solubles en etanol. Humina — Representa alrededor del 20 % de la m.o. del suelo. — Conjunto de sustancias humificadas no extraíbles, difíciles de aislar. Existen muchos tipos de humina (Duchaufour, 1984, 2001): — Humina heredada: próxima a la materia orgánica fresca (constituyentes de mem­ branas). — Humina neoformada; resulta de procesos de inmovilización por cationes, no es extraible con reactivos alcalinos. — Humina estabilizada: resulta de la evolución lenta de los AH que provoca la polime­ rización de los núcleos aromáticos y un descenso de su solubilidad en los reactivos de extracción. Está ligada de forma irreversible con los minerales coloidales del suelo (arcillas y óxidos, por ejemplo). — Humina microbiana: formada por cuerpos microbianos y por compuestos alifáticos que derivan de ellos. Al igual que la relación C/N, la relación entre ácidos húmicos y ácidos fúlvicos, de acuerdo con los trabajos de los autores rusos, tales como Tiurin y Kononova, se puede utili­ zar como indicador de la humificación. Varía según la categoría de suelos de que se trate (Kononova, 1966), si bien su intervalo de valores es mucho más estrecho que para la rela­ ción C/N. Una relación AH/AF igual o superior a 1 suele indicar que la humificación ha tenido lugar en condiciones aerobias y de acidez moderada o de basicidad. Como ejemplos cabe indicar que en los Mollisoles puede tener valores de 1,5 a 2,5, en Alfisoles de 1,0, en Aridisoles de 0,7 a 1,0 y en Spodosoles del orden de 0,5. Cabe destacar que el tipo de técnicas instrumentales disponibles en cada momento ha condicionado los enfoques en el estudio de la m.o. y ha influido tanto en los resultados, como en las interpretaciones (Sáiz-Jiménez, 1996). Incluso resulta posible afirmar que, en algunos casos, las técnicas utilizadas podían ser parte del problema, al dar origen a «arte­ factos», es decir, a la formación de productos intermedios en el proceso de análisis, o a que una proporción sustancial de los constituyentes de la m.o. resulten «invisibles» (no detectables) a determinadas técnicas. Para algunos autores, una definición basada en la solubilidad resulta un tanto insatisfactoria, ya que puede incluir un amplio intervalo de fracciones orgá­ nicas que pueden ser sustancias húmicas o no, lo que es una fuente potencial de confusión e imprecisión, dificultando el intercambio de información (Swift, 1999). 194

4.2.

Aspectos genéricos de los procesos de humificación

El C orgánico que no se haya mineralizado puede permanecer en moléculas heredadas (celulosa, lignina, proteína y lípidos) o bien haber intervenido en proce­ sos complejos de síntesis química y bioquímica, dando lugar a compuestos aromá­ ticos con diversos grados de policondensación y macromoléculas muy estables, que constituyen las sustancias húmicas. Los procesos de humificación se caracte­ rizan de forma genérica por: — Reacciones químicas: oxidación y condensación, que puede tener lugar por acción enzimática (catálisis biológica) y por intervención de constituyentes minerales del suelo, tales como las arcillas (catálisis química). — Procesos biológicos en plantas vasculares y de síntesis microbiana. — Formación de sustancias complejas que no se encuentran en las células vivas, pre­ sentan una amplia gama de pesos moleculares y son constituyentes típicos del suelo (Flaig et al., 1975). — Las moléculas recién formadas sufren un proceso de maduración a lo largo del tiempo, lo que supone la asociación con otras moléculas, así como reacciones de oxidación (Tate, 1987). — Formación de compuestos orgánicos de mayor estabilidad. — El contenido de grupos funcionales y el carácter aromático difieren según las condi­ ciones climáticas y la categoría de los suelos.

4.3.

Formación de sustancias húmicas: vías

El estudio de los procesos implicados en la síntesis de sustancias húmicas ha dado lugar, a lo largo del tiempo, a la formulación de diversas teorías que propo­ nen diversas vías para explicar su formación: vía de la lignina (Waksman, 1932), vía de los polifenoles (Flaig et al., 1975), vía de la humificación directa y la vía del proceso en varias etapas (Kelley y Stevenson, 1996). Han sido descritas con deta­ lle por Stevenson (1994), quien indica que, dado que cada una de ellas permite explicar mejor unos supuestos que otros, debe considerarse que se trata de vías complementarias. Son las siguientes: Vía de la lignina Las sustancias húmicas derivan de la lignina que, al no ser completamente minerali­ zada por los microorganismos del suelo, da lugar a un residuo transformado por pérdida de grupos metoxilo (OCH3) y oxidación de cadenas laterales alifáticas. El producto resultante de este tipo de transformaciones, ácidos húmicos y humina heredada, entra a formar parte de las sustancias húmicas. Para algunos autores, la oxidación y fragmenta­ ción posterior de la lignina daría lugar primero a ácidos húmicos y luego a ácidos fúlvicos, mientras que para otros se trataría de procesos paralelos. Esta vía parece preemi­ nente en sucios mal drenados. 195

Vía de los polifenoles La lignina, por acción microbiana, da lugar a compuestos fenólicos y a ácidos que, por acción enzimática microbiana, se convierten en quinonas. Estas se polimerizan en pre­ sencia de grupos que contienen N (aminoácidos, péptidos y proteínas) y dan lugar a macromoléculas de tipo húmico. Otra vía posible implica la formación de polifenoles por síntesis microbiana, sin necesidad de lignina prexistente. La oxidación enzimática de los polifenoles da lugar a quinonas y éstas a las sustancias húmicas. La formación de polifenoles es la vía preeminente en muchos suelos forestales. Lignina —> polifenoles Síntesis microbiana

—>

quinonas

polifenol oxidasa

—> macromoléculas - N

heteropolicondensación

Vía de humificación directa El metabolismo microbiano afecta a compuestos orgánicos sencillos (azúcares y ami­ noácidos) preexistentes en la m.o. fresca que, por progresiva alteración dan lugar a macromoléculas nitrogenadas de color pardo. Es una vía que se considera poco signifi­ cativa (Stevenson, 1994). Vía proceso en varias etapas En una primera etapa tiene lugar la descomposición de todas las macromoléculas de la necromasa, incluida la lignina, en monómeros; en la siguiente etapa, el metabo­ lismo de los monómeros por los microorganirnos da lugar a un aumento de la biomasa microbiana; en la tercera etapa, hay un reciclaje repetido de C y N de la biomasa con síntesis de nuevas células; y finalmente tiene lugar una heteropolicondensación para­ lela de monómeros reactivos para dar sustancias de elevado peso molecular: sustan­ cias húmicas.

Las sustancias húmicas pueden derivar de múltiples reacciones, sin embargo, parece poderse afirmar que, en la mayoría de suelos, la vía más importante es la que implica reac­ ciones de condensación a partir de polifenoles y quinonas. Las moléculas precursoras de las sustancias húmicas son muy variadas y se pueden combinar de múltiples formas, dando lugar a un material húmico muy heterogéneo (Stevenson, 1994).

4.4.

Características y comportamiento de las sustancias húmicas: grupos funcionales

Las características y el com portam iento de las sustancias húm icas no se conoce con precisión. Las sustancias húmicas incluyen en su composición anillos aromáticos unidos por -O - , -C H 2- , NH, -N = , - S - y otros grupos que contienen tanto grupos OH libres, como doble enlace de tipo quinónico (Evangelou, 1999). En esquema se puede indicar que las sustancias húmicas presentan anillos aromáticos unidos a grupos funcionales con distintos tipos de enlaces. Pueden actuar como núcleo de las sustancias húmicas los siguientes compuestos aromáticos: 196

Igualmente se halla el carbono alquílico que puede formar compuestos ramificados, cíclicos o de cadena muy larga. Los principales grupos funcionales serían, de acuerdo con Fassbender (1987) y Stevenson (1992):

Grupos ácidos Fenólico

Carboxílico

Quinona

- COOH 11

O

II O

0 OH

Grupos neutros Alcohólico -O H (anfótero)

Eter

Cetona

R — 0 — R'

R \ /C = 0

R '^

Aldeido R \ X C=0 Hr

Ester ^ 0 R' — OR

Grupos básicos Amida

Amina

r

—

/ n

'

H H

R— C ^

x nh2

>

197

También hay que tener en cuenta los radicales libres estables que confieren el color negro a los ácidos húmicos.

4.5.

Sustancias húmicas: características y comportamiento

La m.o. del suelo no presenta características físicas y químicas específicas. Las sustancias húmicas comprenden ácidos húmicos, ácidos fúlvicos y huminas, sus características y las de la m.o. que las contiene variarán según cual de las tres frac­ ciones sea la predominante. En término medio presentan las siguientes caracterís­ ticas (Evangelou, 1999):

— Polifuncionalidad debido al amplio intervalo de reactividad de los grupos fun­ cionales. — Relativamente oxidadas, lo que contribuye a su estabilidad frente a la biodegradación. — Su estructura tridimensional no es rígida (geometría variable), debido a la asocia­ ción intermolecular y a los cambios de configuración molecular en respuesta a los cambios de pH, potencial redox, concentración de electrolitos y enlace de los grupos funcionales. — Carga molecular dependiente del pH (carga variable). El punto de carga cero (PZC) es bajo, alrededor de 3, por lo que la carga será negativa a pH superiores a 3, aumentando la carga negativa con el pH, debido a la disociación de protones de los grupos funcionales carboxílico (-COOH) y fenólico (-OH) que actúan como ácidos débiles. Los AF tienen más grupos funcionales ácidos que los AH, por lo que su aci­ dez será mayor. — Capacidad de intercambio iónico (catiónico, del orden de 150 a 300 cmol(+) kg_l, o aniónico según el pH). 198

— Capacidad de sorción de fitosanitarios (sorción, difusión intramolecular, puentes de H+, fuerzas de van der Waals, etc.), según los casos. — Poder tampón: contribuye a amortiguar los cambios de pH del suelo. — Superficie específica muy elevada, del orden de 800 a 900 m2 g~'. — Sustancias amorfas de peso molecular medio del orden de 500 a 5.000 Da para los AF y de 3.000 a 1.000.000 Da para AH. — Carácter hidrófílico, con capacidad de formación de enlaces H fuertes con molécu­ las de agua. — Comportamiento coloidal: pueden servir de transportadores de metales tóxicos complejados, que de este modo pueden pasar a las aguas freáticas. — Color: va del amarillo al negro. Estas características, lógicamente, son transferidas al conjunto de la materia orgánica del suelo. Las sustancias húmicas no sólo se encuentran en la m.o. del suelo, sino que pue­ den estar igualmente presentes en sedimentos y en aguas. Al ser cloradas éstas para con­ sumo humano, puede tener lugar la unión del cloro con el humus contenido en el agua, dando lugar a compuestos clorados, que pueden tener efectos mutágenos y a veces cancerí­ genos (Rook, 1974). El problema de turbidez de las aguas debido a sustancias húmicas se puede presentar en cuencas hidrográficas en las que las aguas procedan de áreas con Histosoles y en áreas con Spodosoles (Podsoles) y puede dar lugar a lixiviados de color amarillo por los ácidos orgánicos de este color.

5.

Interacciones entre componentes orgánicos e inorgánicos: complejos organominerales

Las interacciones entre las sustancias húmicas (C orgánico disuelto, COD) y iones metálicos (Sparks, D.L. 1998) dan lugar a la formación de com plejos de muy diferente estabilidad, que son extrem adam ente importantes ya que afectan a:

— La retención y la movilidad de los metales en suelos y aguas, con incidencia en los procesos edafogénicos (Cap. 17) y de contaminación (Cap. 27). — Estructuración del suelo (Cap. 11). — Nutrición de las plantas, al aumentar la movilidad y disponibilidad de determinados nutrientes, con posibilidad de una liberación progresiva.

En un complejo el metal deja de tener el comportamiento que tendría si estuviese libre y adquiere el del complejo resultante. De este modo, las sustancias húmicas pueden servir de transportadores de metales. Se han establecido dos ámbitos distintos: la materia orgánica viva (fracción biótica del suelo) y la materia orgánica coloidal no viviente (fracción abiótica). Interesa centrarse aquí en las interacciones pasivas de la fracción abiótica, por ser las que contemplan a las sustancias húmicas. 199

Las interacciones pueden tener lugar:

— En una primera etapa, por mezcla mecánica, debido a la bioturbación provocada por la fauna del suelo, posteriormente, se entremezclan los micelios de hongos con las partículas de arena, limo y arcilla y por medio de las células microbianas o material capsular. — El contacto entre constituyentes minerales y componentes orgánicos favorece que tengan lugar reacciones que pueden ser: de intercambio iónico (Cap.9), de adsorción de superficie o de quelación (complejación). La expresión «complejo órgano-metálico» describe el resultado de una reacción entre un anión complexante orgánico (ligando) y un elemento metálico. Como ejemplo, se puede indicar el caso del ácido oxálico frente al ion aluminio: C20 4H2 + A13+ -» C20 4 A r + 2 H + Los grupos funcionales reactivos pueden formar complejos, presentando distinta afini­ dad frente a los iones metálicos (Chaberek y Martell, 1959):

o\

/

c = c > - nh2 > -N = N > N > -C O O - > - O - > - C = 0 / Enolato Amina Compuestos Azo Anillos N Carboxilo Éter Carbonilo

Las posiciones complexantes más importantes son los grupos carboxilo y OH- fenólico (Sparks, 1998). El tipo de interacción entre iones metálicos y ligando orgánico puede pre­ verse a partir de las propiedades de hidrólisis de los elementos y «fuerza» del metal y de los átomos donantes de electrones de las posiciones complexantes (Buffle y Stumm, 1994). Se puede determinar a partir de los valores de la relación Z2/r (Z = carga, r = radio del catión, Cap. 17). Los factores que controlan la unión son: la fuerza iónica, el pH, el tipo de arcilla, el tipo de grupo funcional y los cationes en concurrencia (Evangelou, 1999). La reacción de adsorción ion metálico-sustancia húmica puede dar lugar a: Complejos de esfera interna (Cap. 9) en los que el ligando tiene dos átomos capaces de formar un anillo con un catión no hidratado, dando lugar a uniones fuertes. Si dos o más grupos funcionales de un mismo ligando están coordinados a un catión metálico en un complejo, éste recibe el nombre de quelato (gr. garra) (Sposito, 1989).

O

0

\\

\\

C I

O \

/

0

\

C I

O\ / M

M

c // O

\

/ O

Ácido oxálico-metal (II)

200

— Complejos de esfera externa en ellos una o más moléculas de agua se interponen entre el grupo central (ligando) y el catión metálico. La unión es de tipo electrostá­ tico, débil y permite un intercambio rápido del catión (Sposito, 1989). O

O-M I

La afinidad del ion metálico por el ligando orgánico se puede evaluar a partir del valor de la constante de estabilidad de los complejos sustancia húmica-metal. Se ha puesto de manifiesto que cuanto mayor es el grado de humificación de una materia orgánica, mayor será su potencial para formar complejos con los metales. Los com plejos organominerales del suelo pueden agrupar en:

Complejos arcillo-húmicos. Se caracterizan por: • Muy estables. • Insolubles. • Tamaño. • Tipos de uniones: — Minerales de arcilla con carga negativa / grupos funcionales de carácter catiónico (aminas, aminoazúcares, aminoácidos). — Minerales de arcilla con carga positiva / grupos funcionales con carga negativa (carboxílicos y fenólicos de los ácidos húmicos, ácidos nucleicos y aminoácidos). Pueden intervenir los hidróxidos de hierro y aluminio. — Minerales de arcilla con carga negativa / grupos funcionales con carga negativa (carboxílico y fenólico de los ácidos húmicos). Se requiere un catión polivalente que actuará como puente: R - COO — Ca2+ — Arcilla en suelos calizos R - COO — Al3* (Fe1+) — Arcilla en suelos ácidos — Importantes en la formación de estructura del suelo, estabilización de la materia orgánica, interacción con fitosanitarios, etc. Complejos órgano-metálicos. Se caracterizan por: • Estabilidad variable. • Solubilidad: depende de la carga del metal, pH y Eh, contenido y calidad de la m.o. • De menor tamaño que los complejos arcillo-húmicos y de distinta naturaleza. • Tipos de unión: formación de un quelato con Fe, Al (o Zn, Mn, Cu, Ni) generalmente aportados por vertidos. • Importantes en procesos de translocación, así como de inmovilización de metales tóxicos procedentes de vertidos, lodos de depuradora, etc.

201

6.

La materia orgánica como componente de un ecosistema

6.1. Distribución de la m.o. en el perfil del suelo El contenido de m.o del suelo se calcula a partir del análisis del C orgánico por vía húmeda o seca (Nelson y Sommers, 1996; Porta et al., 1985) y multiplicando por un factor empírico que presupone que el C orgánico representa del orden de un 50 % en suelos forestales y de un 58 % en suelos de cultivo, ya que su m.o. está más estabilizada (Duchaufour, 2001). En los bosques se suele encontrar horizontes orgánicos, O, que pueden llegar a alcanzar varios centímetros de espesor. Se forman a partir de los aportes de m.o. a la superficie del suelo en forma de hojas, ramas y troncos muertos y en diversos estados de biodegradación. En suelos de pradera permanente la m.o. será aportada por las raíces dentro de la parte superior del suelo, lo que da origen a un horizonte A, rico en m.o. (humus rizógeno) en un espesor que puede alcanzar varios decíme­ tros. Por consiguiente, el resultado serán dos modelos distintos de distribución de la m.o. en el perfil de uno y otro suelo:

% m.o.

6

=>-

Bosque

En sucios de cultivo, la m.o. procede de los residuos de cosechas y de las enmiendas orgánicas aportadas. Con el laboreo se incorpora la m.o. dentro del suelo, lo que favorece la mezcla con la materia mineral y la masa de microorganismos del suelo, favoreciéndose así la descomposición y la humificación. Por el contrario, si los restos se dejan en superficie (por ejemplo, en cultivo de conservación) o se entierran cuando ya se han secado dema­ siado (paja y rastrojo de un cereal, por ejemplo), la degradación será mucho más lenta. Al estudiar los procesos formadores se explican otros modelos de distribución de m.o. en el perfil del suelo y su posible origen (Cap. 17). 202

6.2.

Ciclos biogeoquímicos y ciclo (turnover) de la m.o.

Los elem entos quím icos van pasando sucesivam ente por los distintos com ­ partimentos que integran el ecosistem a en el que se hallen. Este com portam iento da lugar a un ciclo, cuyas características son específicas para cada elem ento (Cap. 16 y 28) y es el resultado de la acción de la biom asa m icrobiana que afecta a los elem entos «biológicos», es decir, al C, N, P y S. El concepto de ciclo lleva aparejada la idea de flujo, de tasa de renovación (turnover) y expresa una pro­ ducción. La intervención de los seres vivos en los ciclos de los distintos elem en­ tos en la naturaleza lleva a denom inarlos ciclos biogeoquím icos. Cada etapa de un ciclo viene condicionada por la actividad en las restantes, siendo todas ellas función de las características de los com ponentes y de las condiciones de medio que controlan el flujo. La acum ulación de un elem ento en un com partim ento dado del suelo puede llevar a provocar que se alcancen niveles de fitotoxicidad, si el elem ento se halla en form a asim ilable o, por el contrario, ser origen de carencias, si queda inm ovilizado. El proceso por el cual la m.o. es descompuesta y renovada de form a continuada se conoce com o ciclo, reciclado o turnover. Este concepto puede aplicarse a la m.o. en su conjunto o bien a diferentes frac­ ciones individuales. En un sistema suelo-planta-atmósfera, la mayoría de los elementos liberados en la mineralización son absorbidos por los microorganismos y las raíces. Entran a formar parte de los tejidos celulares como componentes orgánicos, quedando almacenados e inmoviliza­ dos (secuestrados) durante un cierto tiempo en la biomasa. La muerte y posterior degrada­ ción de la necromasa libera de nuevo iones inorgánicos, con lo que el ciclo se cierra, en un modelo teórico de ciclo cerrado. El C es incorporado a la biomasa de las plantas a partir del C 0 2 atmosférico, por medio de la fotosíntesis, mientras que el N puede ser absorbido del suelo o bien, en algunas plan­ tas, ser fijado biológicamente a partir del N2 atmosférico (Cap. 28). El ciclo de los distintos elementos sólo puede ser cerrado si se contempla el ecosistema terrestre en su conjunto. En los suelos, por el contrario, sólo habrá ciclos semicerrados, debido a las pérdidas más o menos importantes por lixiviación, erosión y volatilización; o bien ciclos abiertos, como en el caso de un agroccosistema, por ejemplo, en el que las cosechas exportan elementos fuera del sistema en forma de alimentos, fibras, madera u otros productos. El ciclo de nutrientes en un ecosistema se puede desarrollar a partir de un modelo básico como el que de forma simplificada indica las principales vías de entrada y de salida del sistema en el gráfico de la página siguiente. El tiempo de reciclado (turnover) expresa el tiempo requerido para que tenga lugar el 90 % de la descomposición de un sustrato (Cresser et al., 1993). El turnover puede variar en función de las características de la m.o. según se trate de sustratos fácilmente descompo­ nibles, como la glucosa (3 a 10 días), la celulosa (10-20 días), o la lignina (300 a 500 días). En una mezcla de productos orgánicos en degradación y con aportes de m.o. fresca, se habla más de tiempo de residencia medio o turnover medio. Los estudios a partir de dataciones con l4C han permitido estimar la coexistencia de compuestos de diferentes tiempos de residencia media en la m.o., una muy joven y otra que puede haber permanecido en el suelo incluso miles de años (Becker-Heidmann et al., 1988). 203

» - Expotaciones por las cosechas

Pérdidas por volatilización

— Aportes de la atm ósfera

-► Pérdidas por erosión

I Pérdidas por lixiviación

La tasa de renovación anual de la m.o. expresa la cantidad de C que vuelve al suelo cada año. Es función de la zona climática, tipo de vegetación, actividad biológica y uso del suelo. La producción bruta mide la cantidad de C fijado por unidad de tiempo, por una bio­ masa vegetal:

Producción neta = producción bruta - respiración Producción primaria: expresa la producción autótrofa, expresda en Mg ha 1año"1. Productividad del sistema: es la relación porcentual entre la producción y la biomasa responsable de esta producción por unidad de tiempo.

El reciclado, tum over o tiempo de retorno estimados para la m.o. del suelo en diferentes fracciones y tamaños de agregados es (Cárter, 2001, Gregorich y Janzen, 1996, Collins et al., 1997, Monreal et al., 1997):

Tipo de materia orgánica

Tasa de reciclado Tiempo estimado (años) Tumover

m.o. en fracciones: Mantillo, residuos de cosecha Biomasa microbiana Materia macroorgánica Fracción ligera Materia orgánica en agregados: Suelo no agregado Macroagregados .(> 250 mm) Microagregados (20-250 mm) Limo más arcilla (< 20 mm)

204

0,5-2 0,1-0,4 1-8 1-15 1-7 1-23 3-80 5-1.000

Con un reciclado o turnuver rápido, la tasa de mineralización también deberá serlo, por lo que el almacenamiento de m.o. en el suelo será bajo. Por el contrario, un reciclado o turnover lento expresa una mineralización débil, con lo que la m.o. se acumulará en el suelo. Las plantas extraen del suelo mayor cantidad de nitrógeno que de cualquier otro nutriente. En la mayoría de los horizontes de superficie de los suelos, más del 90 % del nitrógeno se halla en formas orgánicas (Kelley y Stevenson, 1996), ya sea en la m.o. fresca o en el humus. El nitrógeno desempeña un papel clave en la nutrición de las plantas y en cómo lo absorben radica una de las controversias entre la agricultura convencional y la agricultura orgánica. Por lo general, en química agrícola se considera que las formas orgá­ nicas no pueden ser directamente absorbidas por las plantas, requiriéndose su mineraliza­ ción previa. Cuando se añade N-fertilizante, la eficiencia de la fertilización nitrogenada y las dis­ ponibilidades de N para las plantas vendrán afectadas por la importancia de la relación mineralización-inmovilización del N por los microorganismos. Una parte del N-fertili­ zante aplicado se incorporará a las sustancias húmicas y resultará estabilizado hasta que éstas no se mineralicen. En regiones templadas, durante el primer año se inmoviliza entre un 20 y un 40 % del N-fertilizante aportado. Los estudios con l5N han mostrado que un tercio del nitrógeno aportado en forma de fertilizante permanece en forma orgánica des­ pués de la primera estación de crecimiento y sólo una pequeña fracción (< 15 %) pasará a estar a disposición de las plantas en segundo año (Kelley y Stevenson, 1996). Esta inmo­ vilización de N tiene lugar principalmente en forma de aminoácidos y aminoazúcares y es el resultado de reacciones de polimerización entre compuestos amino y polifenoles, con lo que el N entra a formar parte de estructuras húmicas muy estables y disminuye su disponibilidad. La mitad del fósforo en la biosfera se encuentra en forma orgánica. En los suelos el P puede encontrarse en forma de apatito y en las formas orgánicas. Ni una ni otras son formas asimilables por las plantas, por lo que se requerirá un proceso de mineralización para que pase a ser disponible para las plantas.

ESTUDIO DE CASOS 1.

En el supuesto de que no haya nuevos aportes de m.o. fresca, se observa que, a medida que progresa la mineralización, la actividad microbiana dis­ minuye. ¿Por qué?

2.

¿Qué incidencia tiene la mineralización en el contenido de grupos alquilo, O-alquilo y aromáticos en la composición de la m.o. restante?

3.

¿Qué factores físicos inciden sobre la recalcitrancia de los componentes de la m.o. del suelo?

4.

Calcular el tiempo de reciclado (turnover) de la m.o. en equilibrio dinámico de un epipedión cuyo espesor es de 25 cm, su contenido de m.o. es de un 2 % y la densidad aparente de 1.350 Mg nrr3, con un aporte anual de m.o. de 2 Mg ha-1.

205

Respuestas 1.

La presencia de C fácilmente mineralizable favorece el crecimiento de la biomasa microbiana y la producción de materiales extracelulares inclu­ yendo polisacáridos (material fibroso o granular) y otros compuestos. A medida que progresa la mineralización, la biomasa microbiana tendrá menos C cuantitativamente y cualitativamente a su disposición, por lo que su actividad disminuirá, si no hay nuevos aportes.

2.

En una primera etapa se consumen los compuestos más lábiles de los res­ tos orgánicos (carbohidratos y proteínas) y se produce un aumento relativo de compuestos más resistentes, que son aquellos que tienen bajo conte­ nido en O-alquilo y altos contenidos en grupo alquilo y aromáticos.

3.

La localización de la m.o. en huecos que por su pequeña dimensión resul­ ten inaccesibles a los microorganismos y sus enzimas, supone una protec­ ción física importante.

4.

Tiempo de reciclado = (m.o. del suelo Mg ha-1) / (aporte anual de m.o. Mg ha-1 año-1) = 33.750 años.

6.3.

Papel de los suelos en el secuestro de carbono y cambio global

A partir de la segunda mitad del siglo xx ha habido una preocupación creciente por los temas medioambientales a escala global. Ello ha llevado a estudiar los efectos del consumo masivo de combustibles fósiles. El hecho de que las emisio­ nes de C 0 2 supongan más del 80 % de todas las emisiones de gases de efecto invernadero (SSSA, 2002) ha hecho intensificar los estudios sobre los factores que inciden en el incremento de la concentración de C atmosférico. Los suelos consti­ tuyen un compartimento terrestre que actúa como reservorio de C orgánico, por lo general, muchos suelos tienen gran capacidad de secuestro de C. La potencialidad de los suelos para almacenar m.o. y la extensión de la cubierta edáfica en su con­ junto explican su importancia en el balance global de C. La gestión de la m.o. del suelo permite incidir a corto y medio plazo en el secuestro de C. El papel de los océanos en el secuestro de C en forma de carbonates precipitados es de mucha mayor importancia, no obstante, su efecto es a muy largo plazo y, además, no resulta posible actuar sobre él. Las actividades humanas relacionadas con la agricultura y la silvicultura inciden gran­ demente en la dinámica, la química y el balance de C orgánico en los suelos. La tala de bos­ ques, las rozas, las transformaciones de pradera a tierra de labor, el sistema de cultivo (laboreo continuado, mínimo o de conservación), las quemas de bosques y de rastrojos, la variación espacial de la vegetación, entre otros aspectos, pueden hacer aumentar o dismi­ nuir el contenido de m.o. del suelo o bien generar C 0 2 (medio aireado) o C 0 2 y CH4 (medio anaerobio) hacia la atmósfera (Cap. 14). 206

El secuestro de carbono — Hace referencia al almacenamiento de C en una forma estable en una cierta escala temporal. — Puede tener lugar de forma directa por paso a formas inorgánicas, tales como CaCO, y MgCO} o por formación de biomasa (fotosíntesis); y de forma indirecta, como m.o. del suelo. Entre los aspectos a tener en cuenta en los estudios de secuestro de C en los suelos se puede destacar (Macías, 2002): — Capacidad de un suelo para actuar de sumidero de C. — Mecanismos de fijación de C. — Efectos del tipo de uso del suelo sobre el contenido de m.o. — Balance de C en un determinado ecosistema. — Efectos beneficiosos del incremento de C en el suelo (estructura, porosidad, capaci­ dad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD), fertilidad, etc.). — Efectos derivados de la rehabilitación de suelos degradados. — Efectos derivados de las reforestaciones. — Planificación del uso de los suelos. Este conocimiento permitirá llegar a establecer protocolos de monotorización que resulten aceptables y hagan posible verificar el secuestro de C en sistemas suelo-planta, así como poner a disposición de los que toman decisiones mejores criterios para realizar mejo­ res análisis cuantitativos económicos y políticos (SSSA, 2002). De este modo, se podrá dar mejor cumplimiento a acuerdos internacionales sobre cambio global, tales como el Proto­ colo de Kyoto, para la reducción de emisiones a la atmósfera.

6.4.

Agricultura sostenible y calidad de la materia orgánica

El Informe Bruntland (1987) de la Comisión Mundial sobre Medio Ambiente y Desarrollo definió el desarrollo sostenible (Jiménez y Lamo de Espinosa, 1998) como aquel que: Debe permitir satisfacer las necesidades y aspiraciones de la población actual, sin comprometer la capacidad de las futuras generaciones para satisfacer sus propias n ecesid ad es, lim itando la exp lo tació n de los recursos naturales mediante una gestión eficiente y organización social. Las primeras necesidades a satisfacer son las alimentarias, para una población mundial en crecimiento constante, por consiguiente, dado que la materia orgánica afecta a múltiples funciones del suelo, contribuye a su sostenibilidad/sustentabilidad y por ende a la de la agricultura (Swift y Woomer, 1993; Cárter, 2001). A lo largo del siglo xx ha tenido lugar 207

una pérdida importante en el contenido de m.o. de los suelos, como consecuencia de los cambios en los modelos de uso del territorio, para dar respuesta a las necesidades derivadas del aumento de población mundial con expansión de las tierras cultivadas. Smyth y Dumanski (1995) han establecido cinco componentes para alcanzar un manejo sostenible/sustentable del territorio: — Productividad: mantener y aumentar la producción para satisfacer las necesidades alimentarias de la población. — Seguridad: disminuir el nivel de riesgos de producción, calidad de los alimentos. — Protección: proteger la calidad de los recursos naturales y prevenir la degradación, del recurso suelo y prever su conservación. — Viabilidad: mantener la viabilidad económica de la actividad agraria. — Aceptabilidad: modelo de desarrollo que resulte socialmente aceptable. Cada componente se evalúa por medio de indicadores, que presentarán un umbral o valor crítico más allá del cual se producen efectos adversos para la sostenibilidad/sustentabilidad. La forma de interpretar cada indicador no tiene un carácter universal, debiendo establecerse valores críticos para cada categoría de suelos y sistema agrario. Por otro lado, la escala de tiempo puede variar para cada componente. Dado el distinto comportamiento de los compo­ nentes de la m.o., el mejor indicador no será el contenido de m.o., sino la relación entre resi­ duos orgánicos «frescos» o «activos» aportados y el contenido de m.o. Ello es debido a que los residuos orgánicos «frescos» son los que desempeñan un papel más importante en la estructura del suelo y propiedades relacionadas (Loveland y Wcbb, 2003). El estudio de la sostenibilidad también se puede abordar a partir de modelos ecológicos (Cárter, 2001). Para mejorar las funciones de un suelo se puede pensar en hacer aportes de alguna enmienda orgánica, para intentar aumentar el contenido de m.o. Ahora bien, el cálculo de la cantidad de enmienda a incorporar para aumentar de forma significativa el contenido de m.o. de un suelo pone en evidencia, en muchas ocasiones, que esta mejora resulta impracticable, por antieconómica. Ello lleva a considerar que la base de las estrategias de los agricultores para la sostenibilidad/sustentabilidad debe ser intentar mantener el nivel de m.o., ya que aumentarlo resulta difícil. Las entradas deben equilibrar las pérdidas, pero, además, se requiere asegurar un adecuado ciclo de nutrientes (Ritz y Griffiths, 2001). El mantenimiento de los contenidos de m.o. en suelos de cultivo en agricultura convencional se puede conseguir por medio de: — Gestión adecuada de los residuos de cosechas: enterrado de los rastrojos cuando todavía conservan humedad. Evitar las quemas. — Abonados en verde. — Rotación de cultivos. — Aportes de m.o. asequible en la zona y a buen precio, ya sean estiércoles, residuos orgánicos de industria, lodos de depuradora u otros. — Laboreo de conservación: hace aumentar el contenido de m.o. con lo que se mejora la estructura del suelo, se evita el impacto directo de las gotas de lluvia sobre los agregados y, en laderas, hace que haya menores pérdidas de suelo por erosión. — Laboreo mínimo con siembra directa: una menor aireación supone una menor degradación de la m.o. A veces, pueden ser posibles dos cosechas en un año. 208

Para evaluar la calidad de la materia orgánica de un suelo se puede partir del esquema secuencial propuesto por Cárter (2001) y Cárter et al. (1996) para fines de uso específicos a establecer: Secuencia de pasos

6.5.

Esquema secuencial

Preguntas implicadas

1

Propósito

¿Para qué se va a utilizar el suelo?

2

Funciones

¿Que papel específico se requiere del suelo?

3

Procesos

¿Qué procesos clave sostienen cada función?

4

Propiedades/atributos

¿Cuáles son las propiedades críticas del suelo para cada proceso?

5

Indicadores/subrogaciones/ funciones de edafotransferencia

¿Cuáles son los valores críticos o umbrales? ¿Cuándo el atributo resulta difícil de medir o, si no está disponible, a partir de qué propiedades se puede inferir?

6

Metodología

¿De qué métodos se dispone para medir el atributo?

7

Normalización

Reglas técnicas y protocolos para el muestreo del suelo, manejo, almacenamiento, análisis e interpretación de datos

Gestión de la fertilidad de los suelos: Agricultura convencional y agriculturas alternativas

La producción de alimentos de calidad constituye el punto central de la agricultura. Ya se ha indicado que en un agroecosistema el ciclo de nutrientes se caracteriza por ser un ciclo abierto. Para que un suelo produzca útilmente y poder asegurar así la alimentación a una población mundial creciente, hay que restituir aquellos nutrientes que sean exportados por las cosechas. La forma de hacerlo es objeto de controversias desde los tiempos en que el químico alemán Justus von Liebig (1803-1873) publicó su celebre tratado titulado Quí­ mica Aplicada a la Agricultura y a la Fisiología. En él expuso la teoría de la alimentación mineral de las plantas, que sirvió de base para impulsar la industria de abonos químicos, que fue la causa más eficaz del progreso agrícola y de la revolución agrícola de mediados del siglo xix (Boulaine, 1989). Justus von Liebig arremetió contra la teoría de humus, ardientemente defendida por Daniel Thaer (1752-1828), fundador y director de la Escuela de Agricultura de Moglin (1810). Según Thaer el humus sería la única fuente de alimento para las plantas y lo que habría que aportar para asegurar la restitución de los nutrientes. Daniel Thaer afirma que «como el humus es una producción de la vida, igualmente es la circunstancia de la que ésta depende». La controversia con Liebig no fue menor, interviniendo en ella prestigiosos químicos, entre ellos Berzelius. El estado del conocimiento en química de suelos en la época favore­ cía la polémica. Cabe recordar que la capacidad de intercambio catiónico del suelo (Cap. 9) no fue observada hasta 1848, habiendo sido el agricultor H.S. Thompson quien se dio cuenta del fenómeno e informó de ello al químico J. Thomas Way, que es quien lo estudió científicamente entre 1850 y 1852. Igualmente, en aquel momento los efectos de la m.o. sobre las funciones del suelo eran prácticamente desconocidos. 209

Para situarse en el contexto histórico de la época, cabe indicar que a finales del siglo Thomas R. Malthus (1766-1834), con la publicación de su obra Essays on Principies o f Population, expresaba la preocupación por el desequilibrio entre el ritmo de crecimiento de la población y la posibilidad de expandir la producción de alimentos. Sin la posibilidad de equilibrar la situación, en opinión de Malthus, la presión demográfica llevaría a una sobreexplotación de las tierras. Para él, el hombre no podían cambiar la naturaleza, ni el suministro de la mayoría de recursos, por lo que poco se podría hacer para contrarrestar la pobreza y la degradación de los suelos, que es lo que siguen manteniendo los neomatusianos en la actualidad. Este planteamiento se ha visto que resulta extremadamente simplista, habiendo sido cuestionado posteriormente por otros muchos autores, a partir de los sucesi­ vos logros de la ciencia del suelo y de las ciencias agrarias. x v iii,

La idea del hombre como corruptor de la naturaleza era defendida por los poetas románticos del siglo xix. En 1864, George Perkins Marsh publicó el libro Man and Nature or Physical Geography as Modified by Human Action, que se puede considerar el primer libro que inicia la discusión moderna de los temas medioambientales. No obstante, habría que esperar casi un siglo para que se produjese un verdadero interés por los aspectos medioambientales del desarrollo y no fue hasta 1980 que se empezó a hablar de desarrollo sostenible/sustentable. En 1878, Diego Navarro Soler publicó la segunda edición de su libro titulado El estiércol. En él se refleja indirectamente la polémica entre los defensores de Thaer y los de Liebig, cuando escribe «sin que permanezcamos a ninguna escuela exclusiva, ni nos dejemos llevar por la pasión a lo nuevo, siquiera se nos haya calificado de entusiastas partidarios de los abo­ nos químicos, cuando sólo los aceptamos como una necesidad ineludible del cultivo intensivo y como auxiliares del estiércol, abono normal, fundamental y esencial, procuraremos tomar de todas lo mejor, sin ningún género de prevención, exponiendo sus ventajas e inconvenientes». La controversia perdura hasta nuestros días, ya que, a la par que avanzan los conoci­ mientos sobre la nutrición de las plantas, surgen planteamientos alternativos a la agricultura convencional. La agricultura orgánica se desarrollaba en tiempos de Liebig, como un movi­ miento de resistencia al empleo de fertilizantes químicos, a la mecanización y a la indus­ trialización de la agricultura. Con el descubrimiento del DDT y la aplicación masiva e incontrolada de fitosanitarios, ha pasado a representar la oposición al empleo de agroquími­ cos en agricultura (De Roose y van Parijs, 1991). A partir de finales de la década de 1960, se empezó a generalizar el interés por este tipo de agricultura, denominada igualmente, con sus matices, agricultura biológica, ecológica, alternativa o regenerativa. En 1968, Hans Peter Rusch publicó el libro La Fecondité des Sois, en el que expone las reglas básicas de la agricultura biológica, como la denomina él. Por otro lado, a principios del siglo xx, Rudolf Steiner (1861-1925) había introducido la agricultura biodinámica. Paralelamente a estas concepciones de la agricultura y no ajeno a ellas, a mediados del siglo xx, surge el ecologismo como movimiento social, para poner fin a la degradación derivada de la expansión de la sociedad industrial. La ecología como ciencia constituye un componente del ecologismo. En este movimiento se distinguen los medioambientalistas cuyo objetivo es la defensa del medio ambiente y los alternativos, que constituyen un movi­ miento cooperativo, comunitario y organizaciones feministas. En el movimiento ecolo­ gista se distinguen, según su estrategia, los verdes espirituales, que priorizan un cambio de mentalidad, y los verdes políticos que, por el contrario, preconizan el cambio de estructu­ ras, la modificación profunda de las instituciones (De Roose y van Parijs, 1991). Dado que el pensamiento ecologista suscita un interés creciente, también así los modelos de agricul­ 210

tura más próximos a él y más vinculados con un enfoque basado en la gestión de la m.o. en los agroecosistemas. Dado que, en la práctica, ningún agroecosistema es de ciclo biogeoquímico cerrado (pérdidas por lixiviación, volatilización, extracciones por las cosechas e inmovilizaciones en la biomasa), se requiere un aporte de nutrientes para reponer las extracciones. Una parcela agrícola constituye un sistema abierto. En una finca agropecuaria se pueden reciclar nutrientes, al incorporar al suelo las deyecciones del ganado, práctica habitual en una agricultura tradicional extensiva y en la que el agricultor utilizaba pocos fertilizantes químicos. En países desarrollados, desde hace años se ha introducido la ganadería intensiva sin tierra, con lo que el exce­ dente de deyecciones ha empezado a ser un problema medioambiental (Cap. 28). No debe verse el suelo como un vertedero que todo lo admite. Un exceso de puri­ nes aplicados al suelo puede producir desequilibrios nutricionales, por el exceso de N aportado. Así, por ejemplo, en un campo cultivado con trigo, hará que éste crezca en altura, aumentando su susceptibilidad al encamado tras una lluvia (Teixidor, 2002, com. personal). Por otro lado, el frente de humectación en el suelo puede llegar a alcanzar y contaminar una capa freática. La forma de restituir al suelo los nutrientes que extraen los cultivos diferencia de forma notoria los diversos modelos de agriculturas en uso. Frente a la concep­ ción de una agricultura basada en el uso de agroquímicos, se han ido planteando otros enfoques (Labrador et al., 2002):

— — — — — —

Agricultura biodinámica (Stciner, 1924). Agricultura del humus (Sykes, 1946). Agricultura orgánica. Agricultura biológica (Rusch, 1968). Agricultura regenerativa. Agricultura ecológica.

Todos estos enfoques tienen en común la búsqueda de soluciones que tengan en cuenta las relaciones complejas existentes entre los diferentes componentes del sistema y la sostenibilidad/sustentabilidad del mismo, para producir alimentos sanos y exentos de cualquier tipo de residuo (Cook y Lee, 2000). Las expresiones agricultura orgánica, agricultura bioló­ gica y agricultura regenerativa, en algunos casos pueden considerarse sinónimos (Lampkin, 1992). En Europa continental, se ha extendido más el uso del término «agricultura bioló­ gica o ecológica» que es la que tiene una normativa aprobada, mientras que en los países anglosajones se utiliza más la expresión «agricultura orgánica».

Agricultura biodinámica La agricultura biodinámica surge como un impulso de renovación cultural promovido por el filósofo austríaco Rufolf Steiner (1861-1925) y como respuesta a los enfoques de

211

Liebig. Steiner creó una corriente de pensamiento denominada Ciencia espiritual o Antroposofía. Los planteamientos de la agricultura biodinámica fueron dados a conocer en el Curso de Agricultura (Steiner, 1924, 1988). Se basa en el reconocimiento de fenómenos o elementos «suprasensibles» (fuerzas etéricas formadoras), que existen además de los ele­ mentos cuantificables o medibles por la ciencia. El agricultor debe captar estas fuerzas y utilizarlas para manejar sus cultivos. Puede recurrirse a obras como La Filosofía de la Libertad y la Ciencia Oculta para profundizar en los planteamientos de Steiner y ver la actitud y la responsabilidad que propone al empresario biodinámico cuando trabaja en agri­ cultura. La concepción ternaria del organismo social que plantea Steiner comprende: liber­ tad en el pensar; en la vida cultural, igualdad en el sentir y ante la ley; y fraternidad al actuar y en la vida económica (Colmenares, 2002). Los principios básicos de la agricultura biodinámica tienen similitudes con los de la agricultura biológica, si bien el enfoque filosó­ fico y la manera de aplicarlos es diferente. Este tipo de agricultura se ha extendido con la emigración de agricultores alemanes a diversas partes del mundo. Así por ejemplo, se prac­ tica en las Islas Canarias (España) para cultivar plátanos y tomates biodinámicos; en Chiapas (México) para producir café biodinámico, entre otros lugares.

b)

Agricultura orgánica

La agricultura orgánica confía en un adecuado manejo de la m.o. para mejorar las propiedades químicas, biológicas y físicas de los suelos, para optimizar la producción. Los principios de este tipo de enfoque son: — Favorecer e intensificar los ciclos biológicos en el agroecosistema. — Trabajar lo más posible dentro de un sistema cerrado, en lo referente a la materia orgánica y los nutrientes. — Trabajar con los sistemas naturales más que buscar dominarlos. — Mantener e incrementar la fertilidad del suelo a largo plazo. — Utilizar, siempre que sea posible, recursos renovables. — Controlar la erosión. — Permitir a los productores agrícolas un beneficio adecuado y una satisfacción en su trabajo. — Producir alimentos de alta calidad nutricional y en cantidad suficiente. — Evitar cualquier forma de contaminación que se pueda derivar de técnicas agrícolas: se propugna el control integrado de plagas. — Proporcionar al ganado unas condiciones de vida que les permitan desarrollar sus características innatas. — Mantener la biodiversidad. Una de las diferencias fundamentales entre el manejo de sistemas convencionales y sis­ temas orgánicos reside en la forma en que se abordan los problemas. De acuerdo con Watson et al. (2002), la agricultura convencional a menudo adopta soluciones con objetivos a corto plazo (por ejemplo, aplicación de un fertilizante soluble o de un herbicida). Por el contrario, los sistemas orgánicos utilizan un enfoque estratégicamente diferente, buscan soluciones a más largo plazo, preventivas, más que correctoras y a nivel del sistema en su 212

conjunto. Así por ejemplo, el control de la erosión, el diseño de rotaciones de cultivo para incidir sobre el ciclo de nutrientes, el control integrado de plagas, etc. (Stockdale et al., 2(X)1), para conseguir la sostenibilidad/sustentabilidad del agroecosistema. El Departamento de Agricultura de EE.UU. (USDA) se ha interesado por la agricultura orgánica y, al definirla, destaca la exclusión del uso de fertilizantes de síntesis y pesticidas en cultivos y la de reguladores del crecimiento y aditivos en la alimentación animal. En Alemania, la agricultura orgánica es objeto de enseñanza en algunas universidades, lo que se está generalizando a otros países. En Inglaterra y Gales, el Agricultural Developmcnt and Advisory Service (ADAS) tiene un coordinador nacional y consejeros regionales con responsabilidad en temas de agricultura orgánica. Watson et al. (2002) se ocupan del estu­ dio de la agricultura orgánica en Australia. Los productos que se comercializan como pro­ cedentes de agricultura orgánica deben cumplir las normativas establecidas en los respecti­ vos países y pueden gozar de una denominación de origen. Así en EE.UU. la EC Regulation 2092/91 y 1804/99.

c)

Agricultura ecológica

Los planteamientos de la agricultura ecológica quedan reflejados en las Normas que cualquier sistema agrícola debe cumplir para poder ser calificado como ecológico (CRAE, 1990; Labrador et ai, 2002; González y Altés, 2002). El Manual de Agricultura y Ganade­ ría Ecológica (Labrador et al., 2002) constituye una buena base para profundizar en el tema. El Consejo Regulador de Agricultura Ecológica español ha establecido las siguientes normas: — Producir alimentos de alta calidad nutricional en cantidades suficientes. — Trabajar con los sistemas naturales más que pretender dominarlos. — Fomentar y potenciar los ciclos biológicos dentro de la finca, implicando a microor­ ganismos, flora y faunas edáficas, plantas y animales. — Mantener e incrementar, a largo plazo, la fertilidad del suelo. — Utilizar, hasta donde sea posible, los recursos renovables en sistemas agrícolas localmente organizados. — Trabajar tanto como sea posible en un sistema cerrado, con especial atención a la m.o. y elementos nutritivos (evitar el empleo de agroquímicos). — Dar al ganado las condiciones de vida que les permitan desarrollar todos aquellos aspectos de su comportamiento innato. — Evitar todas las formas de contaminación que puedan resultar de las técnicas agrícolas. — Mantener la diversidad genética del sistema agrícola y sus alrededores, incluyendo la protección de plantas y del hábitat silvestre. — Permitir a los productores unos retornos económicos adecuados y satisfacción por su trabajo, incluyendo un ambiente de trabajo seguro. — Considerar el amplio impacto que genera, en el ámbito social y ecológico un deter­ minado sistema de explotación agrícola. 213

Estos planteamientos realzan los aportes de la biología de suelos, frente a considerar única y exclusivamente los de la química de suelos. Se basan en la comprensión de las aso­ ciaciones entre micorrizas, fijación simbiótica de nitrógeno atmosférico, la rizosfera, el ciclo de la m.o. y la disponibilidad de los distintos nutrientes para controlar la nutrición de las plantas. Plantear rotaciones de cultivo equilibradas, con el policultivo de especies adap­ tadas y empleo de métodos mecánicos para la regulación de las plantas adventicias o flora arvense (denominadas «malas hierbas» en la agricultura convencional). En diversos países se han constituido entidades y se han elaborado disposiciones para coordinar las iniciativas, potenciar este tipo de planteamientos en la producción de alimen­ tos y compartir experiencias. Los gobiernos han establecido normas para dar garantías a los consumidores de los productos que adquieren. Así, por ejemplo:

— Sociedad Española de Agricultura Ecológica (SEAE). — Consejo Regulador de Agricultura Ecológica español (CRAE). — Denominación de origen de agricultura ecológica: RD759/1988 de 15 de julio del Ministerio de Agncultura, Pesca y Alimentación de España (MAPA). — Orden de 4 de octubre de 1989 del MAPA, por la que se aprueba el Reglamento de la Denominación Genérica «Agricultura Ecológica y su Consejo Regulador». — Asociación de Agricultura Biodinámica de España. — Asociación Española de Comercializadores y Fabricantes de Productos Biológicos. — International Federation of Organic Agriculture Movements (IFOAM).

d) Agricultura tradicional La agricultura tradicional que se practicaba en España con anterioridad a 1960 era una agricultura extensiva, asociada con la ganadería. El estiércol permitía compensar las extracciones de los cultivos. En una época de autarquía, el objetivo era conseguir aumentar la producción y lejos estaban todavía las preocupaciones medioambientales. La labranza con animales solía tener en cuenta los principios de conservación de suelos. Las yuntas de bueyes o de muías labraban siguiendo las curvas de nivel en un ir y venir interminable que hacía muy penosa la vida del gañán que llevaba a cabo este trabajo. Las rotaciones de culti­ vos, los barbechos y otras prácticas de cultivo permitía satisfacer las necesidades alimenta­ rias de la población.

f)

Agricultura convencional intensiva

La agricultura convencional se basa en el uso de agroquímicos y la agromecánica incorporadas para mejorar las prácticas y las producciones de la agricultura tradicional. Su objetivo ha venido siendo intensificar la producción para alimentar a una población cada vez mayor, demostrando, sin proponérselo directamente, que los planteamientos de Malthus y los neomalthusianos no tienen vigencia. Este tipo de agricultura ha tenido logros evidentes, si bien su intensificación puede provocar impactos negativos, destacados por el movi­ miento ecologista como crítica a la sociedad de consumo. En este tipo de agricultura se pueden citar los siguientes puntos fuertes y puntos débiles: 214

Puntos fuertes: Ha permitido: — Incrementar las producciones agrícolas y ganaderas. Un maíz indígena, cultivado en suelos de ladera, sin fertilizantes, en agricultura de subsistencia, produce unos 1.000 kg por hectárea; un maíz híbrido, en regadío, con uso de fertilizantes y de fitosanitarios, produce entre 10.000 y 15.000 kg por hectárea. — Alcanzar la autosuficiencia alimentaria en muchos países del mundo. — Un trabajo en el campo menos penoso para el hombre y la mujer, con la introducción de la agromecánica y los diseños más ergonómicos de las máquinas agrícolas. — Producir a menores costes. — Pasar de una agricultura de subsistencia a una agricultura industrial. — Requerir menos población activa agraria para producir alimentos. Puntos débiles: — Las elevadas producciones sólo se pueden mantener con mayores exigencias de agroquímicos. — La producción de fertilizantes químicos incide sobre los consumos de recursos ener­ géticos a escala global. — La pérdida de la práctica de las rotaciones de cultivo equilibradas y paso al mono­ cultivo. — La agromecánica mal utilizada da origen a una degradación física de los suelos (Cap. 25) y acelera los procesos erosivos (Cap. 23). — Las transformaciones en regadío mal planteadas han dado origen a la degradación de los suelos por procesos de salinización y sodificación (Cap. 24). — Se han generalizado las explotaciones ganaderas sin tierra, lo que da origen a exce­ dentes de residuos (purines, por ejemplo). — Aumenta el riesgo de contaminación ambiental (Cap. 28). — Aumenta los riesgos para la salud humana. — Provoca excedentes de productos agrícolas en los países del hemisferio Norte, dando lugar a agriculturas subvencionadas, lo que perjudica las exportaciones y las posibilidades de desarrollo de países pobres. — Fuerza a que la energía sea de bajo costo, con repercusiones en el precio internacio­ nal del petróleo y en el control de las fuentes de energía. — Abandono de tierras, despoblación del campo y riesgo de degradación. Las críticas recibidas por la agricultura convencional han llevado, por un lado, a un auge creciente de las denominadas agriculturas alternativas (biodinámica, ecológica y orgánica) y, por otro, al desarrollo de la agricultura sostenible/sustentable (Jiménez y Lamo de Espinosa, 1998; Loomis y Connor, 2002), con planteamientos muy vinculados a la idea de desarrollo sostenible/sustentable.

g) Agricultura sostenible/sustentable La International Union for the Conservation o f the Nature and Natural Resources, en 1980 definió el desarrollo como «aquella modificación de la biosfera y de los recursos 215

inertes para satisfacer las necesidades humanas y mejorar la calidad de vida de las perso­ nas». De aquí debe desprenderse la voluntad de mejorar el bienestar de las personas y dar beneficios para todos. La agricultura sostenible/sustentable no renuncia a los beneficios de los agroquímicos, ni a los de la agromecánica, si bien es sensible a las críticas recibidas y plantea producir teniendo en cuenta los factores económicos, sociales y medioambienta­ les. Los aspectos que tiene en cuenta son: — — — — — — — —

La población a la que se dirigen los beneficios del desarrollo. El suministro de alimentos de calida y en cantidad suficiente. La conservación de suelos y agua. El evitar la extinción de especies. Conservar los recursos genéticos. Energía. Industria. Asentamientos humanos.

Ante los diversos planteamientos, no debería olvidarse que, para que uno de ellos sea sostenible/sustentable, deberá cumplirse un doble requerimiento. Por un lado, debe ser c o m p a t ib le c o n la s e x p e c ta t iv a s de los agricultores y, por otro, su influencia sobre el medio ambiente debe ser tal, que p u e d a s e r p r a c tic a d o in d e f i­ n id a m e n te , sin consecuencias no deseables. Por ello debe tenderse hacia e n fo q u e s h o lístic o s, que tengan en cuenta los factores de producción, para que sea rentable para los que la practican, los medioambientales, para que no haya degradación, y los requirimientos de la propia población (Bridges y Catizzone, 1998), abando­ nando enfoques sectoriales estrictamente productivistas a cualquier precio. En definitiva, cualquiera que sea el enfoque adoptado, el objetivo debe ser evi­ tar la sobreexplotación de los suelos y lograr su conservación, ya que cada suelo tiene una capacidad productiva y una resiliencia dadas (Cap. 23) que, si se reba­ san, se generan procesos de degradación que, a la larga, resultan irreversibles.

7. Aspectos ecológicos de la materia orgánica: Tipos ecológicos de humus La m.o. acumulada en el suelo es el resultado de procesos edafogénicos (Cap. 17) y traduce las condiciones de medio a lo largo de formación de un suelo (Cap. 18). El estudio de la m.o. con un enfoque ecológico hace posible adquirir informa­ ción de síntesis acerca de ambos aspectos. Como consecuencia, se han ido estable­ ciendo diversos tip o s e c o ló g ic o s d e h u m u s , utilizando en este caso el término h u m u s en sentido amplio, sinónimo de m.o. del suelo. Los criterios inicialmente utilizados para clasificar los tipos de humus eran básicamente morfológicos y, con el avance de los conocimientos acerca de la m.o., se han ido comple­ mentando con criterios físico-químicos, microbiológicos y bioquímicos (Duchaufour, 2(X)1). Entre ellos cabe indicar: 216

Criterios morfológicos: — Aspecto y color. — Morfología macroscópica y microscópica. — Espesor. — Grado de unión entre la m.o. y la materia mineral. — Existencia de un horizonte O encima del A. — Grado de descomposición de la m.o. El horizonte O se puede subdividir atendiendo al % de fibras (Cap. 3), así: Oa fibras < 17 %; Oe 17 < f < 40; Oi fibras > 40 %. Criterios físico-químicos: — Reacción (pH) y porcentaje de saturación de bases. — Relación C/N. — % de mineralización anual. — % de extracción con álcalis. — % de humificación. — % de polimerización: ratio AF/AH. Criterios microbiológicos y bioquímicos: — Actividad enzimática. — Respiración del suelo (curvas de mineralización, biodegradabilidad de la m.o.). — Actividad biológica global por medio de la actividad ATPasa.

La clasificación de los tipos de humus se propone caracterizar la actividad biológica global, la intensidad de m ineralización y la importancia de la humifica­ ción, como resultado de unas condiciones ecológicas dadas (Duchaufour, 1984, 2001). Scheffer y Ulrich (1960) distinguieron nueve tipos distintos de humus, atendiendo a aspectos nutricionales del medio, desde los ricos en bases (eutrófico) a los pobres en bases (distrófico, oligotrófico), desde los formados en condi­ ciones aerobias a los resultantes de un medio anaerobio. La actividad biológica, como se ha indicado anteriormente, decrece con la acidez y con una anaerobiosis creciente:

Condiciones nutritivas del medio

Eutrofia Mesotrofia Distrofia

Condiciones hídricas del medio

C/N

Terrestres (Aerobias)

Semiterrestres (Anaerobias)

Subacuáticas (Anaerobias)

< 12

Mull Moder Humus bruto o mor

Anmor Turbera Turbera acida

Sapropel Gytja Dy

>20

Este enfoque ha llevado a establecer subdivisiones en cada una de las cate­ gorías indicadas. D uchaufour (1984, 2001) establece los siguientes tipos de humus: 217

Humus activos: mull — Mull eutrofo (pH > 5.5). — Mull mesotrofo (pH entre 5.0 y 5.5.). — Mull ácido (pH < 5.0). — Mull cálcico. — Mull ándico. — Mull-moder. Humus poco activos: mor Humus formados en un exceso o una falta de agua: — Hidromull. — Hidromoder. — Hidromor. — Anmor. — Turba.

La incorporación de técnicas de laboratorio ha permitido aumentar la precisión en el estudio, si bien ha hecho cada vez más difícil un diagnóstico en campo. Esto, junto al hecho de que este enfoque resulta difícil de aplicar en suelos cultivados, hizo que no se tuviese en cuenta, ni se tenga, al definir los epipediones en la Soil Taxonomy (NSCS, 1998), ni en la World Reference Base (FAO - IUSS, 1998).

ESTUDIO DE CASOS 1.

Explicar por qué puede variar en función del pH la capacidad de intercam­ bio catiónico (CIC) de un epipedión.

2.

¿Qué comportamiento presenta la m.o. respecto a la carga eléctrica?

3.

¿A qué se puede deber el aumento de carga negativa en la m.o. en un hori­ zonte al aumentar el pH?

4.

Citar un tipo de arcilla que presente un comportamiento análogo.

5.

Explicar a qué se puede deber el hecho de que los cultivos puedan crecer mejor en un suelo cuyo epipedión tenga un pH inferior a 4, cuando se añade m.o. (Evans y Kamprat, 1970).

6.

En un suelo contaminado con cromo se observa que al añadir una m.o. rica en ácidos húmicos disminuye la biodisponibilidad del cromo y su toxicidad. ¿A qué puede deberse?

Respuestas 1.

218

Los grupos funcionales carboxílico y fenólico en función del valor de la constante de equilibrio (pKa) pueden disociarse confiriendo un carácter ácido o bien protonarse, presentando carga positiva (carga variable).

2.

La m.o. tiene un carácter anfótero, que le permite adsorber cationes o anio­ nes según la reacción de suelo.

3.

Debido a la despronotación de los grupos funcionales carboxílico y fenólico.

4.

La caolinita presenta igualmente carácter anfótero.

5.

La formación de un complejo entre las sustancias húmicas y el aluminio soluble/intercambiable hace que la actividad de éste en la solución del suelo (biodisponibilidad) sea baja y con ello su toxicidad será menor.

6.

El cromo inicialmente se debía encontrar como Cr(VI), que es altamente tóxico. Al añadir ácidos húmicos, éstos actúan como agente reductor, con lo que el cromo pasará a Cr(lll), que actúa como un ácido fuerte de Lewis, formando un complejo estable con los grupos carboxílicos de los ácidos húmicos. Ambos mecanismos explican su menor biodisponibilidad y menor toxicidad (Sparks, 1995).

8.

Bibliografía

8.1. Bibliografía básica Baldock, J.A. y Nelson, P.N. (2000): «Soil Organic Matter». In M.E: Sumner: Handbook of Soil Science. CRC Press: B-25- B-84. Boca Ratón, Fl. Cook, H.F. y Lee, H.C. (ed.) (1995): Soil Management in Sustainable Agriculture.Wye College Press. Ashford. Frimmel, F.H. y Christman, R.F. (eds.) (1988): Humic Substances and their Role in the Environment. John Wiley & Sons, 271 pp. New York. Hayes, M.H.B. et al. (eds.) (1998): Humic Substances. In Search o f Structure. John Wiley & Sons. 764 pp. New York. Kubát, J. (ed.) (1992): Humus, its Structure and Role in Agriculture and Environment. Developments in Agricultural and Managed-Forest Ecology 25. Elsevier, 201 pp. Amsterdam. MacCarthy, P.; Clapp, C.E.; Malcolm, R.L. y Bloom, P.R. (ed.) (1990): Humic Substances in Soil and Crop Sciences: Selected Readings. A.S.A., Inc., 281 pp. Madison. Pachepsky, Y.A.; Crawford, J.W. y Rawls, W.J. (ed.) (2000): Fractals in Soils Science. Elsevier, 295 pp. Amsterdam. Soil Science Society of America (2001): Carbón Sequestration: Position o f the Soil Science Society o f America. SSSA Ad Hoc Commitee S983. Madison, WI. Iutp://www. soils. org/carbseq. hlml. Stevenson, F.J. (1994): Humus Chemistry. Génesis, Composition, Reactions. 2"d Ed. John Wiley & Sons, 496 pp. New York. Tate III, R.L. (1992): Soil Organic Matter. Biological and Ecological Effects. Krieger Publisher Co., 291 pp. Malabar. Van Elsas, J.D.; Wellington, E.M.H. y Trevors, J.D. (ed.) (1997): Modern Soil Microbiology. Marcel Dekker, New York. 219

8.2.

Bibliografía de referencia

Allison, F.E. (1973): Soil Organic Matter and its Role in Crop Production. Elsevier Sci. Publishing Co, 637 pp. Amsterdam. Almendros, G. y Dorado, J. (1999): Molecular characteristics related to the biodegradability ofhumic acidpreparations. Eur. J. Soil Sci. 50:227-236. Almendros, G.; Dorado, J.; González-Vila, F.J.; Blanco, M.J. y Lankes, U. (2000): IJC NMR assessment o f decomposition patterns during composting offorest and shrub bio­ mass. Soil Biol. Biochem. 32:793-804. Almendros, G.; Sanz, J. y Velasco, F. (1996): Signatures o f lipids assemblages in soils under continental Mediterranean forest. Eur. J. Soil Sci. 47:183-196. Almendros, G.; Fründ, R.; González-Vila, F.J.; Haider, K.M.; Knicker, H. y Lüdemann, H.-D.: Analysis o f l3C and ISN CPMAS-NMR-speclra o f soil organic matter and compost. FEBSLett. 282:119-121. Almendros, G. y González-Vila, F.J. (1987): Degradative studies on a soil humid fractionSequential degradations ofinherited humin. Soil Biol. Biochem. 19:513-520. Almendros, G.; Tinoco, P.; González-Vila, F.J.; Lüdemann, H.-D.; Sanz, J. y Velasco, F.: ,3C-NMR offorest soil lipids. Soil Science, 166, 3:186-196. Anderson, T.-H. (1994): Physiological analysis o f microbial communities in soil: Applica­ tions and limitations. In: K. Ritz, J. Dighton y K.E. Giller (eds.): Beyond the Biomass. British Soc. Soil Sci. London. John Wiley & Sons. Chichester. Andreux, F. (1996): Humus in World Soils. In A. Piccolo: Humic Substances in Terrestrial Ecosystems: 45-100. Elsevier. Avnir, D. (ed.) (1989): The Fractal Approach to Heterogeneous Chemistry: Surfaces, Colloids, Polymers. Wiley Chichester, UK. Badía, D. (2000): Potential nitrification rales o f semiarid cropland soils from the central Ebro valley, Spain. Arid Soil Res. Rehab. 14:281-292. Baldock, J.A.; Oades, J.M.; Waters, A.G.; Peng, X.; Vassallo, A.M., y Wilson, M.A. (1992): Aspects o f the Chemical structure o f soil organic materials as revealed by solid-state ,3C NMR spectroscopy. Biogeochemistry 16:1-42. Bardgett, R.D. y Shine, A.: Linkages between plant litter diversity, soil microbial biomass and ecosystem function in temperóte grasslands. Soil Biol. Biochem. 31:317-321. Bauer, A. y Black, A.L. (1981): Soil carbón, nitrogen and bulk density comparisons in two cropland tillage systems after 25 years and in virgin grassland. Soil Sci. Soc. Am. J. 45, 1166-70. Becker-Heidmann, R; Liang-Wu, L. y Scharpensel, H.W.: Radiocarbon dating o f organic matter fractions o f a chínese Mollisol. Z. Pflanzenernáhr. Bodenk., 151:37-40. Bekku, Y.; Koizumi, H.; Oikawa, T. y Iwaki, H. (1996): Examination offour methods for measuring soil respiration. Appl. Soil Ecol. 5:247-254. Beltrán-Batjes, N.H. (1998): Mitigation o f atmospheric C 02 concentrations by increased carbón sequestration in the soil. Biol. Fértil. Soils, 27:230-235. Berg, B.; Wessén, B. y Ekbohm, G. (1982): Nitrogen level and decomposition ofScots pine needle litter. Oikos, 38:291-296. Bergstrom, L. y Kirchmann, H. (1998): Carbón and Nutrient Dynamics in Natural and Agricultural Tropical Ecosystems. CBA International, 319 pp. Wallingford, Oxon, UK. Bcyer, L. (1996): The Chemical composition of soil organic matter in classical humic compoundfractions and in bulk samples. A review. Z. Pflanzenernáhr. Bodenk. 159:527-539. Bouhot, D. (1983): «La fatigue des sois. Position du probléme et principe du diagnostic». In La fatigue des sois. 23éme Colloque SFP, n. 17. Versailles. INRA. 220

Bouwman, A.F. (1990): Soils and the Greenhouse Effect. John Wiley & Sons. New York. Buffie, J. y Stumm, W. (1994): «General chemistry of aquatic systems». In: J. Buffle y R.R. De Vitre (eds.): Chemical and Biological Regulation o f Aquatic System: 1-42. CRC Press, Boca Ratón, Fl. Buresh, R.; Sánchez, P. y Calhoun, F. (ed.) (1998): Replenishing Soil Fertility in Africa. Soil Sci. Soc. America. Madison, WI. Cadisch, G. y Giller, K.E. (ed.) (1997): Driven by Nature: Plant Litter Quality and Decomposition. CAB International, Wallingford, UK. Cadisch, G. y Giller, K.E. (2001): «Soil Organic Matter Management: The Role of Residue Quality in C Sequestration and N Supply». In: R.M. Rees, B.C. Ball, C.D. Campbell y C.A. Watson (Eds.): Sustainable Management ofSoil Organic Matter. CAB Internatio­ nal: 97-111. Cambardella, C.A. y Elliott, E.T. (1993): Methods for physical separation and characterization ofsoil organic matter fractions. Geoderma, 56:449-457. Caravaca, F.; Lax, A. y Albadalejo, J. (1999): Organic matter, nutrient contení and catión exchange capacity in fine fraction from semiarid calcareous soils. Geoderma, 93:161176. Carballas, M.; Carballas, T.; Cabañero, A.; Villar, M.C.; Leiros, M.C. y Guitián, F. (1983): Suelos AC sobre granitos en Galicia (NO de España) con especial referencia al Ranker atlántico. III: Fracción orgánica. An. Edafol. y Agrobiol. XLII: 1781-1814. Madrid. Cárter, M.R. y Stewards, D.A. (eds.) (1996): Structure and Organic Matter Storage inAgricultural Soils. Lewis Publishers, CRC Press, Boca Ratón, Fl. Chan, K.Y.; Heenan, D.P. y Oates, A. (2002): Soil carbón fractions and relationship to soil quality under different tillage and stubble management. Soil Tillage Res., 63:133-139. Clapp, C.E. y Hayes, M.H.B. (1999): Siz.es and shapes of humic substances. Soil Sci. 164, 11:777-789. Coleman, D.C. y Jenkinson, D.S. (1996): «Roth C-26.3 A modcl for the tumover of carbón in soil». In: D.S. Powlson, P. Smith y J.U. Smith (ed.): Evaluation of Soil Organic Models Using Existing, Long-Term Dataseis. NATO ASI Series I, 38. Springer-Verlag, Heidelberg. Coleman, D.C.; Oades, J.M. y Uehara, G. (1989): Dynamics Soil Organic Matter in Tropi­ cal Ecosystems. NifTAL Project. University of Hawaii, 249 pp. Honolulú. Cotrufo, M.F.; Millcr, M. y Zeller, B. (2000): «Litter dccomposition». In: E.D. Schulze (ed): Carbón and Nitrogen Cycling, 142-148. Cresser, M.; Killhamm, K. y Edwards, T. (1993): Soil chemistry and its applications. Cam­ bridge Environmental Chemistry Series 5. Cambridge University Press, 192 pp. Cam­ bridge, UK. Crompton, T.R. (2000): Delermination o f organic compounds in soils, sediments and sludges. E&FN SPON, 490 pp. London. De Ruiter, P.C.; Neutel, A.M. y Moore, J.C.: Biodiversity in soil ecosystems: the role of energy flow and community stability. Appl. Soil Ecol. 10:217-228. De Roose, F. y van Parijs, Ph. (1991): La Pensée Écologique. De Boeck Université, 203 pp. Bruxelles. Díaz-Zorita, M.; Duarte, G.A. y Grove, J.H. (2002): A review o f no-till systems and soil management for sustainable crop production in the subhumid and semiarid Pampas of Argentina. Soil Tillage Res. 65:1-18. Doran, J.W.; Bezedick, D.C.; Bezedick, D.F. y Stewarl, D.A. (ed.) (1994): Defining Soil Quality for a Sustainable Environment. Soil Sci. Soc. Amer. Special Publ. 35. Madi­ son, WÍ. 221

Duchaufour, Ph. (1950): L'humus forestier et sa décomposition. Rcv. Forest. Fr. 9. París. Duchaufour. Ph. (2001): Introduction a la Science du Sol. Sol, Végétation, Environnement. Dunod, 331 pp. Paris. Evangelou, V.P.: Environmental Soil and Water Chemistry. Principies and Applications. John Wiley & Sons, Inc. New York. Falloon, P. y Smith, P. (2002): Simulating SOC changes in long-term experiments with Roth C and Century: model evaluation fo r a regional scale application. Soil Use Manag. 18:101-111. Falloon, P.: Smitz, P.; Szabó, J. y Pásztor, L. (2002): Comparison o f approachesfor estimating carbón sequestrution at the regional scale. Soil Use Manag. 18:164-174. FAO (2001): Soil Carbón Sequestrution fo r ¡mproved Land Management. World Soils Resources Reports 96, 57 pp. Rome. Fernández, I.; Cabaneiro, A. y Carballas, T. (1999): Carbón mineralization dynamics in soils after wildfires in two Galician forest. Soil Biol. Biochem. 31:1853-1865. Franzluebbers, A.J. (2002): Soil organic matter stratification ratio as an indicator o f soil quality. Soil Tillage Res. 66:95-106. Franzluebbers, A.J. y Arshad, M.A. (1997): Particulate organic carbón contení and potential mineralization as affected by tillage and texture. Soil Sci. Soc. Amer. 61:13821386. Gastón, K.J. (1996): Biodiversity: A Biology o f Numbers and Difference. Blackwell Science, Oxford, UK. Gaucher, G. (1981): Les Facteurs de la Pédogénése. G. Lelotte 730 pp. Dison, B. Ghabbour, E.A. y Davis, G. (2001): Humic Substances. Structures, models andfunctions. Royal Society of Chemistry, 375 pp. London. Gil-Sotres, F.; Zech, W. y Alt. H.G.: Characterization o f phosphorus fractions in surface horizons o f soils from Galicia (NW Spain) by 31P NMR spectroscopy. Soil Biol. Bio­ chem. 22:75-79. Giller, K.E.; Beare, M.H.; Lavelle, P.; Izac, A.N. y Swift, M.J.: Agricultural intensijication, soil biodiversity and agroecosystemfunction. Appl. Soil Ecol. 6:3-16. Gobat, J.-M.; Aragno, M. y Matthey, W. (2003): Le Sol Vivant. Presses Polytechniques et Universitaires Romandes, 568 pp. Lausanne. González-Prieto, S.J. y Carballas, T. (1995): N Biochemical diversity as a factor o f soil diversity. Soil Biol. Biochem. 27, 2:205-210. González-Prieto, S.J.; Cabaneiro, A.; Villar, M.C.; Carballas, M. y Carballas, T. (1996): Effect o f soil characteristics on N mineralization capacity in 112 native and agricultu­ ral soils from the northwest o f Spain. Biol. Fert. Soils, 22:252-260. Springer. Greenland, D.J. (1981): Soil management and soil degradation. J. Soil Sci., 32:301-322. Gregorich. E.G. y Cárter, M.R. (1997): Soil Quality fo r Crop Production and Ecosystem Health. Elsevier, 448 pp. Amsterdam. Grime, J.P.: Biodiversity and ecosystem function: the debate. Science, 277:1260-1261. Gunapala, N.; Venette, R.C.; Ferris, H. y Scoww, K.M.: Ejfects o f soil management history on the rate o f organic matter décomposition. Soil Biol. Biochem. 30:1917-1927. Hatfield, J.L. y Stewart, B.A. (1994): Crops Residue Management. Advances in Soil Science. Lewis Publishers, 220 pp. Boca Ratón. Hayes, M.H.B. y Wilson, W.S. (eds.) (1997): Humic Substances in Soils, Peats and Sludges-Health and Environmental Aspects. The Royal Society of Chemistry, Thomas Graham House, 496 pp. Cambridge. Hedges, J.I. y Oades, J.M. (1997): Comparative organic geochemistry o f soils and sediments. Org. Geochem. 27:319-361. 222

Hernández, R.I.; Coss-Muñoz, E.; Mercado-García, F.; Siebe, C. y Dendooven, L.: Sequestration o f organic C in alkaline satine soils from the farmer lake Texcoco. Eur. J. Soil Sci., 50:601-608. Hontoria, C.; Rodríguez-Murillo, J.C. y Saa, A. (1999): Relationships between soil organic carbón contení and other site characteristics in peninsular Spain. Soil Sci. Soc. Am. J., 63:614-621. Janzen, H.H.; Campbell, C.A.; Izaurralde, R.C.; Ellert, B.H.; Juma, N.; McGill, W.B. y Zentner, R: Management ejfects on soil C storage on the Canadian prairies. Soil Ti 11age Res. 47:181-195. Jiménez, R.M. y Lamo de Espinosa, J. (1998): Agricultura Sostenible. Mundi-Prensa, 616 pp. Madrid. Jocteur-Monrozier, L. (1984): Nature et évolution de Vazote organique dans les sois et les sédiments marins récents. Thése doctoral des Sciences. Univ. Nancy I & CNRS. Johnston, A.E. (1997): The valué o f long-term field experiments in agricultura!, ecological and environmental research. Adv. Agron. 59:291-333. Johnston, A.E. y Salter, J.L.: Soil Management fo r Sustainable Farming. J. Royal Agrie. Soc. England, 162:122-132. Kay, B.D. y Van den Bygaart, A.J. (2002): Conservation tillage and depth stratification of porosity and soil organic matter. Soil Tillage Res. 66:107-118. Kelley, K.R. y Stevenson, F.J.: Organic Forms of N in Soils. In: A. Piccolo (ed.) (1996): Humic Substances in Terrestrial Ecosystems: 407-417. Elsevier. Amsterdam. Kimble, J.M.; Lal, R. y Follett, R.F. (ed.) (2002): Agricultural Practices and Policies for Carbón Sequestration in Soil. Lewis Publishers, 536 pp. Kinesch, P.; Powlson, D.S. y Randall, E.W. (1995): 13C NMR studies ofsoil organic matter in whole soils: I. Quantification possibilities. Eur. J. Soil Sci. 46:125-138. Kógel, I. (1986): Estimation and decomposition pattern on the lignin component in forest humus layers. Soil Biol. Biochem. 18:589-594. Kógel, I.; Hemptling, R.; Zech, W.; Hatcher, P.G. y Schulten, H.-R. (1988): Chemical composition o f the organic matter in forest soils: 1. Forest litter. Soil Sci. 146:124-136. Labrador, J. (2001): La Materia Orgánica en los Agroecosistemas. Mundi-Prensa, 293 pp. Madrid. Labrador, J.; Porcuna, J.L. y Bello, A. (2002): Manual de Agricultura y Ganadería Ecoló­ gica. SE Agricultura Ecológica. Eumedia & Mundi-Prensa, 245 pp. Madrid. Lal, R. (ed.) (2001): Soil Carbón Sequestration and the Greenhouse Effect. Soil Sci. Soc. Am. Special Pub. 57, 236 pp. Madison, WI. Larson, W.E. y Pierce, F.J. (1994): «The dynamics ofsoil quality as a measure of sustaina­ ble management». In: J.W. Doran, D.C. Bezedick, D.F. Bezedick. y D.A. Stewart (eds.): Defíning Soil Quality for a Sustainable Environment. Soil Sci. Soc. Am. Special. Pub. 35. Madison, Wl. Leinweber, R; Schulten, H.-R. y Jancke, H. (1999): New evidence for the molecular composition o f soil organic matter in Vertisols. Soil Se. 164, 11:857-870. Loomis, R.S. y Connor, R.S. (2002): Ecología de cultivos. Productividad y Manejo en Sis­ temas Agrarios. Mundi-Prensa, 591 pp. Madrid. Loveland, P. y Webb, J. (2003): Is there a critical level o f organic matter in the agricultural soils o f températe regions: a review. Soil Tillage Res. 70:1-18. Luna-Guido, M.L.; Beltrán-Hernández, I.; Mercado-García, F.; Siebe, C.; Catt, J.A. y Den­ dooven, L. (2001): «Organic Matter Dynamics in Soils of the Former Lake Texcoco, México». In Rees, R.M., Ball, B.C., Campbell, C.D. y Watson, C.A.(ed.): Sustainable Management o f Soil Organic Matter. CAB International: 195-200. London. 223

Macías, F. y Camps, M. (eds.) (2002): Secuestro de Carbono en Suelos y Biomasa. Abstracts Reunión Internacional. 66 pp. Castelo de Santa Cruz. A Coruña. Malthus, T. R. (1990): Ensayo sobre el principio de la población. AKAL, 534 pp. Madrid. Mandelbrot, B.B. (1982): The Fractal Geometry o f Nature. W.H. Freeman, San Fran­ cisco, CA. Marschener, H. (1986): Mineral Nutrition in Higher Plants. Academic Press, 672 pp. London. McCarthy, R.L.; Malcom, R.L. ; Clapp, C.E. y Bloom, P.R. (1990): Humic Substances in Crop and Soil Sciences: Selected Readings. Soil Sci. Soc. Amer. Madison, WI. McColl, J.G. y Gressel, N. (1995): «Forest Soil Organic Matter: Characteristion and Modern». In W.W. McFee y J.M. Kelley. (ed.): Carbón Forms and Functions in Forest Soils. Soil Sci. Soc. Am. Inc. 13-32. Madison, WI. McFee, W.W. y Kelley, J.M. (ed.) (1995): Carbón Forms and Functions in Forest Soils. Soil Sci. Soc. Am. Inc. 594 pp. Madison, WI. Meakin, P. (1991): Fractal aggregates in geophysics. Rev. Geophys. 29:317-354. Meijboom, F.M.; Hassink, J. y Van Noorwijk, M.: Density fractionation o f soil macroorganic matter using silica suspensions. Soil Biol. Biochem. 27:1109-1111. Müller, C. (2000): Modeling Soil-Biosphere ¡nteractions. CABI Publising, 254 pp. Wallingford, Oxon, UK. Mulongoy, K. y Merckx, R. (eds.) (1993): Soil Organic Matter Dynamics and Sustainability o f Tropical Agriculture. Wiley. London. Nelson, D.W. y Sommer, L.E.: Total carbón, organic carbón and organic matter. In D.L. Sparks et al. (eds.): Methods o f Soils Analysis. Part. 3. Chemical Methods. Soil Sci. Soc. Amer.: 961-1010. Madison, WI, 196. Panigatti, J.L.; Marelli, H.; Buschiazzo, D. y Gil, R. (1998): Siembra Directa. Editorial Hemisferio Sur, SA. 333 pp. Buenos Aires. Pankhurst, C.E.; Doube, B.M. y Gupta, V.V.S.R. (eds.) (1997): Biological Indicators ofSoil Health. CAB International, Wallingford, UK. Parfitt, R.L.; Theng, B.K.G.; Whitton, J.S. y Shepherd, T.G. (1997): Efects o f clay minerals and land use on organic matter pools. Geoderma. 75:1 -2. Parton, W.J. (1996): «The Century Model». In: Powlson, D.S., Smith, P. y Smith, J.U. (ed.): Evaluation ofSoil Organic Matter Models Using Existing Long-term Dataseis, 38:83293. Springer Berlín. Paul, E.A.; Elliott, E.T.; Paustian, K. y Colé, C.V. (1997): Soil Organic Matter in Tempé­ rate Agroecosystems. CRC Press, 414 pp. Boca Ratón, Fl. Paustian, K.; Andren, O.; Janzen, H.H.; Lal, R.; Smith, P; Tian, G.; Tiessen, H.; Van Noordwijk, M. y Woomer, P.L.: Agricultural soils as a sink to mitígate C 02 emissions. Soil Use Manag. 13:230-244. Pimental, D. y Heichel, G.H. (1991): «Energy efficiency and sustainability of farming Sys­ tems». In Lal, R. y Pierce, F.J. (eds.): Soil Management fo r Sustainability. Soil and Water Conservations Society, Iowa. Powlson, D.S.; Smith, P. y Smith, J.U. (eds.) (1996): Evaluation o f Soil Organic Matter Models Using Existing Long-term Dataseis. Springer. Berlín. Powlson, D.S.; Smith, P; Coleman, K.; Smith, J.U.; Glendining, M.J.; Korschens, M. y Franko, U. (1998): A European network o f long-term sites fo r studies on organic mat­ ter. Soil Tillage Res. 47:263-274. Quelhas Dos Santos, J. (2001): Fertilizagao & Ambiente. Publicares Europa-América. 261 pp. Mem Martins, P. Rees, R.M.; Ball, B.C.; Campbell, C.D. y Watson, C.A. (eds.) (2001): Sustainable Manage­ ment ofSoil Organic Matter. CAB International, Wallington, UK. 224

Rice, J.A. y Lin, J-S. (1993): Fractal nature o f humic materials. Environ. Sci. Technol. 24:413-414. Richter, D.D. y Markewitz, D. (2001): Understunding Soil Change. Soil Sustainability over Millennia, Centuries and Decades. Cambridge University Press, 255 pp. Cambridge. Romanyá, J.; Cortina, J.; Fallón, P.; Coleman, K. y Smith, P. (2000): Modelling changes in soil organic matter after planting fast-growing Pinus radiata on Mediterraean agricul­ turaI soils. Eur. J. Soil Sci., 51:627-641. Rovira, R. y Vallejo, V.R. (1997): Organic carbón and nitrogen mineralization under mediterranean climatic conditions: the effects o f incubation depth. Soil Biol. Biochem. 29:1509-1520. Rovira, P. (2001): Descomposició i estabilització de la materia orgánica ais sois forestáis de la mediterránia: qualitat, protecció física i factor fondária. Tesis doctoral. Universitat de Barcelona. Rice, J. y Lin, J.S.: Fractal nature of humic materials. Environ. Sci. Technol., 27:413-414. Rizzi, F.R.; Senesi, N.; Acquafredda, P. y Lorusso, G.F. (1994): Applicazione della geome­ tría frattale alio studio morfológico delle sostanze umiche. Atti XI Conv. SICA, Cremona, Patrón Editore, Bologna: 169-176. Rosswall, T. y Paustian, K. (1984): Cycling o f nitrogen in modem agricultural systems. Plant Soil, 76:3-21. Rusch, H.P. (1972): La Fécondité du Sol. Le Corrier du Livre, 315 pp. Paris. Sáiz-Jiménez, C. (1996): «Chemical structures of humic substances: recent advances». In: A. Piccolo (ed.): Humic Substances in Terrestrial Ecosystems: 1-45. Elsevier. Amsterdam. Schnitzer, M. (1990): JSelccted methods for the characterization of soil humic substances». In: P. MacCarthy, C.E. Clapp, R.L. Malcolm y P.R. Bloom (ed): Humic Substances in Soil and Crop Sciences: Selected Readings. ASA-SSSA; Madison, WI: 65-89. Schnitzer, M.: Soil organic matter: The next 75 years. Soil Sci. 151:41-58. Schulten, H.-R. y Leinweber, P. (1996): Characterization of humic and soil partióles by analytical pyrolisis and Computer modeling. J. Anal. Appl. Pyrolysis, 38:1-53. Schulten, H.-R. y Schnitzer, M. (1997): The chemistry of soil organic nitrogen: a review. Biol. Fértil. Soils, 26:1-15. Schulze, E.D. (ed.) (2000): Carbón and Nitrogen Cycling in European Forest Ecosystems. Ecological Studies 142. Springer, 500 pp. Berlin. Scoones, I. y Toulmin, C. (1999): Policies for Soil Fertility Management in Africa. DFID Rcport, Russell Publishing, Nottingham. Senesi, N. (1999): Aggregation patterns and macromolecular morphology of humic subs­ tances. A fractal approach. Soil Sci. 164, 11:841-856. Setiila, H.; Laakson, J.; Mikola, J. y Hunta, V.: Functional diversity of decomposer organisms in relation to primary production. Appl. Soil Ecol. 9:25-31. Shaffer, M.J.; Ma, L. y Hansen, S. (2001): Modeling Carbón and Nitrogen Dynamics for Soil Management. Lewis Publishers, 651 pp. Boca Ratón, Fl. Sisabough, R.L. y Moorhcad (1997): «Synthesis of litter quality and enzymic approaches to decomposition modelling». In: Cadisch, G. y Giller, K.E. (ed.): Driven by Nature: Plant Litter Quality and Decomposition, 363-375. CAB International, Wallingford, UK. Skjemstad, J.O.; Clarke, R; Golchin, A. y Oades, J.M. (1997): «Characterisation of soil organic matter by solid-state 13C NMR spectroscopy». In G. Cadisch. y K.E. Giller. (eds.): Driven by Nature: Plant Litter Quality and Decomposition: 253-271. CAB Inter­ national, Wallingford, UK. Smaling, E.M.A.; Fresco, L.O. y de Jager, A. (1996): Classifyng, monitoring and improving soil nutrient stacks and flows in Africa agriculture. Ambio 25:492-496. 225

Soane, B.D. y Ball, B.C.: Review o f manegement and conduct o f long-term tillage studies with special reference to a 25-yr experiment on barley in Scotland. Soil Tillage Res. 45:17-37. Sparks, D.L. (1998): Environmental Soil Chemistry. 3. Chemistry ofSoil Organic Matter. 75-113. Academic Press. Amsterdam. Steincr, R. (1988): Curso Sobre Agricultura Biológico-dinámica. Principios Basados en la Ciencia Espiritual para el Desarrollo de la Agricultura. Editorial Rudolf Steincr, 282 pp. Madrid. Stevenson, F.J. (1979): Humates. Facts and fantasies on their valué as commercial soil amendments. Crop Soils Mag. April-May: 14-16. Stevenson, F.J. y M.A. Colé (1999): Cycles of soil: Carbón, Nitrogen, Phosphorus, Sulfur, Micronutrients. Wiley Inc., 427 pp. New York. Stockdale, E.A.; Lampkin, N.H.; Hovi, M.; Keatinge, R.; Lennartsson, E.K.M.; MacDonald, D.W.; Padel, S.; Tattersall, F.H.; Wolfe, FH. y Watson, C.A. (2001): Agronomic and Environmental Implications o f Organic Farming Systems. Adv. Agron. 70:261-327. Stockdale, E.A.; Shepherd, M.A.; Fortune, S. y Cuttle, S.P. (2002): Soilfertility in organic farming systems- fundamentally different? Soil Use Manag. 18:301-308. Swift, R.S. (1996): «Organic matter characterization». In: D.L. Sparks et al. (ed.j: Methods o f soil analysis. Part 3. Chemical methods. Soil Sci. Soc. Amer. 1011-1069. Madison, W I.

Swift, M.J. y Woomer, P. (1993): «Organic matter and the sustainability of agricultural Sys­ tems. Definition and measurements». In: K. Mulongoy y R. Merckx (Eds): Soil Orga­ nic Matter Dynamics and Sustainability of Tropical Agriculture. Wiley-Sayce Co. Publication. Thurman, E.M. (1985): Organic Geochemistry o f Natural Waters. Martinus Nijhoff/Dr W Junk Publishers, Dordrecht, Neth. United Nations Environment Programme (UNEP) (1997): Global Environment Outlook. Oxford University Press, New York. Vaugham, D. y Malcolm, R.E. (1985): Soil Organic Matter and Biological Activity. Marti­ nus Nijhoff/DR W. Junk Publisher. Dordrecht. Watson, C.A.; Atkinson, D.; Gosling, P; Jackson, L.R. y Rayns, F.W. (2002): Managing soil fertility in organic farming systems. Soil Use Manag. 18:239-247. Wilson, W.S. (ed.) (1991): Advances in Soil Organic Matter Research: The Impacl on Agri­ culture and the Environment. The Royal Society of Chemistry, 400 pp. Cambridge. Yang, X.M. y Wander, M.M. (1999): Tillage effeets on soil organic carbón distribution and storage in a silt loam soil in Illinois. Soil Tillage Res. 1-2:1-9.

226

9 Reacciones de superficie: adsorción e intercambio iónico Las interacciones complejas entre las superficies de las arcillas, óxidos y m. o. controlan ampliamente las propiedades físicas de los suelos. J. M. O a d e s , 1998.

1.

Posición de los elementos químicos en el suelo

Los elementos químicos constituyentes del suelo pueden ocupar distintas posi­ ciones: — En la fase sólida. Inmovilizados en una estructura mineral cristalina, en aluminosilicatos amorfos, y en compuestos orgánicos. Los elementos de una red cristalina se hallan en ella desde el momento en que se formó el mineral, y hasta que los procesos de meteorización (Cap. 17) vayan permi­ tiendo la salida de los elementos integrantes de la red. El resultado final será el colapso de la red y la desintegración del mineral. Este proceso suele requerir un tiempo prolongado. — En la interfase sólido-líquido. Localizados en la superficie de determinadas partículas y en su área de influencia. Tienen lugar reacciones de superficie con uniones de distintos tipos entre el ele­ mento y la superficie. — En la fase líquida. El agua del suelo puede contener elementos en solución, así como partículas sólidas en suspensión: material coloidal soluble o pseudosoluble. Los iones disueltos preci­ pitan al secarse el suelo y al añadir agua vuelven a disolverse. La reacción con un líquido se denomina solvatación y en el caso de un ión con agua se conoce como hidratación. Como resultado de la hidratación, una serie de moléculas de agua quedan rodeando a cada ión. V+

227

En la fase líquida, el radio del ión hidratado es considerablemente mayor que el del ion: Ión Li+ Na* K* Rb+

Radio iónico (nm) Deshidratado

Hidratado

0,078 0,098 0,133 0,149

1,003 0,793 0,532 0,509

La hidratación tiene efectos importantes sobre las reacciones de superficie y la movili­ dad del ión afectado, ya que el centro del ión hidratado está más alejado de la superficie y el grado de unión será menor. Los elementos de la fase líquida presentan una elevada movilidad, pudiendo ser trans­ portados dentro del suelo (translocados) o bien fuera de él (perdidos por lavado). Por lo general, la concentración del agua del suelo es muy baja. En aquellos casos en que no así sea, la presión osmótica será alta, las plantas tendrán dificultades en obtener agua del suelo y pueden sufrir efectos tóxicos específicos. Estas circunstancias hacen que estos suelos se denominen salinos. (Cap. 24). El comportamiento de un mismo elemento, su movilidad y disponibilidad para las plan­ tas serán totalmente distintos según la posición ocupada en unos y otros casos.

2.

Fenómenos de adsorción

La adsorción: Es la asociación de m ateria, ya sean átom os, m oléculas o iones, a las superficies de los sólidos (interfase sólido-líquido). H ace que las concentraciones de las sustancias disueltas sean diferentes en las proxim idades de las partículas que en la fase líquida. En los m ecanism os que dan lugar a la asociación pueden hallarse im plicadas: — Fuerzas de enlace entre m oléculas sin carga: (fuerzas físicas) tales como: Fuerzas de London-van der Waals. Fuerzas de enlace por puentes de hidrógeno. — Fuerzas de enlace entre átom os debidas a: Enlace iónico. Enlace covalente. Los pesticidas pueden asociarse con la materia orgánica por medio de interacciones temporales, tales como puentes de hidrógeno, fuerzas de London-van der Waals y puentes catiónicos, si bien su persistencia en el suelo a largo plazo se debe a enlaces covalentes entre el pesticida y los ácidos húmicos (Tate, 1987). Las cargas de superficie que presentan los m inerales de arcilla (Cap. 7) y los com ponentes orgánicos (Cap. 8) pueden tener su origen en: 228

— La estructura del mineral, en este caso: Su cuantía es independiente de las condiciones del medio, en concreto del pH, por lo que se denominan cargas permanentes. Son debidas a sustituciones isomórficas. La magnitud de la fuerza electrostática en la superficie del mineral dependerá de si la sustitución isomórfica se halla en la capa tetraédrica o en la octaédrica, según expresa la ley de Coulomb. Suelen ser negativas, si bien en algunos casos son positivas, como en las cloritas. — Roturas en los bordes y en los grupos funcionales. Dependen de las condiciones de pH (cargas variables). • En componentes minerales Se trata de cargas localizadas en los bordes del mineral, en los que se producen las roturas, caso de las caolinitas. También se presentan en óxidos, oxihidróxidos, alófana e imogolita. Los grupos OH pueden: Disociarse en medios básicos, lo que genera carga negativa en la superficie del mineral. Unirse a iones H+ en medio ácido, lo que permite que el mineral presente cargas positivas en sus bordes. • En componentes orgánicos La disociación y la unión con iones H+ afecta a los grupos funcionales hidroxilo (-OH), carboxilo (-COOH), fenólico (-C6H4OH) y amina (-NH2) de los compo­ nentes orgánicos, La variación de las cargas con el pH puede representarse del siguiente modo:

ZPC 229

A pH ácidos pueden existir cargas positivas y negativas. El pH al cual se igualan las cargas positivas y las negativas del coloide se denomina punto de carga cero (ZPC) o punto isoeléctrico. En él la carga neta total de la partícula es cero (Sposito, 1984). Se ha utilizado para caracterizar la abundancia relativa de carga. A pH básicos habrá las cargas permanentes derivadas de las sustituciones isomórficas y las cargas variables debidas a la materia orgánica y otros componentes. Un com plejo de superficie: • Es el resultado de la unión de un grupo funcional existente en la superficie de una par­ tícula y un ión o molécula de la solución. • Es una unidad molecular estable. • Puede ser de esfera interna y de esfera externa. En el caso en que el ión no esté solvatado, el complejo de superficie se denomina de esfera interna (Sposito, 1989). Este tipo de complejos son muy estables ya que se deben a enlaces iónicos, a enlaces covalentes o a la combinación de ambos. Como ejem­ plo, cabe citar la unión de un ión K+ en posi­ ción interlaminar y coordinación doce con los átomos de oxígeno de dos cavidades siloxanas contiguas (Cap. 7) de una mica o de una vermiculita. Este potasio se halla fijado y no está a disposición de las plantas. En aquellos casos en que la unión con un grupo funcional de superficie tiene lugar con un ión hidratado, los enlaces son de tipo electrostático y los complejos, denominados de esfera externa, son menos estables.

M etal |

M olécu la de a gua •Na4

Los iones solvatados pueden estar influenciados por la existencia de superficies carga­ das, sin llegar a formar complejos de superficie. En este caso los iones se mantienen difu­ sos en la interfase y presentan una gran movilidad (iones en solución). 230

La adsorción que afecta a especies no solvatadas es de tipo específico, mientras que si afecta a especies solvatadas es de tipo no específico. La adsorción se denomina específica debido a que depende significativamente de las configuraciones electrónicas particulares del grupo de superficie y del ión complexado.

3.

Distribución de iones en sistemas arcilla-agua

3.1. Doble capa difusa y solución externa La distribución espacial de cargas eléctricas de signo contrario y del mismo signo, alrededor de una superficie cargada, ha sido explicada por medio de diversos modelos. En la formación de complejos de superficie cabe indicar que los enlaces electrostáticos con iones totalmente hidratados son los responsables de la adsorción no específica con formación de complejos de superficie de esfera externa y de la existencia de un enjambre de iones en la interfase sólido-líquido que neutralizan las cargas de superficie, sin tener una localización fija en dicha interfase. Los cationes están sometidos, por un lado, a la atracción del campo eléctrico creado por la superficie cargada y, por otro, tienden a difundir desde la superficie hacia la solución al existir un gradiente de concentración. Esta situación puede representarse con una superficie de arcilla con carga negativa e iones a su alrededor, cuya concentración disminuye con la distancia a la superficie para los iones de signo contrario y aum enta con los del mismo signo:

La superficie de la partícula cargada (carga negativa) y los iones de signo con­ trario (carga positiva) constituyen una doble capa eléctrica difusa. A una cierta distancia de la superficie se igualan las concentraciones de catio­ nes y aniones, lo que permite establecer dos zonas, la doble capa difusa y la solu­ ción externa. 231

3.2.

Modelos de distribución: Descripción cualitativa

La existencia de campos de fuerzas eléctricas no equilibradas en la interfase arcillaagua afecta a la distribución de iones alrededor de las superficies cargadas negativamente. En una partícula de arcilla seca, y sin sales libres, los iones de signo contrario estarán adsorbidos sobre la superficie del cambiador y próximos a cada sede de intercambio. Si existen sales libres se hallarán precipitadas. - +

+ - +

+ - +

- + - +

- +

- + su e lo seco

su sp e nsión su e lo -a g u a en su e lo h úm edo

Esta distribución de cargas iguales y opuestas en dos capas eléctricas paralelas y rígi­ das, se conoce como modelo de Helmholtz. Este modelo presenta limitaciones debido a que las partículas de arcilla son finitas y a que no permite describir todos los fenómenos eléctricos observados en sistemas arcilla-agua. Al añadir agua pura al sistema anterior, los cationes adsorbidos tenderán a difundirse una cierta distancia desde la superficie hasta que se alcanza el equilibrio entre la atracción eléctrica de Coulomb y la difusión debida a la energía térmica de los iones, consecuencia del gradiente de concentración, lo que da lugar a una capa difusa de cationes. Esta configuración con una capa eléctrica negativa rígida en la fase sólida y una capa difusa de cationes en equilibrio dinámico con la solución, se deno­ mina modelo de la doble capa difusa (DCD) o de Gouy-Chapman. La concentración es mayor en la superficie y decrece exponcncialmente con la distan­ cia. En condiciones de equilibrio, la distribución de los iones es la que corresponde a la mínima energía libre del sistema, descrita por la ecuación de Boltzman. La distancia a la que la concentración en la doble capa se iguala a la concentración de la solución externa, define el límite de la DCD y su espesor (u = 1/K). Éste puede calcularse con la ecuación que expresa que el espesor de la DCD es tanto menor cuanto mayor es la valencia de los iones y cuanto mayor es la concentración de la solución externa: k = cte, función de la temperatura y de la constante dieléc­ trica del medio. u=— = —7— k kzn+yca

Zn+= carga de los iones.

b

C0 = concentración de equilibrio (concentración externa).

La realidad resulta más compleja al existir en la DCD iones del mismo signo que la superficie, lo que provoca su repulsión (adsorción negativa o exclusión aniónica). La confi­ 232

guración de la DCD se ve afectada tanto por la carga de los iones intercambiables, como por la concentración de la solución exterior y la humedad del suelo. El espesor de la DCD,u, no puede exceder del espesor, d, de la capa de agua ligada a la superficie de la arcilla. En aque­ llos casos en que d < u, la DCD no puede llegar a desarrollarse totalmente, está truncada. Los iones deben acumularse en la región u y la DCD tenderá a reabsorber agua hasta que u > d, lo que genera una presión de {linchamiento al aportar agua al sistema (Aragüés, 1988). Este modelo se ha aplicado con éxito para coloides de baja densidad de carga superfi­ cial (del orden de 1-4 x 104 emol (+) cm 2) y bajas concentraciones de la solución exterior (0,1 - 0.0001 M), así como para descripciones cualitativas (Amez.keta y Aragüés, 1989). Sin embargo, presenta limitaciones al no cumplirse algunas de sus hipótesis a medida que aumenta la concentración, por ser los iones cargas no puntuales, existir interacciones entre ellos y con la superficie, lo que da lugar a la formación de complejos de superficie y por existir una selectividad en la adsorción. Uno de los modelos propuestos para superar estas limitaciones es el modelo de Stern, que tiene en cuenta el tamaño finito de los iones. En este caso la doble capa consta de dos partes, separadas por un plano denominado de Stern, situado a una distancia de la superfi­ cie de aproximadamente un radio de un ión hidratado. Esta capa interna o de Helmhoitz puede presentar complejos de esfera interna que hacen disminuir la densidad de carga superficial y complejos de esfera externa. En ella el potencial decrece linealmente:

La capa externa está formada por iones difusos y su potencial decrece exponencial­ mente como en el modelo de Gouy-Chapman. Por su relación con la floculación de los coloides y la estructuración del suelo, los factores que influyen en la configuración de la doble capa difusa se estudian al tratar de la estructura del suelo en el capítulo 1 1 .

4.

Intercambio catiónico

4.1. Aspectos generales La existencia de superficies cargadas negativamente exige que haya iones de signo contrario, relacionados con tales superficies, para que se cum pla el principio de electroneutralidad del sistema. Los cationes solvatados, al ser adsorbidos en la superficie, forman com plejos de superficie de esfera externa que resultan menos 233

estables que los de esfera interna, ya que no pueden establecer fácilmente enlaces iónicos o covalentes entre el grupo central y el ligando (Sposito, 1989), por lo que son intercambiables. En un sistema de intercambio cabe distinguir: — Adsorbentes Componentes del suelo que pueden acumular materia en su superficie, con forma­ ción de complejos de superficie. — Cambiadores Componentes del suelo en cuyas superficies pueden acumular iones de forma rever­ sible, al tener lugar reacciones que dan lugar a complejos de superficie de esfera externa. Como ejemplos de cambiadores cabe citar los minerales de arcilla y la materia orgánica. — Capacidad de intercambio catiónico Propiedad de un cambiador para adsorber cationes de la fase líquida (formación de complejos de superficie de esfera externa), desadsorbiendo al mismo tiempo canti­ dades equivalentes de otros cationes, por destrucción de complejos de superficie. En el sistema se establece un equilibrio dinámico entre los cationes de la solución externa y los que ocupan sedes de intercambio. — Sede de intercambio Posición en la superficie de un cambiador en la que se establece la unión que da lugar al complejo de superficie de esfera externa. Una sede de intercambio va siendo sucesivamente ocupada por distintos iones, con mayor o menor probabilidad, según la concentración de cada uno de ellos en la solución externa. Las propiedades de intercambio catiónico del suelo fueron puestas de manifiesto a media­ dos del siglo xtx, por los trabajos de Thompson y Way. Al hacer percolar diversas soluciones a través de columnas con arena, arcilla, materia orgánica y mezclas de estos componentes, se producen cambios en el líquido efluente. Al emplear un colorante básico (azul de metileno) la solución se decolora al atravesar arcilla o materia orgánica, mientras que con colorantes áci­ dos (rojo Congo), esto no ocurre. Al percolar una solución salina en tales columnas, el efluente se enriquece en bases a la vez que se empobrece en el catión que contenía: tiene lugar un proceso de intercambio catiónico. La carga negativa de las arcillas (Cap. 7), se puede poner de manifiesto sometiendo a electroforesis una suspensión de arcilla en agua. En algunos casos los cam biadores pueden presentar carga positiva, lo que genera una capacidad para intercambiar aniones (CIA). Cabe señalar que el inter­ cambio catiónico se presenta con una m ayor frecuencia que el aniónico. La propiedad del suelo de poder intercam biar iones en la interfase sólidolíquido, y en concreto el tipo y clase de intercambio, tiene grandes repercusiones en el comportamiento del suelo: — Controla la disponibilidad de nutrientes para las plantas: K+, Ca2+, M g2+, entre otros. — Interviene en los procesos de floculación-dispersión de las arcillas y, por consiguiente, en el desarrollo de estructura y estabilidad de los agregados. — Determina el papel del suelo como depurador natural al permitir la reten­ ción de elementos contaminantes incorporados al suelo. 234

4.2.

Capacidad de intercambio catiónico

La capacidad de intercambio catiónico (CIC) de una muestra de suelo, o de alguno de sus componentes, expresa: — El número de moles de iones carga positivos adsorbidos que pueden ser intercambiados por unidad de masa seca, bajo unas condiciones dadas de tem peratura, presión, com posición de la fase líquida y una relación de masa-solución dada (Sposito, 1989). — Un mol de carga positiva equivale a 6,02 x 1023 cargas de cationes adsorbidos. En unidades SI la CIC se expresa en centimoles de carga positiva por kilo­ gramo, cmol(+) kg 1 o bien cmolc kg~'. Con anterioridad se venía utilizando como unidad el meq/100 g, cuyo uso se halla todavía muy extendido. El valor numérico es el mismo con ambas unidades. La CIC de un mineral depende de la densidad de carga superficial (a) y de su superficie específica (S). Para unas condiciones dadas, en que existan cargas per­ manentes (p) y cargas variables (v) (Cap. 7) la CIC vendrá dada por: CIC = Gp (cmolc n r 2) x Sp (m2 kg^1) + a v (cmolc n r 2) x Sv (m2 kg-1) La CIC de los principales coloides del suelo evidencia grandes diferencias de unos a otros debido al distinto origen de la carga (Cap. 7) y, para un mismo cam­ biador, la amplitud del intervalo de valores se debe a los múltiples factores que influyen en la aparición de la carga: tam año de las partículas, cristalinidad y tiempo de tratamiento. Para el caso de la materia orgánica la gran disparidad de valores se debe al distinto grado de descomposición-humificación que puede pre­ sentar. Como valor medio se suele tomar 200 cmol(+) kg-1 de materia orgánica oxidable. Los valores propuestos por distintos autores, de forma orientativa son los siguientes:

Componente

CIC cmol(+) kg-1

Componente

CIC cmol(+) kg-1

arena caolinita halloysita 2H20 halloysita4H20 palygorskita ¡lita glauconita

0 1-10 5-10 40-50 5-30 10-40 5-40

clorita esmcctita vermiculita alófana limo mica materia orgánica

10-40 80-150 120-150 10-150 escasa 0 100-300

La CIC de un suelo variará de horizonte a horizonte y en cada uno de ellos dependerá del contenido y tipo de m inerales de arcilla y de com ponentes orgá­ nicos. 235

ESTUDIO DE CASOS Se desea obtener alguna indicación acerca de la mineralogía de la arcilla de un horizonte Bw (50-80 cm), de color 7,5YR 4/2, textura arcillosa (69,3 % a, 14,3 % L, 16,4 % Ar), un contenido de carbono orgánico de 0,26 % y una CIC de 51,60 cmol (+) kg-1. Indicar posibles implicaciones para arquitectura del paisaje en relación a las instalaciones de riego. Ref. Perfil Arona (Tenerife). Dto. de Edafología. Univ. de La Laguna.

Respuestas CIC suelo = CIC arcilla + CIC m.o. Se suele aceptar un valor de 200 cmol (+) kg-1 para la m.o. 51

60 cmQl (+) _ x cmQl (+) 0,693 kg a kg suelo kg a kg suelo

+ 200 cmo1 (+) 0.26 x 1,72 kg m.o.

100

kg mo kg suelo

CIC de la arcilla = x cmol (+) kg-1 Con la información suministrada se deduce que es probable que la arcilla sea predominantemente esmectita (montmorillonita). Esta información será tanto más fiable cuanto más homogénea sea mineralógi­ camente la fracción arcilla. Al ser una arcilla expandióle puede provocar roturas o grietas en tuberías ente­ rradas y en construcciones realizadas sin la cimentación capaz de resistir los efectos de los repetidos procesos de expansión-retracción.

Dado que la carga negativa neta procede de cargas permanentes y de cargas variables, la CIC depende del pH, lo que se hace notorio en aquellos horizontes con una proporción elevada de cargas variables. Por ello, el valor obtenido para la CIC de un suelo ácido será menor si se determina al pH del suelo que si se utilizan soluciones tamponadas a mayor pH. CICE: Capacidad de intercambio catiónico efectiva, es decir, determ inada al pH del suelo con una solución no tamponada. CIC: Capacidad de intercambio catiónico a un pH determinado, generalmente 7,0 y también 8,2.

4.3. Cationes intercambiables Los cationes intercambiables proceden de la meteorización del material origi­ nario, de la mineralización de la m ateria orgánica, y de aportes externos superfi­ 236

ciales y subterráneos. En la naturaleza raramente se puede encontrar un complejo de cambio con una especie iónica única. Los cationes intercambiables más fre­ cuentes son menos de diez y la presencia y predominio de unos u otros dependerá de las condiciones del medio y de las interacciones en la interfase. Los cationes intercambiables se hallan en una proporción considerablem ente mayor que los cationes en solución. Éstos representan un 1 % o menos, excepto en los suelos sali­ nos (Cap. 24). Atendiendo a algunas características significativas, los cationes de cambio frecuentes son los siguientes: — Suelos calizos de regiones semiáridas y áridas: Ca2+ > Mg2+ > Na+ > K+ estos cationes se denominan bases de cambio. El porcentaje de saturación de bases (V) viene dado por la expresión: = Ca2+ + Mg2+ + Na* + K+

CIC en suelos calizos V =100 % — Suelos sódicos y endopediones nátricos: El porcentaje de sodio intercambiable (ESP) viene dado por la expresión: Na+ ESP = ——— 100 CIC la presencia de sodio de cambio por encima de un 5-15 % provoca efectos desfavo­ rables sobre la estructura del suelo. Un valor de ESP = 5 puede crear ya problemas en suelos sin caliza. — Suelos de zonas húmedas El régimen de humedad percolante produce una acidificación progresiva por pér­ dida de bases por lavado: CIC = bases de cambio + cationes acidificantes En estos casos V < 100 % — Suelos minerales fuertemente ácidos (pH < 5,5) El catión intercambiable más importante es el aluminio en sus distintas formas, seguido del calcio, magnesio y en menor proporción de iones H+. — Suelos orgánicos ácidos En este caso tienen importancia los iones H+ como catión intercambiable. La composición del complejo de intercambio se debe a la selectividad en la adsorción de los distintos cationes (series liotróficas o de Hofmeister). No existe una secuencia de adsorción que tenga validez general aunque, a modo de ejemplo, cabe citar: Al3+ » Ca2+ > Mg2+ » NH4+ > K+ > H+ > Na+ > Li+. El distinto comportamiento de los cationes en la doble capa se puede explicar aten­ diendo a su carga y al proceso de deshidratación de los iones en la superficie del cambiador (Shainberg y Kemper, 1966). 237

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir por qué no se consideran fácilmente intercambiables los iones no solvatados.

2.

Indicar en qué unidades se mide la capacidad de intercambio catiónico. ¿Qué precisiones es preciso realizar en el SI?

Respuestas 1.

Los iones no solvatados se ven afectados por una adsorción de tipo especi­ fico y forman complejos de superficie de esfera interna, que son muy esta­ bles, por lo que el ión no resulta fácilmente intercambiable.

2.

Clásicamente en meq/100 g, si bien en el Sistema Internacional (SI) se ha propuesto el cmol(+)kg~1. Dado que las reacciones tienen lugar equivalente a equivalente y no mol a mol, en el SI se hace necesario indicar que se trata de moles de iones de carga unidad: cmol (+) kg~1 o bien cmolcKg~1.

4.4.

Ecuaciones de intercambio catiónico: Formulación y propiedades

Resulta de interés poder relacionar las cantidades de cationes adsorbidos con su concentración en la solución, para poder predecir el comportamiento del suelo. Por analogía con las reacciones quím icas, una reacción de intercam bio puede escribirse: Ca X + 2 Na+ ^ 2NaX + Ca2+ aplicando la ley de acción de masas:

Kk =

(Na)2(Ca2+) ' e ' ' 'e

X = cambiador Kk = coeficiente de reacción (de intercambio) ( )¡ = actividad de los iones intercambiables ( ) e = actividad de los iones en la solución

Reordenando esta expresión se obtiene una ecuación de intercambio de tipo de Kerr (si bien este autor utilizó concentraciones): (Na)¡2 (Ca)¡

(Na+)e2 k (Ca2+)e

Ambito de cumplimiento: bajas concentraciones, de lo contrario no se mantiene la cons­ tancia del coeficiente de intercambio.

238

Al resultar difícil la determinación de las actividades de los cationes en la fase adsor­ bida, se han desarrollado diversos modelos para estudiar el intercambio catiónico a partir de la composición de la solución externa. El modelo de van Loar, que se particulariza en el de Vanselow y el modelo de Rothmund-Komfeld, un caso particular del cual es el modelo de Gapon, han sido muy frecuentemente utilizados. Partiendo de la reacción de intercambio: C a1/2 X + Na+ ^ NaX + 0,5 Ca2+ y utilizando concentraciones en lugar de actividades, se propuso la ecuación de Gapon: [ ]¡ = mol kg 1 [Na] ¡

[Ca.a],

[Na+]e

G [Ca2+]e1/2 [ ]e = mol m

Considerando un com portam iento análogo para el ión m agnesio que para el ión calcio, empíricamente se puede escribir: [Na], _ [CaI/2 + M g1/2]¡

[Na+]e G [Ca2+ + M g2+]e,/2

De donde se puede definir la relación de adsorción de sodio (expresando las concentra­ ciones en meq L~'): SAR =

[Na+ Ca2+ + Mg.2 +

1/2

Considerando que los cationes significativos en el complejo de cambio sean Ca2+, Mg2+ y Na+ se puede escribir: CIC = [Ca]i + [Mgl¡ + [Na]¡ luego:

[Na] ¡ = K’r, SAR CIC - lNa]¡ Las reacciones de intercam bio catiónico presentan las siguientes propiedades (Bohn y cois., 1979 y 1993): — Son reversibles, en casi todos los casos. Los cationes polivalentes pueden ser más difíciles de intercambiar al formar enlaces covalentes fuertes. — Son estequiométricas: las cantidades intercambiadas son químicamente equivalentes.

239

— Son rápidas: en laboratorio son instantáneas. En campo pueden verse frenadas por la tasa de difusión del ión hacia la superficie del cambiador o desde dicha superficie por la tortuosidad de los poros y el espesor de las láminas de agua. De ello pueden derivarse fenómenos de histéresis (influencia de la dirección) en algunas reacciones de intercambio. — Cum plen la ley de acción de masas: la dirección de la reacción depende de las concentraciones relativas. — Efecto dilución de valencia: expresa la dependencia entre el intercambio canó­ nico y la valencia del catión. La dilución favorece la adsorción de los cationes de mayor carga. Esto tiene importancia para el desplazamiento de un catión por otro dependiendo de la concentración de éste utilizada para el intercambio. Permite explicar las diferencias en la relación de adsorción de sodio (SAR) entre la solución real del suelo y los extractos. También permite explicar el efecto beneficioso de la mejora de suelos empleando el método de las diluciones sucesivas. — Efecto de cationes com plem entarios: influencia de la presencia de un tercer ión sobre el intercambio de otros dos, dependiendo de la fuerza de unión del tercer catión. El Ca2+ se desplaza más fácilmente por NH4 en suelos Ca2+ - Al1+ que en suelos Ca2+ - Na+. — Efecto del anión asociado a un catión desplazante: los productos finales pue­ den estar más débilmente disociados, ser menos solubles o ser más volátiles. — Efecto de coloides específicos: los de mayor densidad de carga tienen preferen­ cia por los cationes de mayor carga.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar cuáles son los factores básicos que afectan al valor de la CIC de los distintos horizontes de un suelo.

2.

Discutir por qué, con un mismo contenido de arcilla, dos suelos pueden presentar valores de CIC muy dispares.

3.

Escribir una ecuación de intercambio para ilustrar el efecto del riego con agua que contenga ión sodio, sobre una arcilla cálcica.

4.

Justificar por qué se ve implicado un número tan reducido de cationes en el complejo de intercambio. Cómo influye el grado de hidratación de un ión en su afinidad por ocupar sedes de intercambio.

5.

¿Qué indicaciones puede extraerse del valor del porcentaje de saturación de bases (V), respecto al régimen de humedad del suelo y efectos sobre el manejo de la fertilidad del suelo?

6.

Calcular cuántos kg de yeso del 80 % deberían incorporarse a un suelo para que el ESP de su epipedión de 30 cm disminuya de un 16 % a un

12 %.

240

4.5. Determinación de la CIC y cationes intercambiables La CIC se determ ina a partir de la cantidad adsorbida de un catión índice al percolar a través de una muestra una solución que contenga dicho catión. Las reac­ ciones de intercam bio que tienen lugar son:

(Ca, Mg, K, N a ,...) X + M e,n+ -> M e,X + (Ca2+ + M g2+ + K+ + Na+ + ...) cationes intercambiados M e,X + Me2m+ + - M e,X + M ein+ CIC

Los métodos más frecuentemente utilizados emplean como catión índice el NH4+, Na+ o el Ba2+, utilizando soluciones tamponadas. El acetato amónico a pH = 7,0 tiene dos incon­ venientes, el NH4+ puede formar complejos de superficie de esfera interna con las arcillas 2:1, lo que provoca imprecisión en los resultados; por otro lado, disuelve los carbonates, lo que falsea los valores de las bases de cambio. El acetato sódico a pH = 8,2 no presenta estos inconvenientes. En suelos ácidos, al utilizar soluciones no tamponadas, por ejemplo, de cloruro potá­ sico, se obtiene un valor menor para la CIC (CIC actual o efectiva CICE) que el máximo. El valor potencial o máximo de la CIC se obtiene al neutralizar todas las cargas de la super­ ficie del cambiador. Esto se consigue al utilizar el método de Melich, en el que se lava con cloruro bárico 0,25 M, con trietanolamina, solución tamponada a pH = 8,2. La determinación de la CIC es, por consiguiente, delicada. Los errores posibles por hidrólisis y retención de sales han sido estudiados por Okazaki y cois. (1963). La CIC es un índice de la fertilidad del suelo, valores de CIC de 8-10 cmol (+) kg~' suelen considerarse los m ínimos aceptables para un horizonte Ap, para poder obtener una producción satisfactoria bajo riego, estando los demás factores a nive­ les adecuados. Una fertirrigación puede permitir subsanar los efectos de una baja capacidad del suelo para alm acenar nutrientes.

5.

Intercambio aniónico

Los suelos desarrollados a partir de materiales volcánicos (Andisoles) o los suelos ácidos de zonas tropicales y, en general, aquellos que tienen cargas varia­ bles pueden presentar capacidad para adsorber aniones (CIA). Esta es mayor en suelos con cantidades importantes de óxidos de aluminio, de hierro y constituyen­ tes tales com o la alófana (Paifitt, 1978) o im ogolita (Mizota, 1977). Los suelos con arcillas caoliníticas en condiciones de acidez pueden presentar carga eléctrica positiva al desarrollarla en los bordes de las partículas de arcilla. 241

Al aumentar la capacidad de intercambio aniónico disminuye la de intercambio catiónico, com o se observa al comparar suelos jóvenes y suelos muy meteorizados:

La adsorción de aniones puede afectar a la nutrición de las plantas al no estar a disposición de éstas iones tales com o fosfato, sulfato y otros. Así, por ejem plo, en algunos A ndisoles el m ayor problem a para el crecim iento de los cultivos puede ser la deficiencia en fósforo. Los procesos de retención de fosfato por com puestos orgánicos pueden dar origen a form as precipitadas o de difícil solubilización. La presen cia de m ateriales con capacidad de adsorción de aniones puede ponerse de m anifiesto con el ensayo con N aF (Fieldes y Perrot, 1966). Para determ inar las dosis de fertilizantes en suelos con propiedades de este tipo habrá que considerar la capacidad del suelo para retenerlos en form as total o par­ cialm ente inasim ilables, adem ás de tener en cuenta los requerim ientos de las plan­ tas, en cuanto a cantidades y m om entos. Las necesidades suelen ser más elevadas al com ienzo del período vegetativo que en las etapas de floración y fructificación (Fox y Kamprath, 1970). Se han propuesto diversos modelos para explicar los mecanismos de adsorción: Formación de complejos de superficie y asociación a superficies cargadas dando lugar a enjambres de aniones difusos en la interfase; mecanismos de intercambio de ligandos; mecanismos electrostáticos, variando de unos aniones a otros, si bien en cualquier caso se trata de procesos bastante complejos. La complexación de superficie de esfera externa y las formas en capa difusa afectan a CP, NO,~ y S e042- y en menor medida a HS~, S 0 42~, H C 03" y C 0 32-, lo que se pone de manifiesto por resultar estos aniones más fácilmente intercambiables que aquellos con adsorción específica, tales como B(OH)4“, P 0 43- y COO- (Sposito, 1989). La secuencia de adsorción aniónica generalm ente adm itida es: NO,' = CP < S 0 42" < M o0 42" < HP()42- < H2P 0 4- < S i044Na2S 0 4 < (NH4)2S 0 4 < K2S 0 4 < C aS04 242

Esta selectividad en la adsorción puede ser utilizada para intentar mejorar la asimilabilidad del fósforo en aquellos suelos en los que haya procesos de fijación de este elemento. En este sentido se han utilizado enmiendas a base de silicatos de sodio o de calcio en suelos tropicales. La adsorción del ión sulfato y del ión fosfato en Andisoles canarios ha sido estudiada por Guadalix y Pardo (1991) y Pardo y Guadalix (1990), con el fin de examinar el efecto del pH sobre la adsorción y la liberación de aniones. La adsorción de S042- disminuye al aumentar el pH, siendo prácticamente nula por encima de pH = 6,5. El mecanismo de adsorción propuesto es el intercambio de ligando, pero en un plano de adsorción distinto al del fosfato. La adsorción aniónica viene controlada por una serie de factores: — — — — — — — —

Tipo de cambiador/adsorbente. pH del medio. Anión enfrentado. Concentración del anión en la solución. Presencia de cationes complementarios. Contenido de OH Contenido y tipo de materia orgánica. Relación S i02/Al20 3.

En ecosistem as acuáticos, tales como lagos y estuarios, la adsorción-desorción de aniones, y entre ellos los fosfatos, por los sedimentos tiene una gran importan­ cia en el control de los niveles de eutrofización de la masa de agua.

6.

Estudio experimental de la adsorción

6.1. Formulaciones empíricas Las formulaciones empíricas permiten describir de forma cuantitativa la adsorción de mate­ ria en una superficie en condiciones isotermas y a presión constante. Se representan por medio de curvas que relacionan la cantidad de material adsorbido y la concentración de equilibrio. El empleo de las isotermas de adsorción para evaluar los requerimientos de nutrientes se basa en el hecho de que incluyen la concentración de elemento adsorbido en las superfi­ cies y la del elemento en solución. El elemento adsorbido o factor cantidad (Q) representa lo que puede servir potencialmente para reabastecer la solución del suelo como consecuen­ cia de la desorción. La concentración en la solución en equilibrio, factor intensidad (1), expresa la cantidad de elemento directamente asimilable por la planta. La relación Q/I se utiliza para medir la capacidad tampón de un suelo frente a la retirada gradual de elemento de la solución (Beckett, 1964). Desde el trabajo de Olsen y Watanabe (1957), las ecuaciones más utilizadas para reali­ zar predicciones sobre adsorción son la isoterma de Freundlich, la de Langmuir y la de Brunauer-Emmett-Teller (BET). Se han utilizado para el estudio de la adsorción en el suelo de nutrientes, tales como fósforo, potasio, boro, así como de agroquímicos. La adsorción se suele estimar a partir del agotamiento de la sustancia adsorbida, com­ parando la concentración inicial en la solución con la existente después del equilibrio con una cantidad conocida de adsorbente. La cantidad adsorbida es función de: 243

a = f (T, C)

a = cantidad adsorbida T = temperatura C = concentración en equilibrio

Van Bemmelen (1888) fue el primero en proponer una isoterma de adsorción neutra, si bien a menudo se atribuye a Freundlich (1909). La expresión empírica propuesta es:

Isoterma de Van Bemmelen-Freundlich:

en forma lineal:

X = cantidad de materia adsorbida (mol) M = cantidad de adsorbente (g) Q = X/M (mol g-') C = concentración de equilibrio de la solución externa (mol L"1) K, n, a, m = constantes empíricas

log

La ecuación cinética es: Q = atmC l/n

X M

-=K C '

M

= — log C + log K n

log C

Es una expresión empírica que expresa que la energía de adsorción disminuye logarít­ micamente al aumentar la fracción de la superficie ocupada. El modelo de Freundlich se cumple para un intervalo amplio de concentraciones, si bien no prevé un máximo de adsorción. En suelos con bajo contenido de fósforo disponible para las plantas, la cinética de la adsorción de fósforo puede describirse por medio de la ecuación de Freundlich (Chardon y Blaauw, 1998). Langmuir propone un modelo con adsorción en monocapa, que se ajusta bien a bajas concentraciones de fósforo. El estado de equilibrio se define como aquel en que se igualan las velocidades de adsorción y de desorción: 244

K,

A molécula a adsorber

— S— superficie de adsorción

K2

A I — S—

Va = K, C (1 - O)

Va = velocidad de adsorción, es proporcional a la concentración y a la fracción de superficie no ocupada

Vd = K2 o

Vd = velocidad de desorción, es proporcional a la superficie ocu­ pada O = fracción de superficie ocupada por A 1- a = fracción no ocupada C = concentración de equilibrio K = constante de energía de retención, constante de Langmuir b = capacidad máxima de adsorción

en el equilibrio: Va = Vd K , C ( 1 - 0 ) = K20 a --

KC 1 + KC

Isoterma de Langmuir X = bo K — M

M

= b-

KC 1+ KC

que se puede expresar como: C 1 C_ X/M " Kb + b

La ventaja del modelo de Langmuir reside en que define un límite finito de adsorción. Esta posibilidad puede utilizarse para estimar la capacidad máxima de adsorción del suelo frente a diversos componentes, tales como, por ejemplo: fosfatos, metales pesados, herbici­ das, entre otros, y permite obtener indicaciones de los mecanismos de adsorción. Como generalización de la expresión de Langmuir se ha desarrollado la ecuación de Brunauer, Emmett y Tener (BET), que considera la adsorción multicapa, es decir, en sitios múltiples. La curva de adsorción se divide en sus diversos segmentos y cada uno de ellos puede tratarse utilizando la ecuación de Langmuir. 245

c X/M 4

------------------------------------------------------------------------------------------ C McCall y cois. (1981) proponen un método denominado de equilibrio de masa, en el que se miden independientemente la fase adsorbida y la fase en solución, con lo que se pue­ den tener en cuenta las pérdidas por degradación o de otro tipo y los resultados son más precisos. Este tipo de curvas permiten conocer la cantidad de elemento que hay que incorporar a un suelo concreto para que se alcance en la solución una concentración de equilibrio prede­ terminada en función de los requerimientos nutricionales para un óptimo de producción.

6.2.

Adsorción de agroquímicos en el suelo

Los fitosanitarios (Cap. 27) y sus productos de degradación pueden ser adsor­ bidos por la m ateria orgánica del suelo por diversos m ecanismos (Bailey y White, 1970) que afectan su eficacia. Entre ellos cabe indicar:

— — — — — —

Intercambio iónico. Enlaces hidrofóbicos. Puentes de hidrógeno. Transferencia de carga. Fuerzas de London-van der Waals. Intercambio de ligando.

La fitotoxicidad de muchos herbicidas está inversamente correlacionada con el conte­ nido de materia orgánica del suelo y varía con la naturaleza de ésta. Esta adsorción obligará a aumentar las dosis en aquellos suelos con horizontes superficiales más ricos en materia orgánica, ya que el agroquímico pierde actividad (Vaugham y Malcon, 1985). 246

De los distintos componentes inorgánicos del suelo, las esmectitas son las que presen­ tan un mayor potencial para la adsorción de fitosanitarios, debido a su elevada superficie específica. Las especies protonadas y las neutras son adsorbidas por formación de comple­ jos interláminas (Sánchez Camazano y Sánchez Martín, 1983, 1987). La adsorción depende de las características de las superficies siloxanas de las arcillas y del pH del medio (Laird y cois. 1992). Por otro lado, desde un punto de vista medioambiental, hay que tener en cuenta que la adsorción de agroquímicos en los distintos horizontes condiciona el lavado de estos pro­ ductos y, por consiguiente, el riesgo de contaminación de las aguas freáticas. Dado que no es posible ensayar todos estos productos en laboratorio o condiciones de campo, para poder predecir su comportamiento, se recurre a la simulación matemática con el empleo de isotermas de adsorción.

La p ersisten cia de un p esticid a ha sido d efinida p o r la IUPAC com o: el tiempo de residencia de una especie quím ica en un com partim ento definido del medio am biente (Greenhalgh, 1980).

Esta concepción tiene en cuenta cualquier proceso que da lugar a la desaparición del agroquímico (transformación, absorción por la planta, lavado o volatilización) y no única­ mente la tasa de transformación. Se ha buscado definir el potencial de lavado de un agroquímico para establecer una clasificación de los mismos en base a diversos modelos. Estos se basan en las ecuaciones de convección/dispersión para el transporte de solutos, adsorción lineal reversible, tasas de transformación de primer orden (caracterizada por la vida media del agroquímico) y absor­ ción pasiva por las plantas (Boesten y van der Linden, 1991). Las características de los suelos en general, y de los epipediones en particu­ lar, condicionan los procesos de adsorción y transporte, por lo que los efectos m edioam bientales de un agroquím ico deben ser referidos a un suelo determ i­ nado.

7.

Bibliografía

7.1. Bibliografía básica Fassbender, H. W.: Química de Suelos. Inst. Interam. Ciencias Agrícolas de la OEA. Turrialba, 398 pp. 1984. Sposito, G.: Catión Exchange in Soils: An Historical and Theoretical Perspective. ASA. Madison. Special Publ. N. 40:13-30. 1981. Sposito, G.: The Surface Chemistry o f Soils. Oxford. Univ. Press. 234 pp. New York, 1984. Sposito, G.: The Chemistry o f Soils. Oxford Univ. Press. 277 pp. New York, 1989. Tan, K. H.: Principies o f Soil Chemistry’. M. Dekker, Inc. New York, 1998.

247

7.2.

Bibliografía de referencia

Amezketa, E. y Aragüés, R.: Estabilidad estructural de suelos afectados por sales: Revi­ sión bibliográfica. Anales de Edafología y Agrobiología. Tomo XLVIII. Nos. 5 al 12: 765-785. 1989. Aragüés, R.: Salinidad de aguas y suelos. II Curso Inter, sobre riego y drenaje. MAPA. IRYDA. Madrid, 1988. Arines, J. y Alvarez, M.a T.: Contribución al estudio del fósforo en suelos ácidos. Caracte­ rísticas de adsorción. Turrialba 31, 3:217-226. 1981. Barrow, N. J.: Reaction o f anions and cations with variable charge soils. Adv. in Agronomy, 38:183-230. 1985. Boesten J. J., T. I. y van der Linden, A.M.A.: Modeling the influence o f Sorption and Transformation on Pesticide Leaching and Persistence. J. Environ. Qual. 20:425435. 1991. Chardon, W. J. y Blaauw, D.: Kinetic Freundlich equation applied to soils with a high resi­ dual phosphorus contení. Soil Science, 163,1: 30-35. 1998. Eick, M. J.; Peak, J. D.; Brady, P. V. y Pesek, J. D.: Kinetic o f lead adsorption/desorption on goethite: residence time effect. Soil Science 164, 1:28-39. 1999. Fieldes, M. y Perrott, K. W.: The nature o f allophane in soils: III. Rapid field and laboratory test fo r allophane. N.Z. Journal Sci. 9:623-629. 1966. Fox, R. L. y Kamprath, E. J.: Phosphate sorption isotherms fo r evaluating the phosphate requeriments ofsoil. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 34:902-907. 1970. Goldberg, S. y Forster, H. S.: Factors affecting molybdenum adsorption by soils and minerals. Soil Sci. 163, 2:109-114. 1998. Greenhalgh, R.: Definition o f persistence in pesticide chemistry. Puré Appl. Chem. 52: 2563-2566. 1980. Guadalix, M. E. y Pardo, M. T.: Sulphate sorption by variable charge soils. J. Soil Sci. 42: 607-614. 1991. Hance, R .J. ed.: Interactions Between Herbicides and the Soil. Academic Press. 349 pp. London, 1980. Harter, R. D. y Smith, G.: Langmuir Equation raid Altérnate Methods o f Studying «Adsorp­ tion Reactions in Soils». ASA. Special Publ. N. 40:167-182. 1981. Hendershot, W. H.; Warfwinge, P; Courchesne, F. y Svcrdrup, H. U.: The Mobile Anión Concept. Time fo r a Reappraisal? J. Env. Qual. 20, 3:505-509. 1991. Hinz, C. y Selim, H. M.: Kinetics ofZn sorption-desorption using a thin disk flow method. Soil Science, 164,2:92-100. 1999. Huang, P. M. (edl): Soil chemistry and ecosystem health. Soil Sci. Soc. Am. 386 pp. Madi­ son, W.I. 1998 Huang, P. M.; Senesi, N. y Buffle, J.: Structure and surface reactions o f soil particles. John Wiley & Sons, 492 pp. New York, 1999. Laird, D. A.: Barriuso, E.; Dowdy, R. H. y Koskinen, W. C.: Adsorption o f Atrazine on Smectites. Soil Sci. Soc. Am. J. 56,1:62-67. 1992. López, D.; Coronel, I. y Alvarez, L.: Uso de la isoterma de adsorción para evaluar reque­ rimientos de fósforo. Turrialba 31,3:169-180. 1981. McCall, P. J.; Laskowski, D. A.; Swann, R. L. y Dishburger, H. J.: M e a su re m e n t o f so rp tio n c o efficien ts o f o rg a n ic C hem icals a n d th e ir u se in e n v iro n m en la l f a t e a n a lysis. Proc. AOAC 94th An. Meeting. 89-109. Washington, 1981. Mizota, Ch.: Phosphale fixation by andosoils difference in their clay mineral composition. Soil Sci. Plantarum Nature, 23,3:311-318. 1977. 248

Olsen, S. R. y Watanabc, FS. A.: A method to determine a phosphorous adsorption maximun o f soils as measured by the Langmuir isotherm. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 21:144-149. 1957. Pardo, M. T. y Guadalix, M. E.: Phosphate sorption in allophanic soils and release o f sulphate, silicate and hydroxyl. J. Soil Sci. 41:607-612. 1990. Parfitt, R. L.: Anión adsorption by soils and soil mate riáis. Adv. in Agronomy, 30:1-50. 1978. Sánchez Camazano, M. y Sánchez Martín, M. J.: Factors influencing interactions oforganophosphorus pesticides with montmorillonite. Geoderma. 29:107-118. 1983. Sánchez Camazano, M. y Sánchez Martín, M. J.: Aspects o f the adsorption of pirimicarb by smectites and soils. Z. PFlanzenemáhr. Bodenkd. 150:208-212. 1987. Tate, R. L.: Soil Organic Matter. Biological and ecological effects. John Wiley & Sons. 291 pp. New York, 1987. Uehara, G. y Gillman, P.: Charge Characteristics o f Soils with Variable and Permanent Charge Minerals: I Theory and II Experimental. Soil Sci. Soc. Am. J. 44, 2:250-252 y 252-255. 1980. Vaughan, D. y Malcolm, R. L.: Soil organic matter and biological activity. Martinus Nijhofff/Dr. W. Junk. Publ. Boston, 1985.

249

10 Acidez, basicidad y reacción del suelo El poder amortiguador frente a los cambios de pH es una de las características más importantes del suelo para la vida de las plantas.

1. Acidez, basicidad, propiedades del suelo y crecimiento de las plantas La reacción de un horizonte de un suelo hace referencia al grado de acidez o basicidad de dicho horizonte, generalmente se expresa por medio del pH. El uso de la expresión «reacción del suelo» se halla muy extendido frente al de «pH del suelo», debido a que se quiere indicar que se trata de un sistema que es la suma de diversos sistemas químicos que interaccionan (Blake, 1974). Desde un punto de vista químico no resulta totalmente correcto, por ser poco precisa tal expresión, ya que las «reacciones» del suelo pueden ser de naturaleza muy diversa. La forma más usual de diagnosticar las condiciones de acidez o de basicidad de un horizonte de un suelo, sedim ento o estériles de mina, se basa, por su rapi­ dez y facilidad, en la m edida del pH en una suspensión suelo-agua (1:2,5). Se tiene:

— pH = - log [H ,0+] — De acuerdo con la ley de acción de masas: 2H20 ^ H ,0 + + OH [H,0+] [OH'] = cte = 10-'4 pH + pOH = 14 La concentración de H+ y OH" varían inversamente. — En sistemas naturales el intervalo de pH se extiende de: 3,0 (suelos de sulfatos ácidos) < pH < 12,0 (suelos alcalinos). — La acidez y basicidad de un horizonte vienen determinadas por los cationes adsorbidos sobre los minerales de arcilla y la m.o.

251

La concentración de protones en la solución del suelo proporciona un diagnóstico rápido de los efectos perjudiciales potenciales de la acidez, si bien no describe las causas. En algunos casos, las medidas se realizan utilizando una solución de KC1 1M o de CaCL, que tiene capacidad para desplazar del complejo de cambio los cationes acidifican­ tes, tales como el aluminio en sus diversas formas. En otros, como p. ej., en la identificación de un endopedión sulfúrico (Cap. 5), la medida del pH se realiza en una suspensión suelo:agua en relación 1:1. En estudios de salinidad se mide a veces el pH de la pasta saturada (Cap. 24), en este caso los valores son más bajos que el pH 1:2,5. En los resultados y en las interpretaciones debe consignarse, por consiguiente, el método que se haya utilizado. Los valores de pH en agua (1:2,5) de los sistemas naturales se hallan generalmente en el intervalo de 4,5 a 10. Los principales efectos espcrables para los distintos intervalos de pH establecidos por el USDA (1971) son los siguientes: PH

F .valuación

E fec to s e sp e ra b le s en el in te rv a lo

<4,5

Extremadamente ácido

4,5-5,0

Muy fuertemente ácido

Posible toxicidad por Al3+ y Mn*+.

5,1-5,5

Fuertemente ácido

Exceso: Co, Cu, Fe, Mn, Zn. Deficiencia: Ca, K, N, Mg, Mo, P, S. Suelos sin carbonato cálcico. El hormigón ordinario resulta atacado. Actividad bacteriana escasa. Intervalo adecuado para la mayoría de los cultivos.

Condiciones muy desfavorables.

5,6-6,0

Medianamente ácido

6,1-6,5

Ligeramente ácido

Máxima disponibilidad de nutrientes.

6,6-7,3

Neutro

7,4-7,8 7,9-8,4

Medianamente básico

Mínimos efectos tóxicos. Por debajo de pH = 7,0 el carbonato cálcico no es esta­ ble en el suelo. Suelos generalmente con CaCO,.

Básico

Disminuye la disponibilidad de P y B. Deficiencia creciente de: Co, Cu, Fe, Mn, Zn. Suelos calizos. Clorosis férrica debida al H C 0 3“.

8,5-9,0

Ligeramente alcalino

En suelos con carbonatos, estos pH altos pueden deberse al MgCOj, si no hay sodio intercambiable. Mayores problemas de clorosis férrica (Rusell, 1978).

Alcalino

Presencia de carbonato sódico.

Fuertemente alcalino

Elevado porcentaje de sodio intercambiable (ESP > 15 %) Toxicidad: Na, B. Movilidad del P como N a,P 0 4. Actividad microbiana escasa. Micronutrientes poco disponibles, excepto Mo.

9,1-10,0 > 10,0

Los efectos perjudiciales de la acidez no se m anifiestan hasta valores de pH inferiores a 5,5 y son debidos a la toxicidad del aluminio y a la poca biodisponibilidad de los elementos nutrientes. Los suelos con carbonato cálcico, característicos de zonas semiáridas y áridas, tienen pH del orden de 7,5 a 8,5. Los términos sódico y alcalino deben restringirse para suelos de pH superiores a 8,5. Los que presentan pH de 9,0 a 12,0 contienen carbonato sódico y sus condiciones tanto físicas com o quím icas son muy desfavo­ rables. En Edafología basicidad y alcalinidad no son términos equivalentes. 252

La acidez y la basicidad del suelo afectan a sus diversas propiedades, a su comportamiento y al crecimiento de las plantas: — Propiedades físicas afectadas: Dispersión-floculación de los coloides: iluviación (Caps. 11 y 17). Estructura (Cap. 11). Porosidad y aireación (Cap. 11). Conductividad hidráulica (Cap. 13). Régimen de humedad y de temperatura (Cap. 19). — Propiedades químicas afectadas: Meteorización química (Cap. 17). Movilidad de elementos tóxicos: Al, Mn y metales pesados. Biodisponibilidad (Cap. 27). Disponibilidad de nutrientes: Ca, Mg, Mo, P. Descomposición de la materia orgánica (Cap. 8). Adsorción de aniones: fosfatos, sulfatos, cloruros (Cap. 9). Procesos de hidromorfismo (Cap. 17). Neoformación de minerales de arcilla (Caps. 7 y 17). — Propiedades biológicas afectadas: Relaciones bacterias-hongos. Población bacteriana. Nodulación en leguminosas (Evans et al. 1988). Humificación (Cap. 8). Fijación de nitrógeno. Movilidad y absorción de nutrientes. En análisis de suelos, la medida preliminar del pH constituye una información útil para poder decidir qué determinaciones deben realizarse y con qué métodos. El uso del suelo, la elección de las plantas a utilizar en jardinería, los cultivos a implan­ tar, así como las prácticas de manejo vienen condicionados por la reacción de los distintos horizontes de cada suelo. Análogamente, los microorganismos, la fauna del suelo, así como las plantas superiores son sensibles a las características químicas del medio en que viven. Por ello, conocer el valor del pH puede evitar fracasos al llevar a cabo revegetaciones en áreas forestales, en áreas de minería a cielo abierto, en jardinería, al elegir los abonos, etc. El estudio de las comunidades vegetales pone de manifiesto la existencia de especies: — Acidófilas o calcífugas, adaptadas a suelos ácidos, por ejemplo, Calluna valgaris. — Calcícolas, que son aquellas que requieren cantidades importantes de calcio para su crecimiento, por ejemplo las leguminosas, que a largo plazo pueden provocar una progresiva acidificación del suelo, apreciable en zona húmeda y suelos no calizos. — Ubicuistas, que se adaptan a un intervalo amplio de pH. — Adaptadas para poder resistir pH extremadamente bajos, inferiores a 4, o muy altos, superiores a 9,5. Generalmente no será posible el cultivo o la revegetación en las bandas extremas del intervalo de pH de los suelos, inferiores a 4,5 y superiores a 10,0 sin buscar especies muy adaptadas o acudir a la corrección previa de la reacción del suelo. 253

Cada planta adquiere m ayor vigor y productividad dentro de un cierto inter­ valo de valores de pH, lo que no significa que no pueda vivir fuera de dicho inter­ valo, dado que presenta una cierta capacidad de adaptación. Los intervalos de pH idóneos para diversos cultivos y plantas ornam entales (W hittaker y cois. 1959, Young, 1976) son los siguientes:

Especies

Alfalfa (Medicago sativa) Alforfón (Fagopyrum esculentum) Algodón (Gossypium hirsuium) Ajo (Allium sativum) Arándano (Vaccinium myrtillus) Arbol de caucho (Hevea brasiliensis) Arroz (Oryza sativa) Avena (Avena sativa) Azalea (Azalea sp.) y Camelia (Camellia sp.) Batata (Ipomoea batatas) Bretones, Col (Brassica olerácea var. vulgaris) Cacao (Theobroma cacao) Cacahuete (Arachis hypogaea) Cafeto (Cojfea arabica) Calabaza (Cucúrbita sp.) Caña de azúcar (Saccharum officinarum) Cártamo (Carthamus tinctorius) Cebada (Hordeum vulgare) Cebolla (Allium cepa) Centeno (Secale cereale) Cocotero (Cocos nucífera) Col (Brassica olerácea) Chirivfa (Pastinaca sativa) Enebro (Juniperus oxycedrus) Esparraguera (Asparagus officinalis) Espinaca (Spinacia olerácea) Fresa (Fragaria vesca) Girasol (Helianthus annuus) Guisante (Pisum sativum) Judía, fríjol (Phaseolus vulgaris) Hortensia, flor azul (Hydrangea sp.) Lechuga (Lactuca sativa) Limonero (Citrus limone) Lirio (Iris sp.) Maíz (Zea mays) Mandioca (Manihot escalenta) Mango (Mangifera indica) Manzano (Pyrus rnalus) Mijo (Panicum miliaceum) Mostaza (Sinapis alba) Naranjo amargo (Citrus aurantium) Naranjo verdadero (Citrus sinensis) Olivo (Olea europaea) Palmera olerífera (Elaeis guineensis) Palmera datilera (Phoenix dactylifera) Pasto del Sudán Patata (Solanum tuberosum) 254

Óptimo

6,5-7,5 5,4-6,5 5,2-6,0 6,0-7,0 5,0-5,7 4,0-6,5 5,0-7,0 5,5-7,0 4,5-5,8 5,8-6,0 5,2-7,0 6,0-7,0 5,3-6,6 5,0-6,0 5,5-6,5 6,0-7,5 7,0 5,5-7,0 6,0-6,7 5,5-6,5 6,0-7,5 5,6-7,0 5,5-6,8 5,0-6,5 6,0-7,0 6,0-7,0 5,2-6,5 6,0-7,0 5,8-6,7 4,5-5,2 6,0-7,0 5,5-6,5 5,0-7,5 5,5-7,0

Tolerancia para rendimiento satisfactorio

6,0-8,0 4,8-7,5 3,5-8,0 4,0-8,0 4,0-7,5 6,0-8,0 4,5-8,0 5,0-7,0 4,5-7,0 4,5-8,5 5,5-8,8 4,0-7,7 5,0-8,0 5,6-7,5

6,0-7,5 5,5-8,0 5,5-7,5 5,0-8,0 5,0-8,0 5,5-6,5 5,5-7,5

5,6-7,5 5,0-6,0 5,5-6,5 5,5-6,5 5,5-6,5 7,0

5,5-6,0 5,5-7,0 5,0-5,8

5,0-8,0 5,0-8,0 7,0-8,5 4,0-8,0 6,5-8,0 4,5-7,0

Óptimo

Especies Pepino (Cucumis salivus) Peral (Pyrus communis) Pimiento (Capsicum annuum) Pina americana (Ananas comosus) Plátano (Musa sp.) Pomelo (Citrus paradisi) Rábano (Raphanus sutivus) Remolacha azucarera (Beta vulgaris) Sandía (Citrullus vulgaris) Sisal (Agave sisalana) Soja (Glycine max) Sorgo (Sorghum bicolor) Tabaco (Nicotiana tabacum) Té(Camellia sinensis) Tomate (Lycopersicum esculentum) Trébol blanco (Trifolium repens) Trébol rojo (Trifolium pratense) Trigo (Triticum sp.) Veza (Vicia sativa) Vid (Vitis sp.) Zanahoria (Daucus carota)

5,5-6,8 6,0-6,5 5,5-6,5 6,0-7,5 5,5-6,5 5,5-6,5 7,0-7,6 5,8-7,2 6,0-7,0 5,5-7,0 5,5-6,0 4,0-5,5 6,0-6,7 6,0-7,0 6,0-7,0 6,0-7,0 7,5-8,2 5,6-7,0 5,6-7,0

Tolerancia para rendimiento satisfactorio 5,5-7,5 5,5-7,0 5,0-6,5 4,0-8,0 5.0-8.0 6.0-8.2 6.5-8.0 4,5-7,5 5,0-8,5 5,5-8,3 4.0-6.5 6,0-8,2

5,8-8,5 6,0-8,8 6,0-8,0

La movilidad de los elementos en el suelo varía en función del pH y según se trate de suelos orgánicos (Lucas & Davis,1970) o de suelos minerales (Truog, 1948, modificado):

4,5 5,0 5,5 6,0

Suelos minerales

6,5

7,0

7,5

8,0

Suelos orgánicos

255

La reacción del suelo, al determ inar la movilidad de los distintos elementos, tiene incidencia sobre la disponibilidad de nutrientes, y sobre el riesgo de toxici­ dad tanto por elem entos naturales, como por los añadidos por vertidos contam i­ nantes.

2.

Acidez del suelo

Los conceptos de acidez, basicidad y alcalinidad, introducidos al estudiar diso­ luciones en Química, deben ser matizados al utilizarlos referidos al suelo. De acuerdo con la teoría de Bronsted y Lowry, ácido es toda especie química capaz de ceder protones (H+), mientras que una base se caracteriza por poder aceptar protones. En una reacción química, cada ácido tiene su base conjugada y cada base, su ácido conjugado: HA ^ A" + H+ B + H+ ^ BH+

A es la base conjugada de HA BH+ es el ácido conjugado de la base B

HA + B ^ A" + BH+ Siguiendo con estos conceptos químicos, un ácido es tanto más fuerte cuanto mayor es su capacidad para ceder protones. El asociar suelo ácido con la idea de un elevado porcentaje de iones H+ en las sedes de intercambio es algo que podría parecer desprenderse del com portamiento de un ácido al ser disuelto en agua; no obstante, esta concepción no es correcta. Esta hipótesis errónea de que la parte aniónica del suelo se comportaba como un ácido débil y que los suelos ácidos eran aquellos cuyo complejo de cambio se encontraba satu­ rado en mayor o menor grado por protones, llevó a Bradfield (1923) a enunciar la teoría del hidrógeno o de las arcillas como ácidos débiles. A veces todavía subyace este enfoque, a pesar de haber sido cuestionado desde principios de 1930, y haya sido definitivamente abandonado tras los trabajos de Coleman, Paver, Marshall, Schofield, Low y otros muchos investigadores en las décadas de 1950 y 1960. La idea inicial de las arcillas-H ha sido sustituida por la teoría del aluminio. Los suelos minerales ácidos no son simplemente suelos - H ,0 +, sino esencialmente suelos-Al3+. Las investigaciones realizadas utilizando resinas cambiadoras de iones, arcillas satura­ das con diversos cationes, tratamientos de suelos ácidos con soluciones salinas no tamponadas, así como los trabajos con curvas de neutralización, llevaron a formular la teoría del aluminio. Se ha podido comprobar que una arcilla saturada -H + no resulta estable (Cole­ man & Craig, 1961), la red cristalina colapsa, liberando Al3+, Mg2+, Fe3+ ... Los dos prime­ ros iones pasan a la solución del suelo y a las sedes de intercambio, mientras que el hierro, en medios aireados, precipita como Fe2C>3, coloreando el suelo. Por otro lado, si se prepara una arcilla-H+, se observa que se comporta como un ácido fuerte y no como un ácido débil, que es el comportamiento del suelo. La acidez del suelo ha sido revisada en sus diversos aspectos en los trabajos de Adams & Hathcock (1984), Black (1975), Bornemisza (1965), Jenny (1961), entre otros autores. La lectura de estos trabajos resultará de gran interés para profundizar en el tema. 256

Los efectos negativos de la acidez sobre las plantas pueden ser debidos a la toxicidad de los iones Al,+ y Mn2+ (Foy, 1984) presentes en las sedes de intercambio y en la fase líquida. En soluciones nutritivas acidas, que no contengan aluminio ni manganeso, los efectos negati­ vos sobre el crecimiento de las plantas pueden ser evitados sin necesidad de elevar el pH, sim­ plemente corrigiendo la carencia de calcio, aportado en forma de CaCL, p. ej. Ello evidencia que los iones H,()+ no son la causa del deficiente crecimiento de las plantas en suelos ácidos. La alfalfa es una de las plantas más sensibles a la acidez. En general, las leguminosas son exigentes en calcio y responden al encalado cuando el suelo presenta pH < 6,0. Las menores disponibilidades de molibdeno a tales valores de pH afecta la supervivencia y acti­ vidad de los rizobia, previa a la nodulación, con lo que se ve afectada la fijación de nitró­ geno y la nutrición de la planta en este elemento. En plantas sensibles al exceso de Al'1+ y Mn2+ en la solución del suelo, al aumentar el contenido en Al,+ disminuye el peso por planta, el área foliar y el contenido de Ca, Mg y P en los tejidos, aumentando el de Al, Mn y Fe. Los trabajos de Fariña et al. ( 1980) con maíz cultivado en suelos ácidos en invernadero correlacionan el porcentaje de rendimiento con diversos parámetros de la acidez. Obtienen coeficientes de correlación (r) de 0,42 (**) con el pH al agua; de 0,47 (**) con el pH al KCl, mientras que el valor pasa a -0,90 (***) al establecer la correlación con el porcentaje de saturación de Al,+ intercambiable, definido como; Al,+ int = Al extraído con una sal neutra no tamponada (KCl ÍM; Ca Cl2 o Ba Cl2) y valorado con una base CICE = CIC efectiva (al pH del suelo). El aluminio en solución acuosa se hidroliza rápidamente dando lugar a especies monoméricas de Al (Bertsch, 1989). Un ión monomérico con seis moléculas de agua da lugar al hidrolizarsc a los siguientes productos: [Al (H20 ) 6]3++ H20

[Al (OH) (H20 ) 5]2+ + H ,0 +

[Al (OH) (H20 ) 5]2++ H20 ^

[Al (OH)2 (H20 ) 4] i+ + H 30 +

[Al (OH)2 (H20 ) 4] i++ H20 ^

[Al (OH)3 (H2O)3]0+ + H30 +

[Al (OH), (H2O)3]0++ H20 ^

LAl (OH)4 (H20 ) 2] ‘- + H30 +

La hidrólisis avanza y genera iones H ,0+. Los iones hidroxialumínicos hidratados que se forman tienden a polimerizar (Fassbender, 1984). La doble capa y la solución del suelo tienen en equilibrio iones Alí+ y Al(OH)n<3_n>t que, al hidrolizarse, liberan protones que provocan una disminución del pH (aumento de la acidez). A pH ácido (< 5,5) una serie de formas de aluminio con cargas positivas (policationes) no resultan intercambiables, al estar firmemente retenidas, bloqueando sedes de intercambio. A medida que aumenta el valor del pH los diversos policationes se hacen inestables y liberan sedes de intercambio, cuyo número aumentará en consecuencia. De ahí las diferencias entre los valores de la capacidad de intercambio catiónico obtenidos con una extracción con una solución de KCl l M no tamponada (CICE) o con acetato amónico IN a pH = 7,0 (CIC). En suelos ácidos puede haber diversos cationes en posiciones intercambiables y en solución (Thomas, 1984): 257

Iones

Alu AI(OH)2+ Al(OH)2+ |AI(OH)n]m+ Mn2* H*

Mg2+ > Ca2+

O bservacion es

Catión predominante en suelos muy ácidos (pH inferior a 5). Tóxico. Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Poiicatión de tamaño y carga variable. Origen de carga dependiente del pH. Blo­ quea sedes de intercambio. Escaso. Si existe en cantidades apreciables resulta tóxico (con un valor de pH de 4,5 o inferior). Escaso en suelos minerales ácidos, excepto si hay ácidos minerales en el suelo (pH < 4,0). De mayor importancia en suelos orgánicos ácidos, en los que la acidez intercam­ biable procede principalmente de los grupos con funciones orgánicas ácidas y en menor medida de especies hidroxialumínicas y férricas complexadas por grupos funcionales orgánicos. El Mg2+ procede del colapso de la red cristalina de lasarcillas en medio ácido.

El comportamiento del aluminio monomérico en el suelo condiciona las características de los suelos ácidos. Existen formas intercambiables, el Ai3+, junto con las que resultan de su hidrólisis, Al(OH)2+, Al(OH)2+, fase sólida Al(OH)3 (gibsita) y formas aniónicas, tales como AI(OH)4 y Al(OH),2 . La existencia en forma soluble de las distintas especies de alu­ minio depende del intervalo de pH considerado y de la fuerza iónica, para 0,1 M la distribu­ ción de especies de aluminio en agua en función del pH (Marión y cois. 1976) es:

PH

Dado que el aluminio sólo actúa con un único estado de valencia, la presencia de unas especies u otras dependerá exclusivamente del pH, mientras que en el caso del hierro y el manganeso influye además el potencial redox (Paterson et al. 1991). En condiciones de acidez moderada, intervalo de valores de pH de 6 a 7, el complejo de cambio puede presentar algunos iones H30 \ si bien predominan las bases. Por debajo de pH 5,5 empiezan a tomar importancia los policationes a base de aluminio. 258

Los iones H30 + sólo adquieren importancia en suelos minerales muy ácidos, con pH inferiores a 4,0 puede haber ácidos minerales. Los suelos orgánicos ácidos se caracterizan por presentar protones, debido a los grupos R-COOH y R-OH. Las reacciones con la materia orgánica son complejas y para ellas es de mayor aplica­ ción el concepto de ácido según la teoría de Lewis, según el cual un ácido es toda sustancia capaz de aceptar un par de electrones y una base toda sustancia capaz de ceder un par de electrones. Esta teoría amplía considerablemente el número de sustancias que pueden con­ siderarse ácidos o bases. Los aspectos referentes a la alcalinidad se tratarán al estudiar los suelos afectados por salinidad (Cap. 24).

3.

Química de la acidez del suelo

Sin olvidar los aspectos referidos anteriormente, como notación simplificada, se puede representar la acidez por protones, cuyo origen, como se ha indicado, se halla en la hidrólisis de los iones aluminio. Si se representa el complejo de cambio por HX, una parte de los protones se hallará disociado: HX

H+ + X

Para lograr el intercambio total se puede desplazar con KC1: HX + K+ ^ KX + H+ Cabe distinguir distintos tipos de acidez:

— Acidez activa o actual: • Protones libres en equilibrio en la fase líquida del suelo. • Resultan de la disociación. • Se mide con el pH al agua (1:2,5). — Acidez potencial o acidez intercambiable: • Protones de las sedes de intercambio. • Resulta de la hidrólisis de formas de aluminio fácilmente intercambiables, con iones K+. Se trata casi enteramente de aluminio monómero que ocupa sedes de intercambio (Thomas et al. 1984): Al X3 + 3K+ 3KX + Al,+ Al3+ + 6H20 -» [A1(H20 )6]3+ [A1(H20 )6]3+ + H20 -> [A1(0H)(H20 )5]2+ + H30 + • Se mide con el pH después de desplazar parte de los protones y aluminio monó­ mero con una solución de KC1 1 M no tamponada. El pH KC1 (1:2,5) suele ser del orden de 0,5 a 1,0 unidad de pH inferior al pH-H20. — Acidez total (AT) = acidez activa + acidez intercambiable: • Se determina valorando con una base. • La valoración potenciométrica permite obtener la curva de neutralización. 259

Dependiendo del método de medida (efecto suspensión, relaciones suelo-agua, niveles de electrólitos, etc.), el valor del pH puede variar para una misma muestra entre 0,5 y 1,5 unidades (Tucker et al. 1987). El pH no constituye, pues, una medida de precisión, si bien para fines utilitarios un error de ± 0,2 unidades de pH resulta aceptable para la m ayoría de propósitos. Para caracterizar la reacción del suelo con mayor rigor se han buscado otras vías: % A l3+ intercambiable, potencial cal, etc.

3.1.

Curvas de neutralización

El comportamiento de un suelo al ir añadiéndole un ácido o una base se puede estudiar por medio de una valoración potenciométrica, que permite obtener su curva de neutraliza­ ción. En el eje de abscisas se registra la cantidad de base fuerte o de ácido fuerte añadido (factor capacidad) y en ordenadas el pH (factor intensidad). Para una muestra de un suelo calizo, al añadirle un ácido se obtiene una curva del tipo:

PH

Esta curva de neutralización muestra que el factor intensidad no cambia de una forma sencilla. La apariencia es de una curva suave, con pequeñas plataformas a determinados valores de pH, debido a que presenta en ellos mayor capacidad tampón. En el caso conside­ rado, a pH = 7,0 el tamponamiento se debe a la presencia de CaCO? en la muestra, mientras que entre pH 5,0 y 4,0, se debe a las bases de intercambio (Ulrich y Sumncr, 1991). El pH del suelo (factor intensidad) no resulta fácilmente predecible a partir de la canti­ dad de ácido o base añadido, debido a la forma que presenta la curva de neutralización. Por ello no resulta un parámetro conveniente para definir la acidificación de un suelo (Breemen, 1991). 260

La utilización del factor capacidad lleva a definir la capacidad de neutralización de ácido (CNA) y de base (CNB) de un suelo: La CNA expresa la cantidad de ácido fuerte (moles de protones por unidad de volumen o de masa) necesarios para cambiar el valor del pH de un sistema acuoso al pH al cual la carga neta de los iones que no reaccionan con OH' o H+ es cero. La derivada de la CNA con respecto al pH define la intensidad tampón o poder tampón (pH). Estos conceptos permiten estudiar mejor las reacciones de intercambio de proto­ nes y su relación con la acidez del suelo y resultan de interés en el estudio de los procesos de acidificación. Para los cambiadores del suelo se cumple: CIC = AT + CNA La acidez total (AT) puede ser la actual o la potencial, según el pH al que se valore, igual que la CIC que puede ser la CIC efectiva (CICE). La CNA corresponde a la carga de superficie por unidad de masa que está equilibrada por bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+):

S = suelo s = fase sólida 1 = fase líquida expresado en [ ] = mol(+) L' 1 CNA (1) = [Na+] + |K+] +2 lCa2+] + 2 [Mg2+] + [H+] - [CL] -2 [S042'] - [NOj-] - [OH'] - [HCOfl -2 [C032']

CNA (S) = CNA (s) + CNA (1)

Si el conjunto de iones libres tienen compensada su carga neta: CNA = 0 El suelo, debido a su capacidad de intercambio catiónico, presenta variaciones muy lentas en su pH al añadirle un ácido o una base: actúa como un medio tamponado. Esta propiedad tampón ((3H) constituye un mecanismo de protección frente a modificaciones bruscas del pH. Resulta de gran im portancia al ser el suelo un medio biológico que sirve para el crecimiento de las plantas y microorganismos. El poder tampón del suelo hace disminuir los efectos de un abonado sobre la reac­ ción del medio. El poder tampón se expresa:

PH=

pH= poder tampón expresado en mol (+) kg' 1 pH' 1 AnA= moles (+) de protones añadidos o eliminados por kg de suelo. ApH = variación del pH (dependiente del pH del medio).

La existencia de diferentes fuentes de acidez o de basicidad del suelo permite interpretar la existencia de intervalos de pH dentro de los cuales el poder tampón 261

es más elevado, lo que se refleja por una plataform a en la curva de neutralización. El poder tampón aum enta con el contenido de arcilla y con el de materia orgánica (C1C), así como con el tipo de arcilla (de caolinita a esmectita). A rcilla- Ca + 2HC1 - A rcilla- H + CaCl2 La arcilla-H estará poco disociada por lo que el pH disminuirá poco. La capacidad del suelo com o depurador natural está relacionada con su poder tampón. Su capacidad para admitir residuos, depende de la capacidad de ir adsor­ biendo los iones incorporados o los que sean liberados por mineralización, y si unos y otros se hallan en forma soluble o precipitan al pH del suelo, lo que evitará que pasen a contam inar la capa freática o sean biodisponibles.

3.2.

Potenciales catiónicos

La actividad de un solo ión no es constante en un sistema coloidal, sin embargo, sí lo son los productos de las actividades de los iones. Basándose en ello, y dado que las medi­ das de pH pueden verse afectadas por múltiples factores, Schofield y Taylor (1955) propu­ sieron utilizar relaciones de actividades iónicas en soluciones equilibradas de suelo, como medida del estado de bases de la solución del suelo. Los potenciales catiónicos en un sistema que contenga Ca2+ y OH” se definen como:

Dado que:

(Ca 2+)1/2 (OH-) = cte

El potencial Ca(OH)2 viene dado por: y pCa + pOH = cte El potencial calcio-magnesio se expresa por: pH - y p(Ca + Mg) - cte y el potencial cal (ing. lime) por: pL = p H - y p C a

El pL es otra forma de expresar la acidez del suelo que resulta más precisa y más cons­ tante. Análogamente, para suelos ácidos se puede definir el potencial aluminio como: l/3pAl + pOH. Este tipo de índices parece adecuado para caracterizar la acidez de los sue­ los en los que predominan las cargas permanentes. 262

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir el papel que juegan las cargas permanentes y las cargas variables en la determinación de la naturaleza y grado de acidez del suelo.

2.

Justificar: a) Por qué con acidez extrema las cargas variables y la CIC serán muy bajas. b) Por qué no hay toxicidad por aluminio en un suelo de pH en el intervalo de 6 a 7. c) Por qué en un suelo ácido disminuye el pH activo del suelo después de un abonado potásico.

3.

Dos suelos presentan pH = 4,5 en su horizonte de mayor acidez. Se desea saber si el proceso de acidificación es de origen natural o bien se puede deber a lluvia ácida. Se desea saber si la mineralogía de las arcillas podría aportar algo para esclarecer el problema.

4.

Explicar por qué el diagnóstico de la toxicidad por Al se basa en el % Al extra­ ído con una solución no tamponada y no en el extraído con BaCI2 a pH = 8,2.

4.

Acidificación del suelo

Se han estudiado las causas de la acidificación natural de los suelos, así como los efectos de acciones antropogénicas consistentes en añadir al suelo ácidos fuertes (Breemen, 1991), ya sea por lluvias ácidas; por la oxidación de la pirita en estériles de minería del carbón; por fertilizantes acidificantes, u otros procesos que pueden dar origen a la degradación de suelos sin suficiente capacidad tampón. Desde una perspectiva de distribución geográfica, se observa que los suelos ácidos en España se hallan principalmente en la parte oeste, desde Asturias, Galicia (Calvo de Anta y Diaz-Fierros, 1981) a Badajoz y Huelva. A nivel mundial, corresponden a regiones de clima húmedo, tropicales templadas, así como a las boreales. Se puede afirmar que se trata mayoritariamentede suelos con régimen de humedad percolante, generalmente equivalente al údico (Soil Taxonomy, SSS. 1998), caracterizados por una pérdida de bases por lavado. La acidificación de un suelo se define como una disminución en la capacidad de neutra­ lización de ácido (CNA), y/o un incremento en la capacidad de neutralización de bases (CNB), y/o un incremento en la fuerza ácida (pH decrece) (Ulrich y Sumner, 1991). La acidificación progresiva de los suelos de zonas húmedas está controlada por diversos factores: fitología de los materiales originarios (rocas pobres en bases, sedimentos con sulfuros, escombreras con sulfuras, etc.); componentes del suelo (silicatos, óxidos de Al y Fe, ácidos solubles); posición topográfica (por la entrada de aguas con protones o por la salida con pérdida de bases); vegetación (extracción de bases, ciclo biogeoquímico, naturaleza de la materia orgánica incorporada al suelo). En Galicia el efecto creciente de la vegetación, tanto para pluviolavados como escurridos sigue el orden siguiente (Díaz-Fierros, 1985): Quercus robur > Eucaliptus globulus > Pinus pinaster. 263

Los procesos implicados en la acidificación de los suelos son: - Meteorización. (Cap 17). - Procesos redox: Suelos de sulfatos ácidos. Drenaje deficiente. Ferrolisis. Escombreras de carbón. - Procesos de transporte: Entradas y salidas de protones del sistema. - Deposición de contaminantes atmosféricos: Adición de ácidos fuertes disueltos en la lluvia. Intercepción de sólidos. - Procesos de hidrólisis: Adición de productos acidificantes. Fertilizantes de reacción ácida. Modelos de simulación para la acidificación regional (De Vries et al., 1998) permiten predecir la respuesta a la fase líquida del suelo debajo de la zona radicu­ lar debida a cambios en la deposición atmosférica.

ESTUDIO DE CASOS 1. 2. 3.

Por qué puede haber problemas crecientes de autorrepoblación en un bos­ que de zona húmeda y cómo puede influir la textura del suelo. ¿A qué puede deberse el que sean ácidos los suelos de una región deter­ minada, p. ej., en Asturias y Galicia (España)? ¿Por qué corrige la acidez el carbonato cálcico?

Respuestas 1.

2. 3.

5.

Los suelos forestales no se suelen encalar. Habrá un lavado de bases y de nutrientes. La biodisponibilidad del Al3+, y del Mn2+ aumenta con la acidifica­ ción. El Mn2+ puede resultar tóxico para las plántulas. En suelos de textura arenosa su capacidad tampón será menor y por ello la acidificación más rápida, la productividad del bosque será menor. El régimen de humedad puede ser percolante por lo que habrá un lavado de bases y con ello una acidificación creciente. HX + C aC 03 —> GaX + C 0 2 + H20 H+ + C aC 03 + H20 -> C 0 2 + H20 + Ca(OH)2

Implicaciones de manejo y recomendaciones: Necesidades de cal

Desde hace siglos, los agricultores intentan paliar los efectos desfavorables de la acidez del suelo aportando enmiendas calizas. El objetivo es llevar el pH dentro del intervalo en el 264

cual la mayoría de los elementos tóxicos sean insolubles y los nutrientes esenciales se hallen en forma disponible. Los problemas son esperables en aquellos suelos ácidos en los que la acidez total exceda el 15 % de la capacidad de intercambio catiónico efectiva. Para el éxito de un cultivo o de una revegetación en áreas forestales o la rehabilitación de áreas de minería con estériles pobres o sin carbonato cálcico o en zonas de polders y estuarios con presencia de sulfures (pirita, p. e.), se requerirá proporcionar a las plantas un medio de crecimiento con un pH adecuado para que haya nutrientes y no elementos tóxi­ cos. Para ello se deberá modificar el pH con enmiendas si es necesario. Las cantidades de enmiendas a utilizar se basan en la determinación de las nece­ sidades de cal: moles de Ca2+ por kg de suelo que se requieren para disminuir la acidez total a un valor que se considere aceptable. Generalmente sólo se neutraliza la acidez intercambiable. Las reacciones que tendrán lugar en el suelo serán del tipo: 2A1Xj + 3 CaCO, + 3H20

3CaX2 + 2A1(0H)3 + 3 C 0 2

En Europa y en Estados Unidos de América éste ha sido el enfoque tradicional para el manejo de suelos ácidos y ello explica la existencia en estos países de innumerables méto­ dos (Fox, 1980; Follel y Follet, 1983; Guitián y Muñoz, 1957) para determinar las necesi­ dades de cal. Entre los más clásicos cabe citar: Fundamento

Métodos directos Curva de neutralización con una base

Métodos indirectos Estudio del complejo de intercambio canónico Métodos rápidos Equilibrio con una solución tamponada y estimación de la acidez por el cambio de pH

Observaciones

Métodos de referencia, poco utilizados por su lentitud y laboriosidad: Ca(OH), N/30 NaOH Ñ/5 Ca(OH)2+ KC1

Porcentaje de saturación de bases. Es un método lento. Son los métodos más utilizados a nivel mundial (Follet y cois. 1983). Generalmente calibrados en condiciones de invernadero p-nitrofenol a pH = 7,1 glicerofosfato sódico, ácido acético, trietanolamina, cloruro amónico y cloruro bárico. método SMP: p-nitrofenol, trietanolamina, cromato potásico, acetato cálcico y cloruro cálcico. Ajustada a pH = 7,5 p-nitrofcnol-acetato cálcico

Referencia

Jensen (1924). Goy y Roos (1936). Jensen y Schachtschabel (1941). Mctson (1961).

Schofield (1933). Mehlich (1976). Shoemaker el al. (1961).

Guitián etal. (1957). 265

En Australia, por el contrario, en sistemas agrícolas extensivos, por el coste relativa­ mente alto del encalado y por la inducción de deficiencias de micronutrientes derivadas del encalado, se ha buscado evitar las enmiendas calizas. Las respuestas diferenciales de las plantas a la acidez han sido utilizadas para la selección de pastos tolerantes a las condicio­ nes de acidez (Robson, 1989). Después de un período de 30 años, los investigadores austra­ lianos están en condiciones de afirmar que este enfoque presenta limitaciones importantes. Así, bajo pastos mejorados, los procesos de acidificación siguen activos y el suelo sigue haciéndose más y más ácido y, con acideces extremas, otros factores pasan a ser limitantes. El concepto de pH crítico (McLean, 1970; Adams, 1984) se ha introducido con fines aplicados. Expresa el valor máximo del pH al que hay que llegar con una enmienda para que el rendimiento de un cultivo sea máximo, considerados los res­ tantes factores en su óptimo. En los años 70 se planteó una controversia importante en Estados Unidos de América acerca del enfoque más eficiente para las recomendaciones de encalado. Unos autores pro­ pugnaban el enfoque clásico basado en el intervalo óptimo de pH (6,0 a 7,0) para un cul­ tivo o grupo de cultivos o en el valor crítico de pH (McLean, 1970), mientras que Kamprath (1970) a partir de ensayos de encalado en suelos tropicales (Oxisoles y Ultisoles) propuso el método del aluminio, que recomienda añadir únicamente el suficiente carbo­ nato cálcico para eliminar el Al3* de las sedes de intercambio. En España, el enfoque tradi­ cional (Guitián & Carballas, 1977) se basa en el criterio del pH óptimo, adoptado como método oficial por parte del MAPA (1975) y en la medida del pH con soluciones amortigua­ doras (nitrofenol-acetato). Los defensores de este enfoque señalan que el método del alumi­ nio de cambio conduce a valores de necesidades de cal insuficientes en muchos suelos y que la toxicidad por aluminio reaparece. En Galicia (España), a partir de 1980 el antiguo INIA en su centro de Mabegondo, junto con la Facultad de Bioloxía de la Universidad de San­ tiago de Compostela, ha realizado ensayos siguiendo el enfoque propuesto por Kamprath. No obstante, la mayor complicación analítica del método del aluminio de cambio, la necesidad de introducir factores correctores según las características de los suelos y de definir niveles tóxicos del aluminio para los distintos cultivares hacen que este método no se haya generalizado. En muchos laboratorios a nivel mundial se siguen utilizando méto­ dos basados en el pH como indicador de las necesidades de cal, ello se debe a que se trata de métodos rápidos y útiles para aquellos laboratorios que deben atender un elevado número de muestras y aconsejar a los agricultores. El objetivo principal de un programa de encalado reside en eliminar los factores limitantes del crecimiento y no en alcanzar ciertos niveles de pH (Kamprath, 1984). No obstante, al existir una relación entre el pH y el porcentaje de saturación de Al res­ pecto a la capacidad de intercambio catiónico efectiva, ambos criterios de diagnóstico no resultan contradictorios. La diferencia entre uno y otro enfoque reside en la canti­ dad de enmienda recomendada, lo que tiene incidencia sobre la rentabilidad de la ope­ ración y, por otro lado, puede inducir una disminución de las disponibilidades de algunos nutrientes a pH altos, dentro del intervalo de pH considerado óptimo, a nivel general. En este caso se habla de problemas derivados de un sobreencalado. En la bibliografía se suelen encontrar resultados contradictorios en relación a los efectos del sobreencalado. Bornman et al. (1998) sugieren que ello se debe a: 266

— Interacción con la fisiología de la planta considerada (el maíz es más sensible que el trigo, p. e.). — Las características del suelo (en especial su poder tampón). — La fuente de cal (el hidróxido cálcico tiene un efecto mayor que el carbonato cálcico). En suelos derivados de cenizas volcánicas se recom ienda no encalar por encima de valores de pH de 5,6-5,8 para evitar efectos depresivos derivados del sobreencalado (Fassbender y Molina, 1969), por desequilibrios iónicos. Follet y Follet (1983) han revisado los métodos para determinar las necesida­ des de cal, su interpretación y aplicación en relación con las propiedades del suelo, sistemas de laboreo y modelos de cultivo. Las recom endaciones de encalado deben realizarse dentro del marco de un programa de m anejo que contem ple el problem a globalm ente. Debe tener en cuenta, además, la necesidad de alcanzar ciertos niveles de pH para optimizar otros aspectos, por ejemplo, la actividad de los herbicidas o la protección frente a ciertas enfermedades en el sistema de producción de cultivos. Las patatas, por ejemplo, crecen mejor en suelos ligeramente ácidos, dado que en estas condiciones de medio disminuye el desarrollo de enfermedades provoca­ das por actinomicetes. Por el contrario, la hernia de la col (Plasmodiophom brassicae) puede ser corregida mediante el encalado. En esquema, un p ro g ra m a de encalado, desde el diagnóstico a las recomen­ daciones incluye: — Diagnóstico: • Información que se puede obtener a partir de un mapa detallado de suelos: Categorías de suelos ácidos: - Órdenes: Espodosoles, Ultisoles, Oxisoles. - Niveles inferiores: con úmbrico/hor. sulfúrico/mat. sulfurosos, si se drenan/carácter dístrico. - Régimen de humedad údico. • Muestreo y análisis de suelos, estériles o sedimentos. Análisis de posible interés: - pH al agua, pH KC1. - % Al en relación a CICE. - % saturación de bases. - Contenido de pirita/contenido de carbonato cálcico equivalente. - Necesidades de cal. - Poder de amortiguación. — Recomendaciones: Características de los suelos, estériles o sedimentos. Cultivos: Selección de especies tolerantes al Al y Mn. Abonos basificantes. Enmienda a utilizar: tipo/cantidad/frecuencia. 267

Método de encalado: de fondo/de cobertera. de saneamiento/de mantenimiento. Información sobre las enmiendas: - Disponibilidades en la zona. - Poder neutralizante (CaCO, = 100). - CaC03 = 1,00 OCa =1,78 (OH)2Ca = 1,35 - MgC03 = 1,19 - Equivalente en OCa/% Ca elemental. - Características físicas: granulometría. - Eficiencia neutralizante. Los programas de encalado deben estar enfocados a resolver problemas parti­ culares, más que a ajustar todos los suelos a un pH predeterminado, considerado óptimo de forma genérica (Alley & Zelazny, 1987). Debe trabajarse en la direc­ ción de poder diagnosticar a qué nivel de pH se corrige el problema de la acidez, para cada suelo, recalibrando los métodos de evaluación de las necesidades de enmienda (Tran y van Lierop, 1982). Las propiedades físicas del suelo derivadas de procesos de acidificación pro­ longados serán de difícil mejora, por ello, deberá planificarse adecuadamente cual­ quier actuación tecnológica (drenaje, aireación de sedimentos o de estériles, etc.) que pueda provocar acidificación. En capas profundas será extrem adam ente difícil llegar con cualquier enmienda y la degradación sería de carácter irreversible.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar qué reacciones tienen lugar cuando el aluminio entra en la solución. A partir de qué valor de pH tienen lugar.

2.

Las arcillas-H+ o las arcillas-AI3+ ¿cuál de ellas son las que se hallan en suelos fuertemente ácidos?

3.

En suelos ácidos ¿por qué se frena la nitrificación?

4.

¿En qué intervalo de valores se halla el pH de un Xerochrept calcixerollico (SSS. 1996) equivalente a un Typic calcixerept (1998).

Respuestas 1.

Por debajo de un valor de pH = 5,5, ya que por encima el aluminio se halla precipitado en forma de gibsita. De forma simplificada las reacciones se puede escribir: Al3+ + 2H20

AI(OH)+ + H30

La hidrólisis del aluminio libera iones H+ a la solución. 2.

Las arcillas-AI3+, las arcillas H+ no son estables.

3.

La acidez inhibe el desarrollo de las bacterias, que son los responsables de la nitrificación.

4.

Es un suelo calizo: 8-8,5.

268

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Adams, F. (ed.): So// Acidity and Liming. Agronomy Monograph N.12. Amer. Soc. Agron. Madison, WI. 380 pp. I984. Bomemisza, E.: Conceptos modernos de la acidez del suelo. Turrialba 15, 1:20-24. Costa Rica, 1965. Fassbender, H. W.: Química de suelos. Inst. Interam. de Ciencias Agrícolas. OEA. Turrialba. Costa Rica. 398 pp. 1984. Sposito, G.: The Chemistry>o f Soils. Oxford Univ. Press. 277 pp. New York, 1989. Tan, K. H.: Principies o f soil chemistry. Marcel Dekker, Inc. 521 pp. New York, 1998. Ulrich, B. y Sumner, M. E.: Soil Acidity. Springer-Verlag, 217 pp. 1991.

6.2.

Bibliografía de referencia

Adams, F. y Hathcock, P. J.: Aluminium toxicity and calcium deficiency in acid suhsoil horizons o f two Coastal Plains Soil Series. Soil Sci. Soc. Am. J. 48:1305-1309. 1984. Allcy, M. M. y Zelazny, L. W.: Soil acidity: Soil pH and lime needs. 1987. Bcckley, W. V. y Wright, W. et al. (ed.): Plant-soil interactions at low pH. Acid soil Conferencc. Kluwer Academic Publishers. The Netherlands. 1991. Bertsch, P. M.: Aqueous polynuclear aluminium species. In: G. Sposito (ed): The Environ­ mental Chemistry o f Aluminium. CRC Press, Boca Ratón, FL. 1989. Bomman, J. J.; Bornman, L. y Barnard, R. O.: The effects o f calcium carbonate and cal­ cium hidroxide on plant growth during overliming. Soil Science vol. 163, 6:498-507. 1998. Breemen, N van: Soil Acidification and Alkalinization. In Ulrich, B., M.E. Sumner (eds): Soil Acidity. Springer-Verlag. 1991. Calvo de Anta, R. y Díaz-Fierros, F.: Consideraciones acerca de la acidificación de los suelos de la zona húmeda española. Anal. Edaf. y Agrobiol, XI, 3-4:411-425. 1981. Díaz-Fierros, F.: Tecnología de suelos ácidos. En J. Porta (ed): Segundo Curso de Ordena­ ción del Territorio: 99-113. COIAC. Barcelona, 1984. Díaz-Fierros, F.: La acidez del suelo en Galicia y su corrección. Calfensa. 13-35. Lugo, 1985. Evans, J.; Hochman, Z.; O’Connor, G. E. y Osbome, G. J.: Soil Acidity and Rhizobium: Their effects on nodulation o f subterranean clover on the slopes o f Southern New South Wales. Austr. J. Agrie. Res. 38:605-618. 1998. Fariña, M. P. W.; Sumner, M. E.; Plank, C. O. y Letzsch, W.S.: Exchangeable aluminum and pH as indicators o f lime requirement for com. Soil Sci. Soc. Amer. J. 44:10361040. 1980. Fassbender, H. W. y Molina, R.: Infuencia de enmiendas calcáreas y silicatadas sobre el efecto de fertilizantes fosfatados en suelos derivados de cenizas volcánicas en Costa Rica. En Panel sobre Suelos derivados de cenizas volcánicas de América Latina, Turrialba, IICA, pp. C.2.1-C.2.12. Costa Rica, 1969. Follet, R. H. y Follet, R. F.: Soil and lime requirement tests for the 50 States and Puerto Rico. J. Agronomic Edu. 12:9-17. 1983. Fox, R. FL: Comparison o f several lime requirement methods for agricultural soils in Pennsylvania. Soil Sci. and Plant Anal. 11,1:57-69. 1980. 269

Foy, C. D.: Physiological effects o f hydrogen, aluminum and manganese toxicities in acid soil. En F. Adams (ed). Soil Acidity and Liming. Agronomy 12:57-98. 1984. Guitián, F. y Carballas, T.: Técnicas de Análisis de Suelos. Ed. Pico Sacro. 288 pp. 1977. Hargrove, W. L. y Thomas, G. W.: Ejfect o f Organic Matter on Exchungeable Aluminium and Plant Growth. In Acid Soils. ASA. Special Publ. N. 40:151 -166. 1981. Kamprath, E. J.: Soil acidity and response to liming. International Soil Testing. Tech. Bull. No 4. North Carolina State Univ.: 19 pp. 1967. Kamprath, E. J.: Exchangeable aluminium as a criterio fo r liming leached mineral soils. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 34:252-254. 1970. Lucas, R. E. y Davis, J. F.: En R.L. Donahue, R. W. Miller y J. C. Shickluna. 1981: Intro­ ducción a los suelos y al crecimiento de las plantas. Ed. Prentice/Hall. Int.-Ed. Dosat. Madrid, 1970. McFee. W. W.; Bymes. W. R. y Stockton, J. G.: Characteristics o f coal mine overburden important to plant growth. J. Environ. Oval. 10:300-308. Paterson, E.; Goodman, B. A. y Farmer, V. C.: The Chemistry o f Aluminium, ¡ron and Man­ ganese Oxides in Acid Soils. En B. Ulrich, M.E. Sumner (Eds): Soil Acidity. Springer-Verlag: 97-120. 1991. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Rodríguez, R.: Técnicas y Experimentos en Edafología. COEAC. 282 pp. Barcelona, 1986. Robson, A. D.: Soil Acidity and Plant Growth. Academic Press. 306 pp. Sydney, 1989. Rowell, D. L.: Acidez y alcalinidad del suelo. En A. Wild (ed): Condiciones del suelo y desarrollo de las plantas según Rusell. Ed. Mundi-Prensa. 885-940. Madrid, 1992. Shen, S.; Peper, G. E.; Hassett, J. J. y Stucki, J. W.: Acidity and aluminium toxicity caused by iron oxidation around anode bars. Soil Science, 163, 8:657-664. 1998. Staley, Th. E. y Morris, D. R.: A rnodel system fo r assessing low level liming effects on white clover symbiosis development in an acidic soil. Soil Science, 163, 3:230-240. 1998. Thomas, G. W.: Historical development in soil chemistry: Ion exclange. Soil Sci. Soc. Am. J. 41:230-237. 1997. Thomas, G. W. y Hargrove, L.: The chemistry o f soil acidity. En F. Adams (ed). Soil Acidity and Liming. Agronomy 12:3-56. 1984. Tran, T. S. y van Lierop, W.: Lime requirement determinaban fo r attaining pH 5,5 and 6,0 o f coarse - textured soils using buffer - pH methods. Soil Sci. Soc. Am. J. 46: 10081014. 1982. Tucker, G. B.; Berg, W. A. y Gentz, D. H.: pH. En R. D. Williams y G. E. Schuman (ed): Reclaiming mine soils an overburden in the western United States. Analytical parameters and procedures. Soil Cons. Soc. America. 3-26 pp. Iowa, 1987. Wright, S. F.; Wright, R. J.; Sworobuck, J. E. y Boyer, D. G.: Effects o f acid soil Chemical properties on nodulation and competition o f Rhizobium trifolii. Commun Soil Sci. Plant. Anal. 19:311-325.

270

11 Estructura del suelo y propiedades relacionadas La estabilidad de la estructura controla muchas funciones de un ecosistema, el sistema de poros constituye un espacio vital para las raíces.

La estructura es una propiedad típicamente edáfica que, de presentarse, per­ mite diferenciar un suelo de un material geológico. Su importancia hace que sea una propiedad morfológica de referencia en los estudios del suelo en campo. Para llegar a desentrañar su desarrollo y los mecanismos que provocan su estabilidad se han llevado a cabo trabajos de investigación muy específicos. La vida en el suelo es posible debido a que las partículas no forman una masa continua, sino que al unirse crean un espacio de huecos muchos de los cuales se comunican entre sí (Cap. 4):

— Poros. — Huecos de empaquetamiento.

— Canales y cámaras. — Fisuras.

Los huecos comunicantes permiten la transferencia de fluidos (aire y agua), en ellos pueden desarrollar su actividad los microorganismos y a través de ellos se facilita el creci­ miento de las raíces. Una masa formada por granos individuales de arcilla, limo o arena resulta muy poco eficiente para crear un espacio de huecos estable y adecuado para el cre­ cimiento de las raíces de las plantas y otros biota del suelo. Los granos se suelen unir de forma natural entre sí, para formar unidades secun­ darias de m ayor tamaño, que tienen un carácter persistente y se denominan agregados. La estructura es el ordenam iento de los granos individuales en partículas secundarias o agregados y el espacio de huecos que llevan asociados, todo ello como resultado de interacciones físico-químicas entre las arcillas y los grupos funcionales de materia orgánica.

Las unidades estructurales o agregados se distinguen al hallarse separadas entre sí por huecos o por superficies de debilidad más o menos bien definidas. En el estudio de la estructura hay que considerar: 271

— Superficies de debilidad: grado de desarrollo de la estructura o de pedialidad (Cap. 3). — Forma de los agregados: tipo de estructura. — Tamaño: clase de estructura. — Dureza y friabilidad de los agregados. — Persistencia: estabilidad de los agregados. — Mecanismos de formación de agregados. — Espacio de huecos: distribución y conexiones. Se ha observado que suelos con igual textura pueden presentar propiedades físicas muy distintas, según como se hallen agregadas las partículas individuales. Un suelo bien estructurado es aquél que al secarse se desmenuza fácilmente de forma espontánea, cuando está relativamente seco puede labrarse con facilidad y cuando está húmedo no se adhiere a los aperos o herramientas. Un agregado verdadero tiene que ser estable al agua, es decir, la unión de sus partículas individuales debe mantenerse después de haber sido humedecido lenta, pero totalmente. Esta propiedad tiene gran trascendencia, pues las funciones de los agregados deben mantenerse cuando el suelo esté totalmente húmedo, para que el agua pueda seguir moviéndose dentro del suelo. Los agregados suelen ser estables a largo plazo, si bien deben considerarse como elementos frágiles, cuya durabilidad se ve afectada por la puesta en cultivo, el laboreo continuado, la transformación de un suelo en regadío, el paso de m aqui­ naria, el pisoteo del ganado, entre otros factores. La sostenibilidad de un agrosistema se verá com prom etida por la degradación de la fertilidad física del suelo (Cap. 25). La estructura controla una serie de propiedades y comportamientos del suelo, entre los más significativos cabe citar:

Propiedad afectada

Efectos positivos

Características de la superficie del suelo

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

Infiltración del agua en el suelo (Cap. 13)

El aumento de la infiltración: — Disminuye la escorrentía (Cap. 23) y con ello el riesgo de degradación del suelo por erosión. — Aumenta las reservas en agua del suelo.

Espacio de huecos

Un horizonte bien estructurado: — Permite una buena circulación del aire, agua y nutrientes. Conductividad hidráulica elevada (Cap. 13). — Favorece el desarrollo de microorganismos aerobios. — Favorece la actividad de la fauna del suelo, que a su vez mejora la estructura. — Es más penetrable por las raíces, que podrán explorar un mayor volumen, beneficiando el crecimiento de la planta.

272

Efectos positivos

Propiedad afectada

Compacidad

La — — —

Erosionabilidad (Cap. 23)

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

1.

baja compacidad de un horizonte: Favorece el laboreo. Hace disminuir la densidad aparente. Favorece el crecimiento de las raíces.

Niveles de organización estructural

En un continuo de observación, desde el campo al microscopio electrónico, será posible identificar distintos niveles de organización. En muestras de mano estudiadas en campo se puede caracterizar la m acroestructura o, simplemente, estructura de cada horizonte. En lámina delgada se accede a una organización a escala microscópica, la microestructura (Cap. 4). El grado de desarrollo de la estructura o pedialidad (Cap. 3) se describe de acuerdo con los siguientes criterios:

Grado de Desarrollo

Pedialidad Apedial

Pedial

Descripción

Sin estructura o granular simple

Granos sueltos con ausencia de elementos finos. Típica de horizontes arenosos.

Estructura continua o maciza

No se observan agregados. El suelo aparece como un bloque carente de fisuras. Un fragmento se parte arbitrariamente según la dirección de la fuerza que se aplique.

Débil

Agregados escasam ente formados e indistintos, superficies de debilidad muy poco definidas entre agregados. Nivel de organización bajo.

Moderada

Agregados bien formados y diferenciados, de dura­ ción moderada. Nivel de organización medio.

Fuerte

Agregados separados por planos de debilidad bien definidos cuando el horizonte se seca. Agregados duraderos. Nivel de organización alto.

Estructuras fragmentarias, son las más corrientes

En base a consideraciones morfológicas de naturaleza cualitativa se estudia y describe el tipo de estructura que hace referencia a la forma y tamaño modal, es decir, al modelo o patrón que se presenta preponderantemente: 273

T ipo de estru ctura (no se representa a escala)

D escripción

Heredada en materiales depositados bajo el agua, por ejemplo en suelos de llanuras de inundación. Originada por impacto de las gotas de lluvia en sellos y costras superficiales. Impide la penetración vertical de las raí­ ces, el agua y el aire.

Lam inar

Prism ática

Típica de horizontes enriquecidos en arci­ lla: Bt, endopediones argílicos. Los pla­ nos de debilidad corresponden a grietas de retracción. Los prismas pueden pre­ sentar una gran dureza y las raíces no ser capaces de penetrar en ellos.

C olum nar

Prismas rem atados en la parte superior por una cúpula. Típica de suelos alcalinos (endopediones nátricos), Btna. Muy poco frecuentes en España.

Bloques angulares

Aristas rectas y caras rectangulares. Fre­ cuente en endopediones cámbicos. Inter­ secciones curvas.

IAristas agudas y caras curvas. Típica de suelos de zonas semiáridas y áridas con suelos pobres en materia orgánica. Fre­ cuentemente en epipediones óchricos y endopediones cámbico y cálcico. Esferas imperfectas.

Bloques subangulares

&

G ranular com puesta

OS,

M igajosa

274

o

\- J

Esferas imperfectas. Es la estructura más favorable. Típica de medios biológicamente activos ricos en bases y con materia orgánica. Epipedio­ nes de praderas, frecuente en móllicos. Granular compuesta muy porosa. Epipe­ diones con materia orgánica bien evolu­ cionada.

Las descripciones de campo incluyen las características cualitativas referentes a la con­ sistencia: compacidad, friabilidad y dureza. Esta metodología de estudio es la más frecuen­ temente utilizada, a pesar de ser meramente cualitativa (Cap. 3). La determinación de la distribución de tamaños de agregados por tamizado permite un enfoque cuantitativo. No obstante, al ser un método destructivo que obliga a separar previa­ mente los agregados, la fuerza aplicada puede provocar su rotura, resultando difícil llegar a una normalización metodológica (Hillel, 1998), por lo que la determinación resulta poco precisa. Los agregados son unidades de fábrica (Cap. 4) distinguibles a simple vista. A escala micros­ cópica, algunos autores confieren un sentido más amplio al término estructura, integrando los efectos combinados de fábrica, composición y fuerzas interpartículas (Mitchell, 1976). Por debajo de un determinado tamaño, fijado arbitrariamente entre 0,2 y 1 mm. o bien atendiendo a los aumentos necesarios para su observación, se habla de microestructura (5x con microscopio óptico) o de estructura ultramicroscópica, si se requiere la observación con microscopio electrónico. La elección del tamaño 0,2 mm como límite inferior del agre­ gado (macroestructura) obedece a que la porosidad desarrollada por tamaños menores son poco eficaces para el movimiento del agua (20 a 30 fxm). Con el microscopio óptico será posible observar microestructuras o el empaqueta­ miento de partículas individuales, cuyo tamaño de grano sea superior a 10-20 pm. En el caso de la arcilla no resulta posible distinguir granos individuales. Las unidades de fábrica identificables serán agrupaciones de partículas, denominadas cluster (Olson, 1962), agrega­ ciones o flóculos. La asociación de clusters puede dar lugar a un agregado. A escala ultramicroscópica se pueden observar las partículas individuales de arcilla, pudiendo describir su forma, manera de asociarse y la interacción entre partículas indivi­ duales. Las unidades de fábrica de menor tamaño observables a este aumento son los domi­ nios. Cada uno de ellos está formado por dos o más láminas paralelas de arcilla, que actúan como una unidad (Aylmore y Quirk, 1960). Un apilamiento de asociaciones de este tipo se denomina fábrica turbostática. En el caso de las montmorillonitas, la asociación de láminas paralelas constituye una unidad de fábrica que se denomina tactoide. Los tactoides se for­ man espontáneamente, en ellos las partículas están orientadas paralelamente unidas por cationes y distan unas de otras del orden de unos 0,01 pm. Los niveles de organización de la estructura que se pueden distinguir son los siguientes (Warkentin, 1980): Tamaño unidades de estructura (orientativo) 5 mm agregados 200-1.000 pm microagregados 50 pm clusters o flóculos 1-5 pm dominios 0,05 pm cristales de arcilla 0,002 pm láminas de arcilla

tactoides (montmorillonita)

275

Al labrar un suelo se verán afectados los agregados, pero no así las unidades de microestructura o de asociaciones de m enor tam año (clusters y dom inios). No ocu­ rre así cuando se practica el fangueo para el cultivo de arroz (Warkentin, 1980), o cuando se riega de form a repetida con agua cuyo contenido salino, aun siendo bajo, esté desequilibrado, con predominio del sodio sobre el calcio y el magnesio.

2.

Mecanismos de formación de agregados

2.1. Fuerzas actuantes: Empaquetamiento y unidades de fábrica El grado de desarrollo de la estructura depende del tipo de partículas presentes y de las fuerzas de atracción-repulsión que se generen entre ellas. La organización de partículas puede constituir un simple empaquetamiento o bien dar lugar a unidades de fábrica. El em paquetam iento es característico de granos entre los que la influencia de fuerzas de superficie sea despreciable por la ausencia de carga eléctrica (Cap. 6 y 7), tales como la arena. El empaquetamiento de los granos viene condicionado por la forma y la distribución de tamaños y tiene importancia por influir en la estabilidad de terrenos en obras de ingenie­ ría civil (Deresiewicz, 1958 y Wise, 1952). Las condiciones óptimas de empaquetamiento en mecánica de suelos serán aquellas que permitan el máximo contacto entre los granos, de forma que no pueda haber cambios de volumen, origen de subsidencias. Para compactar los materiales sin fuerzas de unión entre partículas hay que recurrir a vibradores. En suelos arenosos puede haber cohesión entre partículas debido a fuerzas de tensión superficial, por la presencia de películas de agua adsorbida en la superficie de los granos. La elevada tensión superficial del agua y su alta mojabilidad respecto a los granos minera­ les del suelo puede provocar un cierto grado de unión entre partículas:

F = fuerza de unión entre partículas esféricas a = radio de la partícula 0 = ángulo de contacto A = tensión superficial

Estas fuerzas de unión permiten explicar el menor riesgo de erosión eólica de un epipedión de textura arenosa (por ejemplo un Xeropsamment) en estado húmedo que cuando está seco. La formación de unidades de fabrica se traduce a escala macroscópica en la aparición de agregados. La presencia de partículas con carga eléctrica de superficie permite explicar la aparición de fuerzas de superficie responsables de las interacciones entre partículas minerales, entre los componentes del suelo y el agua, y entre las partículas minerales y los grupos funcionales de la materia orgánica humificada. La atracción puede ser debida a fuerzas electrostáticas (fuerzas de Coulomb), que son inversamente proporcionales al cuadrado de la distancia entre partículas cargadas; y a fuer­ zas de London-Van der Waals. 276

Estas últimas sólo actúan si las partículas están muy próximas, y son inversamente pro­ porcionales a la séptima potencia de la distancia. Se deben a fluctuaciones de carga en los átomos, que dan por resultado una interacción entre los dipolos mutuamente inducidos en los átomos en interacción (Van Olphen, 1977). Se trata de una fuerza de atracción aditiva entre pares de átomos y de ahí la importancia que adquiere a cortas distancias y en partícu­ las con un gran número de átomos, como las arcillas. La repulsión se produce al ponerse en presencia partículas de igual carga eléctrica (fuerzas electrostáticas) o debido a las fuerzas de Bom, que sólo se manifiestan si las partí­ culas están muy próximas. El conjunto de fuerzas actúa con diferentes intensidades y en distintos intervalos, por lo que en unos casos la resultante será la atracción y en otros la repulsión. Las fuerzas de mayor importancia para la estabilización de las unidades estructurales en microagregados se deben a enlaces entre las superficies de las arcillas y diversos compo­ nentes, que varían de unos horizontes a otros. En suelos calizos el carbonato cálcico actúa de agente estabilizante. Los óxidos de hierro actúan formando a modo de películas entre las superficies de las arcillas y como partículas discretas cargadas, en el caso de muchos suelos ácidos, fuertemente meteorizados. Los enlaces se establecen al precipitar estos minerales entre las partículas. La unión con los grupos funcionales de la materia orgánica puede deberse a puentes de hidrógeno y a fuerzas electrostáticas. En la formación de macroagregados (unidades de más de 200 pm) interviene este tipo de uniones, derivadas de la acción de las raíces de las plantas, hifas de hongos, en particular las micorrizas, y en general de los componentes orgánicos del suelo.

2.2.

Interacción entre partículas de arcilla

Para entender cómo actúan las fuerzas origen de las unidades de fábrica interesa pro­ fundizar en el estudio de los factores que controlan la geometría de la doble capa difusa DCD (Cap. 9). De este modo se podrá explicar la interacción entre doble capas difusas e interpretar el comportamiento de un suelo. El espesor de la doble capa difusa es tanto menor cuanto mayor sea la valencia de los iones de signo contrario, ya que mayor será la fuerza electrostática de atracción hacia la superficie de la partícula cargada. Para una misma concentración de equilibrio en la solu­ ción externa C0 el espesor disminuye según los cationes sean mono, di o trivalentes:

► 277

La difusión térmica será tanto menor cuanto mayor sea la concentración de la solución externa, lo que se traduce en que el espesor de la doble capa sea menor:

► La carga de los iones de signo contrario y la concentración de la solución externa condi­ cionan por consiguiente la configuración de la doble capa y el comportamiento de un suelo. Al aproximarse las partículas en suspensión se produce una repulsión por fuerzas de tipo electrostático, originadas al solaparse e interaccionar sus capas difusas. Se genera por lo tanto una energía potencial de repulsión (Vr) derivada de la carga neta positiva de ambas capas difusas, que será tanto mayor cuanto mayor sea el espesor de las mismas y menor la distancia entre partículas. Este potencial expresa el trabajo necesario para acercar dos partículas desde una sepa­ ración infinita hasta una separación dada. Su evolución con la distancia se expresa por una curva de potencial de repulsión, que es de tipo exponencial y depende de la concentra­ ción del electrolito (Van Olphen, 1977):

278

A su vez existe una atracción que tiene su origen en las fuerzas de London-van der Waals y genera una energía potencial de atracción VA. El potencial neto de interacción en cada punto es la resultante de las energías de atrac­ ción (VA) y de repulsión (VR), y permite establecer la curva de potencial neto de interac­ ción. A medida que se aproximan las partículas aparece un estado secundario de mínima energía a partir del cual se interpone una barrera de energía de repulsión que es función de los iones de signo contrario y de la distancia entre las partículas:

D istancia

---------------------------►

La superación de la barrera de energía de repulsión por parte de las partículas gracias a su energía cinética hace disminuir el potencial de interacción hasta un mínimo (mínimo de energía primaria), lo que permite que predominen las fuerzas de atracción de van der Waals y se produzca la floculación. Esta interacción da lugar a fenómenos de atracción-repulsión, con procesos de floculación-dispersión y con formación-destrucción de unidades de fábrica. Estos aspectos referidos a la estabilidad estructural de suelos afectados por sales han sido objeto de una extensa revisión bibliográfica por Amézketa y Aragüés (1989).

ESTUDIO DE CASOS El potencial de Interacción entre dos superficies de arcilla varía considerable­ mente según la naturaleza de los Iones en la solución externa en equilibrio. Discutir la influencia que tendrá sobre el comportamiento del suelo según se trate se una arcilla-Na o bien de una arcilla-Ca. ,

279

Respuestas Un horizonte en el que el Na+ adquiera importancia, las doble capas tendrán gran espesor, que viene dado por la expresión: J _________ 1

K ~ RZn+ VCo

Las capas difusas de gran espesor dan lugar a un elevado solapamiento entre ellas, lo que origina fuerzas electrostáticas de repulsión. Los suelos con ele­ vado porcentaje de sodio intercambiable (ESP > 15 %) se dispersan fácilmente en agua pura, por ejemplo, al regarlos con agua de bajo contenido salino o al recibir el agua de lluvia. Por el contario, un horizonte con complejo de cambio Ca2+ tendrá doble capas de pequeño espesor, con escaso solapamiento, y las fuerzas de repulsión ten­ drán poco efecto. Esto se traduce en un elevado grado de interacción entre par­ tículas. Las arcillas estarán floculadas, lo que es la base para la formación de agregados estables.

En presencia ilimitada de agua las superficies-Na+ son siempre repulsivas, mientras que en las superficies -Ca2+ el potencial neto presenta un mínimo, a partir del cual predomina la atracción, tal como se pone de manifiesto en los trabajos de Kjellander y cois. (1988):

Distancia (nm)

280

La concentración mínima de sai que induce la floculación en 24 h se denomina valor de floculación (van Olphen, 1977). La facilidad de dispersión en función del catión saturante decrece en el orden Na+ > K+ > Mg2+ > Ca2+, sin embargo el efecto del Mg2+ puede variar y depende de diversos factores (Rengasamy y cois., 1984). La dispersión ocurrirá o no, dependiendo no sólo de la naturaleza de los cationes inter­ cambiables, sino también de la composición iónica del electrolito y concentración de la solución externa. La dispersión decrece al aumentar la concentración y con los cationes presentes, siendo el orden Na+ > K+ > Mg2+ > Ca2+. La formación de tactoides, por la asociación de láminas de montmorillonita-Ca2+ se debe a que al estar muy próximas las partículas por el poco espesor de la capa difusa, entran en juego y predomina la acción de las fuerzas de atracción de London-Van der Waals. Esta unión hace que las partículas de arcilla se comporten a todos los efectos como una unidad de mayor tamaño: el tactoide, pudiendo esquematizarse del siguiente modo:

En el manejo del suelo, la formación y destrucción de tactoides tiene repercusiones importantes. Un suelo con montmorillonita -Ca2+ presentará tactoides, que tendrán su carga externa compensada por Ca2+ y el sistema estará floculado. El riego con agua con Na+ provocará la dispersión de los tactoides, dado que con valo­ res de porcentaje de sodio intercambiable (ESP) del orden del 25 % el Ca2+ de la superficie externa del tactoide es sustituido por el Na+. En estas condiciones el tactoide como unidad es susceptible de ser translocado, haciendo disminuir la porosidad de los horizontes en los que vaya a acumularse. Con niveles más elevados de ESP, del orden del 50 %, el Na+ sustituirá al Ca2+ dentro del tactoide, creándose unas condiciones de repulsión máxima, al aumentar el espesor de la capa difusa. Al humectarse el suelo, la mayor concentración iónica entre partículas genera una actividad osmótica que atrae moléculas de agua, con lo que el espacio interlaminar aumenta, el conjunto se expande y el tactoide colapsa. El sistema de huecos pierde su geo­ metría inicial, con lo que los procesos de transferencia se verán fuertemente afectados. 281

Este proceso de expansión-retracción es característico de la humectación-desecación de las arcillas de tipo esmectítico, aún cuando no se trate de montmorillonitas-Na+, y tiene importantes repercusiones en el comportamiento del suelo, tanto frente a las raíces de los árboles, como para canales, drenes, construcciones y otros tipos de obras, al generar impor­ tantes tensiones dentro del suelo. Desde un punto de vista físico-quím ico los procesos de floculación-dispersión en sistemas suelo-agua tienen la característica de ser reversibles al tratarse de un sistema coloidal hidrofílico. Esta reversibilidad se m anifiesta en ensayos de labo­ ratorio, pero no así en campo, donde la dispersión puede im plicar la translocación de partículas sólidas con taponam iento irreversible de los huecos. La mejora de una estructura degradada no afecta únicam ente a la floculación de los coloides, sino también al espacio de huecos, lo que puede resultar mucho más complejo. Las fuerzas de atracción-repulsión determ inarán la fábrica, debiendo conside­ rar que, además de la arcilla, intervienen los restantes componentes del sistema: limo, arena, «óxidos», carbonato cálcico y m ateria orgánica. La form ación de agregados se debe a la interacción prolongada en el tiem po de partículas de arena (Ar), coloides orgánicos y dom inios de arcilla que Emerson (1959) esquematiza del siguiente modo:

En aquellos sistemas arcilla-agua en los que predominan las fuerzas de repulsión, las partículas están individualizadas y el sistema está en estado disperso. Por el contrario, el predominio de fuerzas de atracción hace que las arcillas estén floculadas. La formación de clusters o flóculos constituye una primera fase en la agregación de partículas y formación de estructura. La floculación no es sinónimo de formación de agregados, si bien es una con­ dición necesaria para ello. 282

Los estados de un sistema agua-arcilla pueden ponerse de manifiesto al reali­ zar un análisis granulométrico (Cap. 6). Por lo general, al añadir un agente disper­ sante a una suspensión de arcilla en agua se consigue tener en la probeta una sus­ pensión turbia de partículas de arcilla dispersas. En muestras con yeso o con sales más solubles, esto no se logra, las partículas permanecen floculadas y poco des­ pués de haber agitado la probeta, ésta aparecerá rápidam ente con los flóculos depositados en su base, debido a que el Ca2+ puesto en solución por el yeso o las sales provocan la floculación:

Suspensión dispersa

Suspensión floculada

Interesa destacar la distinta significación dada al término estabilidad según se aplique desde la química coloidal clásica o desde la química de suelos. En el primer caso un sistema se considera estable cuando está disperso, e inestable cuando está floculado. Por el contrario, en físico-química de suelos la estabilidad de los agregados se asocia a la floculación, mientras que el sistema suelo tendrá una estructura inestable como resultado de la dispersión.

ESTUDIO DE CASOS Discutir por qué será mayor la expansión en una montmorillonita -Na+ que en una montmorillonita -Ca2+ que reciban una misma cantidad de lluvia.

Respuesta En una montmorillonita -Na+ se suman los efectos de repulsión debidos a inter­ penetración de doble capas difusas de gran espesor y de adsorción de agua entre láminas, ambos de mayor magnitud que en una montmorillonita-Ca2+. Además, si la montmorillonita-Ca2+ forma tactoides la expansión se verá muy disminuida.

2.3.

Agregación de partículas

La formación de agregados requiere la floculación de las arcillas, y su poste­ rior estabilización o cementación. En la formación de las unidades de fábrica de 283

menor tamaño (clusters y dominios), los enlaces inorgánicos son los más im por­ tantes, mientras que en la estabilización de agregados lo son los enlaces orgánicos (cementos húmicos). El proceso puede esquematizarse: la m. o. del suelo (particularmente las sus­ tancias húmicas, polisacáridos y otros) desempeña un importante papel en la for­ mación y estabilización de agregados. Algunos compuestos orgánicos, en especial las sustancias húmicas de bajo peso molecular, pueden provocar la dispersión de las fracciones coloidales minerales y, por lo tanto, desestabilizan los agregados bajo determinadas condiciones físico-químicas (D ’Acqui et al., 1999). Este fenó­ meno se explica asumiendo que estas moléculas orgánicas están cargadas negati­ vamente en suspensión en el intervalo de pH del suelo. Estos aniones orgánicos, adsorbidos en los bordes de las láminas de arcilla o sobre las superficies de los óxi­ dos de hierro o aluminio, aumentan la carga negativa de los coloides minerales, de esta manera aumenta la densidad de capa difusa de cationes asociados con las superficies y por lo tanto favorecen la dispersión de las arcillas (Oades, 1984).

Sistem a disperso Partículas de arcilla individualizadas

\ '. l ,

\

”l \W

S istem a agregado y disperso. F orm ación de clusters por asociación de lám inas de arcillas.

Sistem a agregado y floculado

284

La unión de la materia mineral y la materia orgánica más o menos transformada da lugar a complejos órgano-minerales de distinta naturaleza y estabilidad (Cap. 8). El com­ plejo arcillo-húmico será tanto más estable cuanto más polimerizados estén los ácidos húmicos. Los compuestos orgánicos más simples, tales como los azúcares, son ineficaces en la estabilización de los agregados, requiriendo ser transformados previamente en tejido microbiano que se humificará posteriormente. Por el contrario, las grasas, ceras, ligninas, proteínas y resinas tienen un efecto estabilizante directo. Los polisacáridos y poliurónidos (materias pépticas) de origen microbiano se caracteri­ zan por formar cadenas de dimensiones escasas, por lo que las estructuras a las que dan lugar son poco duraderas. Según el tamaño de la molécula orgánica, los complejos organo-minerales presentarán distinta movilidad. En medios biológicamente activos ricos en bases, la polimerización da lugar a moléculas de gran tamaño, se forman complejos insolubles y agregados estables, con un importante espacio de huecos entre ellos, típico de humus de tipo mull, característico del epipedión móllico y en menor medida del óchrico. Los ácidos fúlvicos, que se forman en medios biológicamente poco activos y ácidos, presentan cadenas lineales escasamente polimerizadas. En estas condiciones hay una mala incorporación de la materia mineral y la materia orgánica (humus de tipo moder o mor, característico de un epipedión úmbrico). Los agregados que se forman son solubles o pseudosolubles y son inestables. Estos complejos órgano-minerales de pequeño tamaño pueden ser translocados a lo largo del perfil, lo que puede dar lugar a un endopedión espódico. Además, los ácidos fúlvicos pueden rodear a las partículas de arcilla a modo de coloide protector, impidiendo la acción floculante de los cationes, como el aluminio, con lo que la arcilla se mantiene dispersa y puede migrar. Se ha puesto de manifiesto que el hierro desempeña un papel importante en la estructu­ ración del sucio. Esto permite explicar la formación de agregados estables en horizontes A (móllicos) de Rendolls por acción del Ca2+ y de agregados moderadamente estables en sue­ los ligeramente ácidos (pH = 5,0-5,5), al actuar en este caso el hierro como elemento de unión entre la arcilla y la materia orgánica. El hierro, con o sin compuestos húmicos, puede originar revestimientos alrededor de los granos de cuarzo. Estas películas pueden llegar a cementar los granos entre sí, dando lugar a una estructura concrecionada, típica de los endopediones cspódicos, Bs. Esto hace disminuir el espacio poroso (huecos de empaquetamiento preexistentes), y puede llegar a formarse un horizonte cementado (endopedión plácico). En suelos de zona tropical (Oxisoles), los óxidos de hierro, al cementar partículas de tamaño limo o más finas, pueden dar lugar a pseudoarenas. Si la cementación se generaliza, puede formarse un alios (arenisca de cemento ferruginoso). Los horizontes ricos en óxidos de hierro, al ser expuestos en superficie, pueden formar masas cementadas (laterita o cora­ zas ferruginosas), por cristalización irreversible de los óxidos de hierro. El aluminio refuerza el papel estructurante del hierro en suelos ácidos, en los que puede presentarse en formas soluble, e intercambiable (Cap. 10). Se puede afirmar por consi­ guiente, que no sólo es el calcio el catión que desempeña este papel en los sucios. Los procesos de interés para la agricultura en relación con la retención de agua disponible para las plantas o la estabilidad de los agregados tienen lugar a nivel intermedio (meso) y a nivel macro, de 0,5 a 5 mm (Warkentin, 1988), de ahí el interés en mantener la estructura del suelo en los sistemas agrícolas. 285

Los mecanismos que actúan en la degradación de la estructura intervienen a tres escalas: — Destrucción de los agregados: Mineralización de la materia orgánica sin que haya nuevos aportes. Acidificación del suelo, pérdida de cationes divalentes. — Dispersión de los dominios de arcilla o de los tactoides: Proceso de sodificación. Migración de tactoides y colmatación de poros. — Dispersión de las arcillas (con esm ectitas expansión): Proceso de sodificación más intenso. La geometría de los huecos se ve afectada, disminuyendo el diámetro de poros y su eficacia para los procesos de transferencia.

3.

Factores de control en la formación de agregados y en su degradación

Los mecanismos implicados en la formación de unidades estructurales vienen controlados por una serie de factores de tipo biológico, químico y físico: F a c to r

F.fecto

Sistema de cultivo

Recubrimiento de la superficie del suelo. Aporte de materia orgánica. Ciclo biogeoquímico. Las raíces (densidad, profundidad y velocidad de crecimiento) ensanchan huecos preexistentes y desecan el suelo. Las praderas dan lugar a agregados estables de tipo granular com­ puesto.

Microorganismos

Unen las partículas por mecanismos de adsorción, segregando pro­ ductos mucilaginosos, envolviendo partículas. Intervienen en la evolución de la materia orgánica.

Lombrices

Remueven el suelo ingiriendo grandes cantidades de material, que deyectan mejor estructurado al favorecer la mezcla de materia mineral y componentes orgánicos. Abren canales que facilitan el movimiento del agua y el paso de las raíces y la restante fauna hacia horizontes más profundos.

Mineralogía de arcillas

En suelos con arcillas cxpansibles los procesos de expan­ sión-retracción favorecen la formación de agregados. En el caso de una fragmentación en superficie se habla de autoacolchado (self-mulching).

Técnicas de cultivo: • Tipo y frecuencia de labores • Estado de humedad del suelo al cultivarlo: Tempero

Compactación por el peso de la maquinaria. Cambios estacionales en las características estructurales. Protección frente a la energía cinética de la lluvia y del viento.

Técnica de riego y calidad del agua de riego

Riego a manta por surcos, por aspersión, localizado. Riesgos de salinización y de alcalinización. —>

286

E fecto

F a c to r

Tráfico Condiciones ambientales Humectación-desecación

Hielo-deshielo

Tractores: ruedas neumáticas o cadenas.

La desecación favorece la aparición de grietas por retracción, en horizontes subsuperficialcs ricos en arcilla y pobres en materia orgánica pueden formarse prismas. En suelos con arcillas expandi­ bles se favorece la fragmentación de los agregados al secarse. En superficie puede formarse un autoacolchado (self-mulching) carac­ terístico de suelos con esmectitas. Con suelo húmedo: Un enfriamiento lento seguido de congelación resulta benefi­ cioso para la estructuración. Un enfriamiento y congelación rápidos destruye los agregados y aparece en superficie una masa pulverulenta. Con suelo seco: El efecto es mucho menor.

Condiciones meteorológicas a lo largo del año

Cambios estacionales en las características estructurales.

Características de la lluvia

Rotura de agregados por impacto de las gotas de lluvia. Formación de sello y costra superficial.

El conocimiento de los mecanismos de formación de agregados y los factores de control resulta básico para manejar la estructura, poder alcanzar objetivos espe­ cíficos en el uso del suelo y asesorar adecuadamente sobre técnicas de cultivo que eviten la degradación de la estructura. El tema ha sido objeto de una revisión, ya clásica, llevada a cabo por Harris y cois. (1965), en la que se evalúan los factores y mecanismos que controlan la formación y des­ trucción de agregados estables al agua, y sigue siendo un tema prioritario en programas de investigación (Drescher y cois., 1988), encaminados a evitar la degradación de la fertilidad física del suelo (Cap. 25).

4.

Estabilidad de los agregados

La esta b ilid a d de los agregados hace referencia a la capacidad de éstos para mantener su forma al estar sometidos a fuerzas inducidas artificialmente, en con­ creto las derivadas de la humectación, impacto de las gotas de lluvia o el paso de agua o a un determinado proceso dispersivo. Esta reacción refleja las propiedades de las superficies de las partículas, dependientes en gran manera de los tipos de iones adsorbidos en ellas. La estabilidad de la estructura determina la distribución del tamaño de poros y por ello los procesos de transferencia. 287

El laboreo representa una alteración im portante que provoca una fragm en­ tación. Un epipedión labrado en condiciones de exceso de hum edad dará lugar a terrones de gran tam año. Si la capacidad estructural es alta al secarse irán apareciendo fisuras, con lo que los agregados se rehacen espontáneam ente, recuperándose unas condiciones físicas favorables para el crecim iento de las plantas. La estabilidad de los agregados puede evaluarse por:

— Métodos indirectos a través de la: Porosidad. Permeabilidad al agua y al aire. Infiltración. — Métodos directos: Determinan el grado de estabilidad: fracción de un agregado o de un terrón que con­ serva su integridad bajo la acción de diversos tratamientos arbitrarios, pero reproducibles. Existen dos enfoques: a) Estudiar qué les ocurre a los agregados al someterlos a dichos tratamientos: Clases de estabilidad estructural (Emerson, 1967). Clases según un índice de dispersión (Loveday, 1974). Indice de inestabilidad estructural (Henin,1969). b) Estudiar las características del líquido sobrenadante resultante de tratar los agre­ gados: Tasa de dispersión (Gupta y cois. 1984). Ensayo de dispersión (Amézqueta,1992): a una muestra tamizada a 0,5 mm (0,1 g) se le añade una solución salina. Se agita 1 h y se deja en reposo 24 h. Se pipe­ tean los 10 cm superiores del tubo y se mide su turbidez, expresándola en unida­ des nefelomélricas de turbidez (NTU). La calibración se hace con soluciones patrón de formazina en el intervalo de 0 a 200 NTU. Las medidas de turbidez se correlacionan con la arcilla dispersa.

En los ensayos de estabilidad estructural de Emerson se aplican criterios cuya justificación puede encontrarse en Emerson (1978). Se definen ocho clases de estabilidad, según el grado de dispersión y desagregación que se observe en los agregados de 3 a 5 mm colocados en agua. Como puede observarse, este tipo de ensayos es bastante laborioso y m era­ mente cualitativo. Loveday (1974) estudia la reacción de los agregados al sum er­ girlos en agua desmineralizada y en un agua de contenido salino semejante al del agua que se vaya a utilizar para regar el suelo: 288

AGREGADOS SECOS AL AIRE

INM ERSIO N EN AG UA

No se desm enuzan

Se desm enuzan

Dispersión completa arena en nube de arcilla CLASE 1

Dispersión parcial C LASE 2

No hay Dispersión

Se expanden perm anecen coherentes CLASE 7

No se expanden perm anecen inalterados CLASE 8

Se extrae el agua a 33 kPa y se rem oldea

INM ERSION EN AG UA

Dispersión C LASE 3

No dispersión I

Sin yeso ni calcita .

Contiene yeso o calcita CLASE 4

Suspensión suelo-agua 1:5 agitar

Dispersión CLASE 5

Floculación CLASE 6

En el método de Henin, adecuado para suelos con elevado contenido en limo, se somete a los agregados a la acción del agua, alcohol etílico y benceno, por inmersiones intermitentes y con un movimiento de rotación. Este método ha sido aplicado al estudio de la inestabilidad estructural de suelos españoles de diversas características por lo que a su composición se refiere (Pérez, 1992). 289

La relación entre el índice de inestabilidad estructural (IS) y la permeabilidad (K) se expresa gráficamente, en abscisas se expresan los valores de log 10 1S y en ordenadas de log 10 K. Comparando dos categorías de suelos (Pérez, 1992): log K Terra rossa de La Alcarria

S uelos salino-sódicos de Cádiz

log 10 IS

Los métodos que se basan en el estudio de la dispersión a través de las características de absorbancia a 420 nm del líquido sobrenadante, después de un determinado tratamiento de los agregados (Gupta, 1984) o de la transmitancia (Aragüés y Amézketa, 1991), resultan mucho más rápidos que los citados anteriormente, tomados clásicamente como métodos de referencia. En suelos franco-limosos débilmente estructurados y fuertemente erosionables, los méto­ dos basados en el tamizado en húmedo no resultan adecuados para cuantificar diferencias esta­ dísticamente significativas en la estabilidad de los agregados. Ello se atribuye a que estas técni­ cas pueden provocar una destrucción casi completa de los agregados por la falta de control de las fuerzas de humectación destructivas. Se han desarrollado unas técnicas que permitan contro­ lar con precisión las fuerzas destructivas asociadas con la humectación (Pierson y Mulla, 1989).

5.

Relaciones masa-volumen derivadas del grado de estructuración

Dado que el suelo es un medio poroso, se pueden establecer una serie de rela­ ciones masa-volumen, derivadas del grado de estructuración: Relación de huecos = e = V v/V s m3m 3 0,3 < e < 2,0 Esta relación se utiliza en geotecnia, y su uso es poco frecuente en agronomía

290

V

= V . 4. V

V M s i o w a v

= volumen = masa = sólidos = componentes inorgánicos = componentes orgánicos = agua = aire = huecos

5.1.

Densidad real

La densidad real (ps) corresponde a la densidad media de la fase sólida o densi­ dad de las partículas. Para un horizonte dado, será prácticamente constante a lo largo del tiempo al ser independiente de la estructura y variar poco la naturaleza de las partículas. Los valores más frecuentes son los siguientes:

Ms

vs

Minerales de arcilla: Cuarzo, feldespato: Minerales con elementos metálicos:

2000-2650 kg nr3 2500-2600 kg m 3 4900-5300 kg nr3

Horizontes minerales: Horizontes orgánicos: Horizontes ricos en minerales pesados:

2600-2750 kg m 3 1100-1400 kg nr3 2750 kg trr3

Valor medio para suelos minerales:

2650 kg nr3

De forma empírica se ha establecido para suelos ricos en materia orgánica (De Leenheer, 1970)

p. - 2650

1450 x% m.o. 100

Para determinar la densidad real se utiliza el pienómetro, los resultados en unidades 5.1. se expresan en kg m'3. La orientación de las moléculas de agua alrededor de las partícu­ las de arcilla hace que se obtengan valores superiores para ps, si se se utiliza agua que si tra­ baja con líquidos no polares. La fase líquida tiene una densidad pw= 1000 kg n r 3 y la fase gaseosa pa = 1,3 kg n r 3.

5.2.

Densidad aparente y volumen específico

La densidad aparente (pb) se define como la masa por unidad de volumen. Este volumen es el que ocupa la muestra en el campo. La densidad aparente tiene inte­ rés desde el punto de vista del manejo del suelo, ya que informa sobre la compac tación de cada horizonte, y permite inferir las dificultades para la emergencia, el enraizamiento y la circulación del agua y el aire. La pb está directamente relacio­ nada con la estructura y por ello depende de los mismos factores de control. El conocimiento del valor de la densidad aparente resulta indispensable para referir, a un volumen de suelo en el campo, los resultados de los análisis de laboratorio. Se establecen las siguientes relaciones:

M, ph=

^

V.,T

Horizontes arenosos Horizontes arcillosos con estructura Horizontes compactos Horizontes suelos volcánicos

1450-1600 k g n r3 1050-1100 kg nr3 1900-1950 kgm’3 850 kg n r3

Valor medio

1350 kg nr3

Horizonte turboso

250 kg nr3

Densidad aparente en húmedo: k

.. Ms +

p j = -----

VT = volumen total 1 M s = masa de sólidos Mw= masa de agua

291

VT = volumen total volumen específico = Vb =

M,

Volúmenes de fase o relación de volumen: 0 = Pb =

0 s p s +

I0 ¡ =

10 S =

M, = masa de sólidos

V,

i

= fase sólida (s), líquida (w) o gaseosa (a)

0wPw + 0aPa

p¡ = densidad de la fase i

1 - £ t

eT = porosidad

La densidad aparente es un dato del que, con frecuencia, se dispone para los distintos horizontes de un suelo, por la relativa facilidad con que se puede determinar, incluso si sólo se cuenta con el apoyo de un laboratorio muy básico. No obstante, cabe destacar que el valor de la densidad aparente presenta limitaciones importantes, ya que no proporciona información acerca del tamaño de los huecos, ni sobre la conexión entre ellos, ni sobre las fuerzas que han dado lugar a una estructura específica. Estos aspectos son de importancia para poder predecir el movimiento del agua en los poros de un suelo y los riesgos de degra­ dación de los agregados. Suelos con los mismos valores de densidades aparentes pueden tener distinta respuesta a fuerzas externas. Para obtener información de este carácter habrá que recurrir a estudios específicos sobre la porosidad. La densidad aparente de un horizonte puede determinarse por medio de medidas directas o bien por métodos que utilicen distintos tipos de radiaciones (Campbell y Hensall, 1991): Métodos de medida directa de la masa y el volumen 1.

Método del cilindro Es el método más generalmente empleado. Se utiliza un cilindro de paredes delgadas y rígidas, con borde biselado hacia el exterior, aproximadamente de unos 100 cm3. Se deben relizar unas tres repeticio­ nes para obtener resultados estadísticamente representativos. El método operatorio consiste en tomar una muestra clavando el cilindro en el horizonte a estudiar:

•7,5 a 10 cm

K

N / / / / / /

Condiciones óptimas de trabajo: horizontes poco compactos, húmedos. Las arenas y las gravas no se pueden muestrear satisfactoriamente. En horizontes duros y compactos se puede utilizar un mucstreador rotatorio (Erbach, 1982). Causas de error: Posible compactación de la muestra al insertar el cilindro. Debe evi­ tarse el uso de una maza, siendo preferible introducir el cilindro lentamente con ayuda de un gato de automóvil. , 292

2.

Método de la bolsa de plástico Por la parte superior del horizonte se excava un agujero de forma lo más regular posible, recuperando el material extraído, que se secará y se pesará una vez seco. El volumen se determina acoplando al agujero una bolsa de plástico delgada, que se llena con un volumen conocido de agua. El método puede ser adecuado en escombreras de mina, en las que no es aplicable el método del cilindro y no se requiera una gran precisión. El dato resulta impres­ cindible para el cálculo de estabilidad de taludes. Este método también es útil en terrazas fluviales y en suelos de raña, dada su pedregosidad.

3.

Método de la arena Se procede de forma análoga al método de la bolsa de plástico. Se parte de una masa de arena de densidad aparente previamente calibrada. Con ella se rellena el agujero. Este método puede utilizarse en cualquier tipo de suelos.

4.

Método del agregado Se toma un agregado que se deja secar y se pesa. Se reviste con parafina o con una resina para que se pueda determinar su volumen por inmersión en un líquido (volu­ men del agregado más el de la parafina). Alternativamente se puede pesar el agre­ gado en aire c inmerso en agua. Condiciones de empleo: Horizontes que presenten coherencia. Es un método que consume bastante tiempo.

En suelos con yeso, el secado de las muestras deberá realizarse a menos de 50 °C para evitar que se pierda agua de cristalización, lo que sería una causa de error importante en la determinación de la densidad aparente.

5.3.

Espacio de huecos: porosidad, un espacio vital para las raíces

El volumen de las fases líquida y gaseosa, o el de esta última si el suelo está seco, definen el espacio de huecos. La relación entre el volumen de huecos, Vv y el volumen total se define como porosidad (que incluye los poros y otros tipos de huecos, Cap. 4 y 13). Puede calcularse a partir de los valores de las densidades real y aparente: intervalo 0,3 < eT < 0,6 en histosol: hasta 0,9

eT= Vt ~ Vs = i _ Pb VT ps c - V' V* VT Vv + Vs

1+e

eT = porosidad (en tanto por uno) m 'n r3 e = relación de huecos

La eficacia para la transferencia de fluidos lleva a distinguir poros de transmisión mayores de unos 50 gm (porosidad efectiva o comunicante), poros de almacenamiento, 293

entre 0,5 y 50 pm, y la porosidad residual, formada por poros muy finos y huecos ocluidos (cavidades). La distinción entre macroporosidad y microporosidad no tiene una base física real, si bien quiere expresar la mayor o menor eficacia de un hueco para participar en los procesos de transferencia. El límite entre ambas se suele fijar en un diámetro aparente de 30 a 60 pm (Cap. 13). También se habla de porosidad intraagrcgados (textural) y porosidad interagregados (estructural). El concepto de macroporo-microporo asume que los procesos de transporte tienen lugar en dos escalas de tiempo: una escala de tiempo asociada con el transporte rápido de macroporo; y una escala de tiempo asociada con el transporte de lento de microporo (Crawford et ai, 1999). No hay evidencia de límites definidos entre escalas características en el suelo. Para el diseño de sistemas de drenaje resulta de interés el valor de la macroporosidad, calculada como: macroporosidad = porosidad total - 0 .3Í kPa La geometría de los poros y huecos, espacios irregulares no rígidos, y de sus intercone­ xiones es la que controla el comportamiento del agua, y proporciona mayor información acerca de los procesos de transferencia y la vida en el suelo, que el valor numérico de la porosidad.

294

El espacio de huecos está ligado a la estructura de cada horizonte, dependiendo por consiguiente de los mismos factores de control que ésta. El tamaño de poros se determina en muestras secas al aire, utilizando el método del porosímetro basado en la intrusión con mercurio (Klock et al. 1969). El estudio directo del espacio de huecos en lámina delgada (Cap. 4) o con el microsco­ pio electrónico de barrido muestra que todos los procesos biológicos, físicos y químicos tienen lugar dentro o muy cerca de los huecos (McKeague et al. 1982). Ello debe ser tenido en cuenta en estudios avanzados de suelos, que se pueden basar en análisis del espacio de huecos por tratamiento de imágenes con ordenador. Este tipo de metodologías permiten clasificar los poros según su tamaño, forma, abundancia y continuidad (Dorronsoro, 1988). Sólo así se conseguirá una visión global del funcionamiento del sistema.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Una costra superficial puede llegar a tener zonas con un espacio poroso importante, con huecos de tipo cavitario (Cap. 4), que corresponden a bur­ bujas de aire atrapado en el momento de formarse el sello. ¿Qué implica­ ciones tiene este tipo de porosidad para el movimiento de fluidos a través del sello y de la costra?

2.

Calcular la porosidad de un horizonte de textura franca en el que pb = 1350 kg nrr3 y ps = 2650 kg rrr3.

3.

Sabiendo que para determinar la densidad aparente de un epipedión de 30 cm de espesor se ha utilizado un cilindro de 8 cm de diámetro y 4 cm de altura y que la muestra seca pesó a gramos, calcular el contenido de mate­ ria orgánica de una hectárea de suelo, en un espesor de 30 cm, si el análi­ sis ha dado un contenido de un 2 % de m.o.

4.

Calcular la densidad aparente sabiendo que los volúmenes de fase son 0 S = 0,45, 0 W= 0,35 y 0 a = 0,2.

Respuestas 1.

Una porosidad de tipo vesicular o cavitario está formada por huecos no comunicantes, por ello, a pesar de que la densidad aparente fuese baja y la porosidad presentase valores relativamente altos, la velocidad de circula­ ción del agua será baja.

_ 104 m2 0,3 m pb kg suelo = b kg suelo ha'1 1 ha m3 = c kg m.o. ha-1 y 30 cm

4.

p — 0 sp s + 0«r Pw ■*"

Pa

295

6.

Consistencia del suelo

La resistencia mecánica de un suelo a la deformación y a fluir bajo la acción de fuerzas mecánicas depende de su contenido de humedad. La consistencia expresa el estado físico de un suelo a un contenido dado de hume­ dad. Se debe a las fuerzas de cohesión y es consecuencia de la estructuración. Incluye propiedades tales como dureza, friabilidad, plasticidad y adherencia (Cap. 3). Los horizontes apediales con estructura granular simple son poco coherentes, o sueltos, los de estructura continua son compactos presentando una fuerte cohesión. Existe una relación aproximadamente lineal entre el valor del módulo de rup­ tura de un suelo seco y la cantidad de arcilla fácilmente dispersable (Chan, 1989). Los cationes intercambiables que conducen a la dispersión en agua (Na+) tienden a dar suelos peor estructurados, que son los más compactos cuando están secos. El módulo de ruptura de una arcilla-Na+ es m ayor que el de una arcilla-Ca2+. Un suelo cuando está seco es un sólido, al añadirle agua puede sufrir un pro­ ceso de expansión. A medida que el contenido de agua aum enta pasa a estado semisólido, luego a estado plástico y finalmente a estado líquido. Partiendo del estado de saturación por agua, los sucesivos estados de consistencia que puede presentar una arcilla al irse secando son los siguientes:

cantidad de agua

296

Los límites de consistencia tienen un carácter relativo y se establecen por medio de ensayos de laboratorio, que han sido normalizados por la American Society for Testing Materials (ASTM) para suelos que no contengan arcilla de tipo alófana. El límite de expansión define el contenido de agua por debajo del cual el cambio de volumen deja de ser proporcional a la variación del contenido de agua. Los límites de plas­ ticidad inferior (límite plástico) y el superior (límite líquido) conocidos como límites de Atterberg en ingeniería civil, se determinan en muestras tamizadas a 0,4 mm. La diferen­ cia W, - WP define el índice de plasticidad. Por lo general, los límites de plasticidad aumentan con el contenido de arcilla y de materia orgánica y se ven afectados por la mine­ ralogía de las arcillas. Sólo los horizontes arcillosos y, en cierta medida los limosos, tienen un comportamiento plástico. La dispersión y floculación tienen consecuencias sobre la reologia de las suspensiones. El comportamiento reológico de un suelo se expresa por la consistencia y tiene impor­ tancia: En el manejo cuando deban realizarse movimientos de tierras en actuaciones paisajísti­ cas o con fines constructivos. Para determinar el momento óptimo de laboreo que corresponde al tempero, relacionado con el contenido de humedad y la friabilidad. En el desencadenamiento de movimientos en masa de tipo deslizamiento. Este tipo de ensayos, junto con la granulometría, se utilizan como criterios para clasifi­ car los suelos con fines de ingeniería civil, por ejemplo para asesorar sobre los materiales a utilizar en la construcción de caminos rurales u otras obras de tierra.

7. Sellado y encostramiento del suelo a) Conceptos y procesos Los términos sellado y encostramiento a veces se utilizan como sinónimos en la literatura. Los trabajos aparecidos a partir de la década de los años ochenta (Morgan, 1981; Pía, 1986; Gabriels, 1986: Roth, 1992, entre otros) tratan el tema con mayor precisión terminológica, dado su interés debido a la incidencia de estos procesos en la productividad de un suelo, la erosión y la conservación del suelo y del agua. La Inter­ national Union of Soil Science, junto con el ITC y el ISR1C, ha publicado una terminología para erosión y conservación de suelos (ISSS, 1996) que establece: Sellado (ISSS, 1996, ampliado) Hace referencia a la formación de un sello superficial: • Se asocia a un estado húmedo del suelo (Romkens et al., 1990; Roth, 1992). • Capa delgada de unos pocos mm de espesor, cuyo origen se asocia al efectodelas gotas de lluvia sobre la superficie de un suelo desnudo. • Densidad aparente alta, mayor que la del suelo subyacente. • Porosidad baja, mucho menor que la del suelo subyacente, por la reorganización de las partículas individuales, ya sea por colapso de la estructura superficial; por expan—> 297

•

•

•

•

sión de las arcillas al humectarse; por compactación mecánica; por dispersión de arci­ llas u otras causas. Generalmente de tipo vesicular por el aire atrapado durante la humectación. Baja velocidad de infiltración debido a la disminución de la macroporosidad, lo que hace aumentar la escorrentía superficial y la erosión potencial aguas abajo, al tiempo que disminuye el almacenamiento de agua en el suelo. Baja conductividad hidráulica al agua y al aire, mucho más baja que la del suelo sub­ yacente. En terrenos llanos se produce encharcamiento y en pendiente el excedente de agua da lugar a escorrentía superficial y puede provocar erosión aguas abajo. Por secado un sello puede dar lugar a la formación de una costra superficial. Puede producirse la rotura del sello por formación de grietas en la superficie del suelo. Si se trata de arcillas expandióles, al secarse se retraen, con lo que se fragmentan y no se formará costra. En la base del horizonte Ap puede formarse un sello por compactación debida al labo­ reo, en este caso se habla de suela de labor.

Encostram iento (ISSS, 1996, ampliado) Hace referencia a la formación de un sello superficial: • Se asocia a un estado seco (Houghton y Charman,1986; Romkens, 1990; Roth, 1992). • Capa delgada en la superficie del suelo, de unos pocos mm hasta quizá 3 cm de espesor. • Con estructura laminar. • Baja porosidad, frecuentemente de tipo vesicular (Cap. 4). • Poco permeable al agua y al aire. • Densidad aparente alta, mayor que la del suelo subyacente. • Extremadamente compacta. • Consistencia dura, aumentando exponencialmente al secarse el suelo en función del contenido de humedad (Valentín, 1986). • Frágil, pero difícil de romper por una plántula, por lo que constituye un obstáculo para la emergencia de ciertos cultivos (maíz, cebolla, remolacha, etc.), por la mayor impedancia mecánica. A veces puede ser necesario volver a sembrar y, si se forma costra alrededor de la base de una plántula después de la emergencia, puede provocar su muerte por estrangulamiento (Arndt, 1965). Los sellos pueden clasificarse en distintos tipos atendiendo al proceso de form ación; com posición; espesor; función; y a su naturaleza dinám ica (ISSS, 1996; Casenave y Valentín, 1989):

Según el proceso de formación se distinguen: • Sellos estructurales: por colapso de la estructura «in situ» por el efecto salpicadura e infiltración del agua de lluvia. • De escorrentía: depósito de material transportado (individualizado y agregado), poro­ sidad muy baja. • De erosión. —>

298

• • • •

De depósito eólico. De decantación: material laminar con granoclasificación. De desecación. De eflorescencia salina: su origen y significación son totalmente distintos al resto (Cap. 24).

Las fuerzas dispersivas de las gotas de agua, ya sea de lluvia o de riego (asper­ sión, pivot u otro), sobre la superficie de un suelo desnudo puede dar lugar a la desintegración de los agregados poco estables. El impacto directo sobre la superfi­ cie sin una cubierta vegetal tiene lugar principalmente en suelos recién labrados; después de una siembra; o en los primeros estadios de crecimiento de un cultivo. Al desmoronarse un agregado por efecto salpicadura se produce una liberación de partículas individualizadas, las finas serán movilizadas yendo a rellenar poros de la superficie del suelo, con lo que tiene lugar la formación de un sello superficial o proceso de sellado. A l secarse un sello puede dar lugar a la formación de una costra superficial.

b) Métodos de estudio y de predicción del riesgo Las características físicas de las costras pueden establecerse recurriendo el empleo de un pcnctrómctro (Woo-Jung La et al., 1986): al estudio de láminas delgadas (Arshad y Mermut, 1884; Kooistra y Siderius, 1986) (Cap. 4); a observaciones con un microscopio electrónico de barrido en muestras inalteradas (Chen et ai, 1980); a medidas del módulo de ruptura (Richards, 1953). En el caso de Phaseolus vulgaris no habrá emergencia si el valor del módulo de ruptura es de 27 kPa o superior, mientras que con valores inferiores a 10 kPa no habrá problemas de emergencia. Se han desarrollado diversos métodos para poder predecir el riesgo de sellado y de encostramiento. Unos autores se centran en el estudio de la inestabilidad de los agregados, otros en la variación del movimiento del agua a lo largo de la lluvia. Entre estos últimos cabe destacar el que se basa en la evaluación de la variación de la conductividad hidráulica del sello superficial, formado por destrucción de los agregados como consecuencia del impacto de las gotas (Pía, 1986; Paez y Pía, 1992):

Se trabaja en laboratorio con lluvia simulada sobre una capa de 1 cm de agregados tami­ zados 2-4 mm, secados al aire (en suelos que no los presenten o en suelos arenosos se toma el conjunto de la muestra), colocados encima de un tamiz. Se somete la muestra al impacto de una lluvia simulada de intensidad constante (90 mm h"1), lo que se corres­ ponde con la energía de una lluvia de 60 mm h ', entre 30 y 60 minutos. Se puede adap­ tar a otras condiciones. Un frasco de Mariotte permite mantener uniforme la intensidad de la lluvia simulada durante el ensayo, a lo largo del cual (30 a 45 min.) se mide la variación de la conducti­ vidad hidráulica. .

299

La disminución del valor K se asocia con el grado de sellado. El valor estabilizado de K al cabo de cierto tiempo se toma como índice de sellado, que se expresa en mm h '1. La relación entre el valor de K obtenido en una m uestra sim ilar, sin impacto de gotas, y el valor de K con im pacto (índice de sellado) permite obtener un índice de sellado relativo (Nacci y Pía, 1990) indicativo del posible efecto protector de una cobertura. Según los suelos este índice relativo puede variar de 2 a 3 hasta valores superio­ res a 190.

FRASCO DE MARIOTE

DISPOSITIVO PARA PRODUCIR GOTAS

PROBETA PARA MEDIR EL AGUA PERCOLADA

Cabe indicar que el índice de sellado posiblemente sobrestima la conductividad hi­ dráulica del sello (Roth, 1992), si bien resulta útil a pesar de ello para determinar las suscep­ tibilidades relativas al sellado.

La utilización del infiltrómetro de disco en campo permite realizar predicciones acerca de la escorrentía superficial inducida por la costra (Vandervaere et al., 1998). FAO (1983) desarrolló un índice empírico para predecir el riesgo de encostramiento basándose en los porcentajes de limo fino grueso en relación al porcentaje de arcilla y materia orgánica.

c) Prácticas contra el sellado y el encostramiento La susceptibilidad al sellado y al encostramiento traduce defectos texturales (textura desequilibrada por el predominio de alguna de las fracciones) o bien una situación de degradación del suelo, generalmente derivada de una agricultura mecanizada intensiva a gran escala o de un sobrepastoreo. Los principales factores de control del proceso de sellado hacen referencia por un lado a las características del clima, en relación a la lluvia: alta energía cinética; alta intensidad; tamaño grande de las gotas de lluvia; y a vientos que pueden secar rápida­ mente la superficie del suelo (Awadhwal y Thierstein, 1985). Por otro a las condiciones de la superficie del suelo: bajo contenido en m.o.; fracción arcilla de baja actividad; elevado contenido en limo; elevado contenido en arena fina; predominio de partículas 300

finas y planas en la fracción arena; susceptibilidad a la liquefacción: arcillas suscepti­ bles de dispersarse al humectarse. Los suelos cuyos agregados se disgregan en partícu­ las individuales al humectarse son más susceptibles al sellado que aquellos que se dis­ gregan en microagregados. La interacción entre las características de las gotas y las condiciones iniciales de la superficie del suelo y las características del suelo hace que la correlación entre la caída de gotas y la infiltración varíe ampliamente. Cuanto mayores sean los tamaños de las gotas, mayor será el impacto, mayor el espesor de la capa superficial afectada por la destrucción de agregados y, por consiguiente, mayor será el espesor del sello (Pía, 1985). Frente a las características de las lluvias cabe proteger la superficie del suelo por medio de un cultivo, de restos de cosecha, de un acolchado (mulching); mejorar la estruc­ tura del horizonte de superficie aportando m.o. o acondicionadores; practicar el laboreo mínimo o la hidrosiembra. El manejo de sistemas de riego por aspersión, pivot o similares resulta especialmente delicado en suelos susceptibles al sellado. Por un lado interesará no provocar excesos de agua a los que puedan ser sensibles las plantas en el momento de la nascencia, como es el caso de la cebolla. Por otro, en aquellos casos en que el impacto de las gotas de lluvia haya provocado la formación de un sello, habrá que evitar a toda costa que éste se consolide por secado del suelo, lo que podría dar lugar a la formación de una costra que resultaría mucho más perjudicial para la nascencia. Para evitar estos problemas en suelos susceptibles al sellado se recomienda utilizar boquillas que produzcan gotas de pequeño tamaño (nebulizadores), con riegos de baja intensidad. Para cubrir las necesidades de agua del cultivo y mantener la superficie del suelo permanentemente húmeda deberá aumentarse la frecuencia del riego. En ensayos realizados en Israel, se recomiendan tres riegos al día, durante los diez primeros días después de la siembra. Las dosis deberán calcu­ larse en cada caso en función de la curva característica de humedad del suelo a regar (Cap. 12) y de la velocidad de infiltración (Cap. 13).

8.

T ixo tro p ía

La reotropía o tixotropía es la propiedad de cambiar a una consistencia más fluida (sol) bajo acción de una fuerza, de forma que, al desaparecer ésta, el sistema vuelve pro­ gresivamente a un estado más rígido o menos fluido (semisólido o gel). Es un proceso isotermo, reversible, que no implica cambio de composición ni de volumen y mediante el cual tras un período de reposo, el material se hace firme, para reblandecerse o licuarse cuando se remoldea (Mitchell, 1976). Esto puede estar relacionado con cambios en la ordenación de las partículas o con cambios en el agua adsorbida, que se verán afectados al aplicar la fuerza. La identificación de materiales tixotrópicos tiene interés en zonas con materiales vol­ cánicos y riesgo sísmico elevado, para localizar áreas con riesgo de movimientos en masa, al adquirir consistencia fluida los materiales tras una sacudida sísmica. Desde otro punto de vista, permite identificar la presencia de materiales amorfos que son los que presentan esta propiedad en los suelos. La variación de la resistencia del material con el envejecimiento contado a partir del momento en que se aplica la fuerza presenta el siguiente comporta­ miento: 301

9. 9.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Hillel, D.: Environmental Soil Physics. Academic Press, 771 pp. San Diego, 1998. Marshall, T. J., Holmes, J. W. y Rose, C. W.: Soil Physics. Cambridge University Press, 453 pp. Cambridge, 1999. Wallace, A. y Terry, R. E.: Handbook ofsoil conditions. Marccl Dckker, Inc., 596 pp. New York, 1998.

9.2.

Bibliografía de referencia

Amézketa, M. E. y Aragüés, R.: Estabilidad estructural de suelos afectados por sales: Revisión bibliográfica. An. Edafología y Agrobiol. 1989. Amézketa, M. E.: Físico-química, estabilidad estructural y técnicas de lavado de suelos salino-sódicos del sistema de riegos Monegros-Flumen (Huesca). Tesis doctoral. ETSEAL. 220 pp. 1992. Aragüés, R., y Amezketa, M. E.: Dispersión de arcillas y conductividad hidráulica de cinco horizontes de un suelo salino-sódico. Invest. Agr. Prod. Veg. 6, 2:161-169. 1991. Arkin, G. F. y Taylor, H. M.: Modiftying the root environment to reduce crop stress. ASAE. Monograph 4. 407 pp. Michigan, 1981. Arshad, M. A. y Mermut, A. R.: Micromorphological and physico-chemical characteristics ofsoil crust types in northwestern Alberca, Cañada. Soil Sci. Soc. Am. J. 52:724-729. 1984. Awadhwal, N.K. y Thierstein, G. E.: Soil crust and as impact on crop establishment: A review. Soil &Tillage Research, 5:289-302. 1985. Aylmore, L.A.G. y Quirk, J. P.: Domain or Turbostcitic Structure o f Clays. Nature, 187:1046. 1960. 302

Barton. C. C. y La Pointe P-R. (ed.): Fractals in the Earth Science. Plenum Press, New York, 1995. Bartoli, F.; Philippy, R.; Doirisse, M.; Niquet, S. y Dubuilt, M. 1991: Silty and sandy soil structure and self-similarity: The fractal approach. J. Soil Sci. 42:167-185. 1991. Brakensiek, D. L.; Rawls, W. J.; Logsdon, S. D. y Edwards, W. W.: Fractal description of macroporosity. Soil Sci. Soc. Am. J. 56:1721-1723. 1992. Callebaut, F.; Gabriels, D. y Boodt, M. de (ed): Assessment ofsoil surface sealing and crusting. Proc. Symposium Ghent. State Univ. Ghent, 374 pp. 1986. Campbell, D. J. y Henshall, J. K.: Bulk density. En K. A. Smith y Ch. E. Mullis: Soil analysis. Marcel Dekker, Inc. 329-366. New York, 1991. Casenave, A. y Valentín, Ch.: Les états de surface de la zone sahélienne. Ed. ORSTOM. Col. Didactiques. Paris, 65-90. 1989. Chan, K. Y.: Effect o f tillage on aggregate strength and aggregation o f vertisol Soil and Tillage Research, 13:163-175. 1989. Chen, Y.; Tarchitzky, J.; Brouwer, J.; Morin, J. y Banin, A.: Scanning electrón microscope ohservations on soil crusts and their formation. Soil Sci. 130:49-55. 1980. Chepil, W. S.: Methods of estimating apparent density of discrete soil grains and aggrega­ tes. Soil Sci. 70:351-362. 1950. Deresiewicz, H.: Mechantes of granular malter. Adv. Appl. Mech. 5:233-306. 1958. Dexter, A. R. y Chan, K. Y.: Soil mechanical properties as injluenced by exchangeable cations. J. of Soil Sci. 42:219-226. 1991. Dorronsoro, C.: Micromorfometría de Suelos. Aplicaciones. An. Edafología y Agrobiol. XLVII, 1-2:503-532. 1988. Drescher, J.; Horn, R. y Boodt, M. de (ed): Impact o f Water and Extemal Forces on Soil Structure. CatenaSupl. 11. Cremlingen, 171 pp. 1988. Edgar, G.A. (ed.): Classics on Fractals. Addison-Wesley Publishing Co., Reading, Massachusetts. 1993. Emerson, W. W.: The structure ofsoil crumbs. J. of Soil Se. 10:235-244. 1959. Emerson, W. W.: A classification of soil aggregates based on their coherence in water. Aust. J. Soil Res. 5:47-57. 1967. Emerson, W. W.: Physical properties and structure. En: J.S. Rusell y E.L. Greacen (ed): Soil Factors in Crop Production in a Semi-arid Environment. University of Queensland Press, Brisbane: 78-104. 1977. Emerson, W. W.: Aggregate classification and the hydraulic conductivity of compacted subsoils. En W. W. Emerson, R. D. Bond y A. R. Dexter (ed.): Modification of Soil Struc­ ture. John Wiley & Sons. Chichester: 239-248. 1978. Erbach, D. C.: State o f the art ofsoil density measurement. Paper N.° 82-1541. ASAE. St. Joseph, M. I. 1982. Falconer. K. J.: Fractal Geometry. Mathematical Foundations and Applications. John Wiley & Sons, Ltd. Chichester. 1990. FAO: Guidelines land evaluation.for rainfed agriculture. Soil Bull 52. FAO, Roma, 122 pp. 1983. Gilí, W. R. y Vanden, G. E.: Soil Dynamics in Tillage and Traction. USDA. Washington. 511 pp. 1968. Feder, J.: Fractals. Plenum Press, NewYork, 1988. Gouyet, J. F.: Physique el Structures Fractales. Masson. Paris, 1992. Gucrrini, 1. A. y Swatzendruber, D.: Fractal concepts in relation to water diffusivity. Soil Sci. 162, 11:778-784. 1997. Gupta, R. K.; Bhumbla, D. K. y Abrol, I. P.: Effect o f sodicity, pH, organic matter and cal303

cium carbonate on the dispersión behaviour o f soils. Soil Sci. 137, 4:245-251. 1984. Hastings, H. M. y Sugihara, G.: Fractals. A User’s Cuide fo r the Natural Sciences. Oxford University Press. Oxford. 235 pp. 1995. ISSS: Terminology fo r Soil Erosión and Conservation. 1USS, 1IASES y ISR1C. Wageningen, 10 pp. 1996. Morgan, R. P. C. (ed.): Soil Conservation. Problems and prospeets. Proc. Conservation 80, Int. Conf. On Erosión and Conservation, Silsoe. John Wiley. 1981. Kjellander, R.; Marcelja, S. y Quirk, J. P.: Atractive double-layes interactions between calcium clay partióles. J. Colloid and Interface Sci. 126:194-211. 1988. Klock, G. O.; Boersma, L. y De Backer, W.: Pore size distributions as measured by the mercury method and their use in predicting permeability. Soil Sci. Am. J. 32:12-15. 1969. Kooistra, M. J. y Siderius, W.: Micromorphological aspeets o f crust formation in a Savanna Climate under rainfed subsistente agriculture. Int. Symp. Assessment of Soil Surface Sealing and Crusting: 9-17. Ghent, 1986. Koolen, A. J. y Kuipers, H.: Agricultural Soil Mechanics. Springer-Verlag. 241 pp. Berlín, 1983. Kravchenko, A. y Zhang, R.: Estimating the soil water retention from particle-size distribution: A fractal approach. Soil Sci. 162,4. 1997. Lam, N. S. y De Cola (ed.): Fractals in Geography. PTR Prentice Hall, Englewood Cliffs, New Jersey. 1993. Larionov, A. K.: Methods o f Studying Soil Structure. Trad. del ruso. USDA & Nat. Sci. Found. Washington. 193 pp. 1982. Loveday, J.: Methods for analysis o f irrigated soils. Commonwealth Agr. Bureaux. Austra­ lia, 1974. Mandelbrot. B.B.: Les Objects Fractals: Forme, Hasard et Dimention. Flammarion, Paris, 1975. Mandelbrot, B. B.: The Fractals Geometry o f Nature. W. H. Freeman and Co. New York, 1983. McKeague, J. A.; Topp, G. C. y Fox, C. A.: Comments on Soil Porosity. Soil Sci. Am. J. 46:1122-1123, 1982. Meigh, A. C.: Cone Penetration Testing. Methods and interpretation. Butterworths. London, 1987. Mitchell, J. K.: Fundamentáis o f Soil Behaviour. John Wiley & Sons. Ine. 422 pp. New York, 1976. Moore, D. C. y Singer, M. J.: Crust formation effeets on soil erosión processes. Soil Sci. Soc. Am. J. 54:1117-1123. 1990. Muggler, C. C.; Griethunysen, C. van, Buurman P. y Pape, Th.: Aggregation, organic mat­ ter, and iron oxide morphology in Oxisols from Minas Gerais, Brazil. Soil Science, 164, 10: 759-770. 1999. Nacci, S. y Pía, I.: Técnicas y equipos simplificados para evaluar propiedades físicas importantes para el manejo de suelos en los trópicos. XI Congreso Latinoamericano y II Congreso Cubano de la Ciencia del Suelo. La Habana. I. 199-217. 1990. Paez, M. L. y Pía, I.: Evaluación de la eficiencia de índices de erosionabilidad en suelos agrícolas en Venezuela. Agr. Tropical. 42, 1-2:27-40. 1992. Perfect, E. y Kay, B. D.: Fractal theory applied to soil aggregation. Soil Sci. Am. J. 55:1552-1558. 1991. Pierson, F. B. y Mulla, D. vJ.: An improved method fo r measuring aggregate stability of a weakly aggregated loessial soil. Soil Sci. Soc. Am. J. 53:1825-1831. 1989. 304

Pía, 1.: A routine laboratory índex to predict the effect ofsoil sealing on soil and water conservation. Int. Symp. Assessmcnt of Soil Surface Sealing and Crusting. In: E. Callebaut, D. Gabriels y G. de Boodt (ed.). Ghent: 154-162. 1986. Rasiah, V. y Aylmore, A. G.: Characterizing the changes in soil porosity by computed tomography and fractal dimensión. Soil Science, 163, 3:203-211. 1998. Rengasamy, P., Greene, R. S. B. y Ford. G. W.: The role of clay fraction in the particle arrangement and stability of soil aggregates - a review. Clay Research, 3:53-67. 1984. Revut, J. B. y Rodé, A. A. (ed.): Experimental Methods of Studying Soil Structure. Trad. del ruso. USDA& Nat. Sci. Found. 530 pp. Washington, 1981. Richards, L.A.: Modulus o f rupture as an index of crusting ofsoil. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 17:321-323. 1953. Romkens, M. J. M., Prasad, S. N. y Parlange, J. Y.: Surface seal developrnent in relation to rainstorm intensity. In Bryan (ed.), 1-11. 1990. Roth, C. H.: Soil Sealing and Crusting in Tropical South America. In: Lewis Publishers: 267-299. 1992. Senesi, N. y Bourrie, G.: Hétérogénéité des processus physico-chimiques dans les sois. Summ. World Congress of Soil Sci. Montpellier. Vol. 1:95. 1998. Smith C. W.; Hadas, A.; Dan, J. y Koyumdjisky, H.: Shrinkage and Atterberg limits in rela­ tion to other properties o f principal soil types in Israel. Geoderma, 35:47-65. 1985. Sombrock, W. G.: Assessment ofsoil sealing and crusting: Introduction to the subject. Int. Symp. Assessment of Soil Surface sealing and crusting: 1-7. Ghent, 1986. Takayasu, H.: Fractals in the Physical Sciences. John Wiley and Sons. Chichester, 1990. Valentín, C.: Surface crusting ofarid sandy soils. In F. Callebaut et al. (ed.): 40-46. 1986. Vandervaere, J-P et al.: Prediction of crust-induced surface runoff with disc infiltrometer data. Soil Science 163. 1:9-21. 1998. Zanini, E.; Bonifacio, E„ Albertson, J. D. y Nielsen, D.R.: Topsoil aggregale breakdown under water-satured conditions. Soil Science, 163,4:288-298. 1998.

305

12 Agua del suelo

1.

Introducción al estudio del agua del suelo

El agua del suelo forma parte del ciclo hidrológico que se puede considerar integrado por un conjunto de compartimentos. El suelo constituye uno de ellos y es el principal suministrador de agua para las plantas, por su capacidad para alma­ cenarla e ir cediéndola a medida que se requiere. El agua que entra en el suelo circula por el espacio de macroporos y pasa a ocupar total o parcialmente los poros capilares (Cap. II), donde puede ser rete­ nida. Presenta un comportamiento dinámico, con variaciones a escala diaria. El agua disuelve y transporta elementos nutritivos, sales solubles y contaminantes, y hace posible su absorción por las raíces. El comportamiento físico del suelo viene contro­ lado por su contenido de humedad, que influye en la consistencia, penetrabilidad, traficabilidad, temperatura, etc. El correcto manejo del agua en agricultura y en la gestión del medio ambiente requiere conocer su comportamiento. La vida en un ecosistema terrestre depende del estado energético del agua del suelo. La existencia de distintos ecosistemas se justifica en buena parte por las disponibilidades hídricas, resultando determinante tanto la falta de agua, típica de regiones áridas, como la superabundancia que caracteriza los humedales, si bien en ambos casos el tipo de condicio­ namiento, así como la productividad, son muy diferentes. El crecimiento de las plantas requiere agua en primer lugar para el proceso de la foto­ síntesis. El mantenimiento del equilibrio térmico y de todo proceso respiratorio suponen un desprendimiento continuado de agua, a lo que hay que añadir la transpiración, como pro­ ceso que implica unas importantes pérdidas. Las raíces de la mayoría de las plantas toman el agua de la zona insaturada, ya que para respirar requieren un adecuado suministro de oxígeno del aire. Las comunidades vegetales hidrófilas son aquellas que están adaptadas a poder vivir en condiciones con elevados con­ tenidos de agua, en algunos casos pueden extraerla incluso de la capa freática, donde todos los poros están llenos (zona freática). En el estudio del agua del suelo interesan los aspectos que van desde cómo llega el agua al suelo, a los procesos de transferencia en el continuum suelo-planta-atmósfera: 307

— Propiedades físicas del agua. — Forma en que llega al suelo: Lluvia: cantidad e intensidad. Escorrentía: Relación con los procesos erosivos (Cap. 23). Aportes laterales y subsuperficiales. Riego. Ascenso a partir de la capa freática. — Cantidad de agua en el suelo (w, 0): Variable a lo largo del tiempo. Variable en el espacio. — Com posición del agua del suelo: Agua. Elementos nutritivos. Sales disueltas. Compuestos orgánicos solubles. Productos solubles en agua: fitosanitarios, contaminantes y otros. Materias en suspensión. — Interacción con las partículas sólidas: Se trata de agua que interacciona con la fase sólida (matriz) y por ello está sujeta a fuerzas de retención que dependen de la composición del agua, de la geometría del espacio poroso, y de las propiedades de los materiales sólidos. No se trata de agua libre. — Papel del suelo en el ciclo hidrológico: El suelo constituye un compartimento importante en el ciclo del agua en la naturaleza. — Estado energético del agua del suelo. Depende de la posición, composición e interacciones con la matriz del suelo. — M ovim iento del agua en el continuum suelo-planta-atm ósfera: Depende del estado energético del agua en los distintos puntos del sistema (Cap. 13). En el presente capítulo se estudia el sistem a suelo-agua en equilibrio, para tra­ tar en el siguiente el m ovim iento del agua en el suelo.

2.

Propiedades físicas del agua

El estudio del comportamiento y funciones del agua en el continuum suelo-plan­ ta-atmósfera lleva a considerar las principales propiedades de este compuesto: — Estructura m olecular: H20 . Es eléctricamente neutra. Posee un momento dipolar al estar desplazados los centros de carga positiva y nega­ tiva y no ser simétrica la molécula. 308

Las moléculas de agua interaccionan entre ellas y con otras partículas cargadas. Las moléculas de agua se unen por medio de puentes de hidrógeno, lo que explica que sea un líquido a las temperaturas más frecuentes en el suelo, a pesar de su peso molecu­ lar poco elevado.

Propiedades térmicas. Calor específico elevado, lo que establece una marcada diferencia en la capacidad calorífica entre suelos secos y húmedos (4,18 J g' 1 K 1 = 4,18 M J m 1 K '). Punto de fusión elevado, debido a los puentes de hidrógeno entre moléculas de agua en estado sólido. Calor latente de fusión elevado (0,34 M J k g 1)Calor latente de vaporización muy elevado, 2,45 M J kg“' agua a 20° C (Ley de Regnault). Propiedades mecánicas. Densidad relativamente baja, mayor en fase líquida que en la sólida. Es máxima a 4o C. Fenómenos capilares. Tensión superficial, o: influye en gran manera en el comportamiento del agua en el suelo en las interfases. o = 7,27 x 10-2 J n r2 a 20° C Curvatura de la superficie libre: en función de los radios de curvatura y la tensión superficial, la fórmula de Laplacc permite calcular la presión total: I I P=o — + — r2 r.

309

Ángulo de contacto del menisco (a) con las superficies sólidas. (a < 90° en superficies hidrófilas; a > 90° en superficies hidrófobas).

Ascenso capilar. Esquemáticamente, algunos poros del suelo se pueden asimilar a tubos capilares, lo que no deja de ser una simplificación, quizás excesiva. De acuerdo con la ley de Jurin: 2a 2a eos a AP = - —— = -----------Rpw

r

AP = diferencia de presión a través de la interfase aire-agua en un capilar del suelo. Define la altura máxima de ascenso, a = tensión superficial (energía potencial de la interfase). R = radio de curvatura (m). R = r/(cos a), r = radio del capilar (m). pw= densidad del agua (kgnrr3). Zc = altura máxima de ascenso: Zc = Pwg r

pw= densidad del agua (kgm 3). g = aceleración de la gravedad (9,8 ms~2).

Para el caso de mojadura completa (interfase semiesférica), caso del vidrio y el agua y también normalmente en el suelo: a = 0o — — — —

310

eos a = 1

AP=------N m-2 a 20° C r

Viscosidad y fuerzas m oleculares dentro del fluido. Presión osmótica, 7t: función del contenido de solutos. Solubilidad de gases y sólidos. Propiedades del agua cerca de las superficies sólidas cargadas eléctrica­ mente.

ESTUDIO DE CASOS De acuerdo con la estructura de la molécula de agua: 1.

Indicar qué parte de la molécula es electropositiva y cuál electronegativa.

2.

Justificar la interacción entre moléculas de agua y entre éstas y la superfi­ cie de las arcillas o los iones en solución. Indicar qué implicaciones tiene.

3.

Indicar qué implicaciones tiene la unión de moléculas de agua entre ellas, en el caso de la ¡nterfase líquido-aire.

Respuestas 1.

El lado en que se encuentran los átomos de hidrógeno es electropositivo.

2.

Las moléculas de agua se unen por medio de puentes de hidrógeno, lo que explica que sea un líquido a pesar del valor de su peso molecular. La unión con iones tales como Ca2+, Mg2+, K+, Na+, hace que estos se hidraten. La energía libre del agua disminuye respecto a la del agua pura, lo que supone una liberación de energía (calor de disolución). Análogamente al unirse con partículas de arcilla (calor de humectación). Para que la planta pueda disponer de este agua deberá hacer frente a un potencial osmótico, y matricial, respectivamente.

3.

La cohesión entre moléculas de agua produce el fenómeno de tensión superficial. La molécula de la superficie no está sometida de forma simé­ trica a las fuerzas cohesivas, lo que tiende a provocar la contracción de la superficie, que hace las veces de una membrana.

3.

Contenido de agua del suelo

3.1. Conceptos El contenido de agua del suelo se refiere a la cantidad de agua (masa o volu­ men) que se halla en cada posición de un suelo en un momento determinado. Se pueden establecer una serie de definiciones y relaciones:

II <X> 3

II

*

— Contenido másico de agua Mw= masa de agua (kg) Ms = masa de suelo seco (kg)

— Contenido volumétrico de agua. V e = ^ r =0'

Vw= volumen de agua (m3) V, = volumen total de suelo (m3)

311

— Ambos contenidos están relacionados: pjb = densidad aparente del suelo seco (kg rrr3) pw= densidad del agua (1000 kg n r 3) El uso del contenido volumétrico 0 presenta ventajas frente a w, al estar directa­ mente relacionado con la porosidad llena de agua y a las situaciones reales, ya sea en campo o laboratorio. — índice de saturación o saturación relativa Vv = volumen de poros y otros huecos (m3)

— Humedad de saturación En estudios de salinidad del suelo, se utiliza el concepto de humedad de saturación, que se determina en laboratorio con muestra tamizada a 2 mm, es decir, sin conser­ var la estructura originaria. Se suele expresar en tanto por cien. 0,m = Hs =

M,

100

con

Vw= Vv

En suelos minerales la humedad másica, w, suele variar entre un 5 y un 40 %, mientras que en suelos orgánicos puede ser muy superior al 100 %. En ambos casos presenta una variabilidad espacio-temporal muy marcada. Llevando en el eje de ordenadas negativas las profundidades y en abscisas el contenido de humedad correspondiente a cada profundidad, se obtiene una representación de la variación de contenido de agua: perfil hídrico.

3.2. a)

Medida del contenido de humedad

Método gravimétrico

La determinación de la humedad másica, w, por pérdida de peso tras mantener la muestra a 105° C, hasta peso constante, constituye el método de referencia para todos los demás. En relación a este tipo de determinaciones debe tenerse en cuenta que: — La humedad del suelo presenta una gran variabilidad espacio-temporal. — Es un ensayo destructivo. — En general se trabaja con una muestra pequeña, lo que puede influir en su representatividad. — Es un método lento y laborioso.

312

— A 105° C no se consigue eliminar las moléculas de agua atrapadas entre láminas de arcilla (Gardner, 1986). — A 105° C se pierde parte del agua de cristalización de componentes importantes en algunos suelos, como el CaS04.2H20 (suelos yesosos); Na2S04.10H2O y otras sales (suelos salinos).

b)

Métodos indirectos

La humedad volumétrica, 0, se puede determinar a partir de la másica w y del valor de la densidad aparente (Cap. 11), o bien por medio de métodos no destructi­ vos indirectos, que requieren un calibrado previo, tales como: — Atenuación de neutrones. — Reflectometría de dominios magnéticos de tiempo (TDR). — Atenuación de rayos y. La importancia de estos métodos es desigual, así, mientras el de atenuación de neutro­ nes ha ido perdiendo terreno, el uso del TDR se ha generalizado. El de atenuación de rayos y no ha pasado de ser un método experimental. Un planteamiento totalmente distinto es el de las estaciones lisimétricas. En algunos casos se recurre a la instalación de lisímetros que son a modo de macetas de gran tamaño. Estos recipientes construidos dentro del suelo y rellenados con el material del propio suelo, a veces procurando reproducir la organización en horizontes preexistentes, permiten medir la variación del contenido de agua a lo largo del tiempo. b. 1)

Medida de 0 por atenuación de neutrones

La sonda de neutrones permite medidas rápidas de 9 en campo, no destructivas, requi­ riendo un calibrado previo (Gardner, 1986). Consiste en una fuente de neutrones rápidos que es solidaria a un detector de neutrones lentos, ambos constituyen la sonda. Por medio de un tubo de acceso se puede introducir la sonda en el suelo a la profundidad que se desee:

313

La determinación se basa en el hecho de que los neutrones rápidos (alta energía, unos 5 McV en promedio, y una velocidad de 1600 km s~'), al ser emitidos radialmcnte, van a cho­ car elásticamente con los núcleos atómicos de los átomos circundantes. En la colisión con núcleos de masa semejante, tales como los de hidrógeno, parte de la energía cinética de los neutrones se transfiere. Los neutrones se termali/.an convirtiéndose en neutrones lentos cuya energía es de 0,03 eV y su velocidad de 2,7 km s_l. Los neutrones lentos se propagan en direc­ ciones al azar, pero forman una nube de densidad constante en el equilibrio. Al detector vuelve una proporción de neutrones lentos, aproximadamente lineal a la concentración de átomos de hidrógeno. El detector absorbe los neutrones y genera impulsos que registra un contador. La fuente de radiación suele ser radio-berilio o de americio-berilio, que resulta menos peligrosa:

^ B e - t ^ a - ^ n + ^ C +v 4

2

0

6

'

La emisión de neutrones depende de la fuente, pudiendo ser del orden de unos 16.000 neutrones rápidos, siendo el flujo de radiación muy constante a lo largo de varios años. La célula detectora contiene un gas, generalmente BF,, al llegar a ella un neutrón termalizado tiene lugar la reacción: 1 n + , 0 B ^ 4 a + 7 Li 0 5 2 3 la partícula crea un impulso eléctrico que llega al contador. Esta propiedad sirve para determinar la humedad en suelos de matriz rígida. El cali­ brado de la sonda debe hacerse para cada suelo, determinando en paralelo el conteo que corresponde a la lectura de la atenuación de neutrones y el contenido de agua por el método de referencia. La ecuación de calibrado servirá para las sucesivas medidas a lo largo del tiempo, a realizar en la misma parcela. La ecuación de calibrado viene dada por la expresión:

0=

R *b- j R„

0 = contenido volumétrico de agua. Rw = conteo de neutrones lentos. R„ = conteo dentro del escudo o protección (lectura normalizada). b,j = factores de calibrado a determinar para cada suelo para tener en cuenta tipo de arcilla, contenido de materia orgánica, etc. Se obtienen por cálculos de regresión.

El efecto debido a átomos de hidrógeno de otros componentes del suelo, se supone que no varia a lo largo del tiempo, por lo que queda incorporado a los factores de calibrado. No ocurre igual con la interferencia debida a los cloruros, que absorben neutrones y su conte­ nido en el suelo presenta una gran variabilidad espacio-temporal en suelos salinos. Las limitaciones del método de la sonda de neutrones son (Graecen, 1981): — Presenta un bajo grado de resolución espacial, lo que impide estudiar procesos loca­ lizados, como puede ser la infiltración. La esfera de influencia de las medidas depende de la energía de los neutrones (estado de uso de la sonda) y de la concentra­ 314

—

—

— — —

ción de átomos de hidrógeno (contenido de humedad). Con una fuente Ra-Be con un suelo muy seco se llega a un radio de unos 25-70 cm, y con suelo húmedo a unos 10-15 cm. A pesar de ello, el grado de resolución puede ser suficiente para estudios de balance hídrico. Gardner propuso una ecuación en la que el volumen de suelo medido es función del contenido de agua (Klute y cois., 1986). La dificultad para realizar medidas cerca de la superficie del suelo, tanto por cues­ tiones de riesgo, como por el hecho de que parte de los neutrones pueden escapar a la atmósfera y no se llega a un equilibrio. El riesgo de radiación. Dada la alta toxicidad (Clase 1) del radio, deben seguirse de forma estricta las normas de seguridad indicadas por el fabricante. Se fabrican equi­ pos para realizar medidas cerca de la superficie del suelo (10 a 20 cm), con acceso­ rios para ello, y sondas para trabajar en profundidad. En este caso se requerirán dos rectas de calibrado. Se requieren centros muy especializados para el mantenimiento y reparación de estos equipos. Se requiere personal técnico especializado y específicamente acreditado para el uso de estos equipos, de acuerdo con la normativa legal. En suelos pedregosos puede resultar difícil instalar los tubos de acceso.

b.2)

Medida por reflectometría de dominios magnéticos de tiempo (TDR)

Es un método indirecto, no destructivo, para medir el contenido de agua 9 (Dasberg y Dalton, 1985). Se basa en relacionar la permitividad o constante dieléctrica, £, de la matriz del suelo con el contenido volumétrico de agua, al haberse puesto de manifiesto que £ = f(0). La determinación se basa en el hecho de que la constante dieléctrica del agua tiene un valor muy elevado frente al de la mayoría de materiales. Se ha comprobado que en la mayoría de los casos resultan despreciables los efectos debidos al tipo de suelo, densidad aparente y contenido de sales (Topp y cois. 1980). La relación empírica entre £ y 0 es uní­ voca y según los mismos autores se expresa por: 0 = -5 ,3 x 10-2 + 2,92 x 10-2 e - 5,5 x 10^ e2 + 4,3 x ICE6 e3 La constante dieléctrica se puede determinar a partir del tiempo de tránsito de una onda electromagnética en el material:

C= ^ e^

C = tiempo de tránsito de una onda electromagnética en el material. CQ= velocidad de la luz (3 x 108 m s~'). £ = constante dieléctrica. p = permeabilidad magnética.

El estudio del calibrado ha puesto de manifiesto que sólo se requieren dos funciones de calibración, una para suelos minerales y otra para suelos orgánicos, si resulta aceptable un error absoluto para 0 de 0,015 m3 m“3 para suelos minerales y de 0,035 m3 n r3 para suelos orgánicos, en caso contrario será necesario llevar a cabo calibraciones individuales para cada suelo (Roth y cois., 1992). 315

Este enfoque se aplica en equipos comerciales con sondas (varillas de acero) que se introducen a profundidades fijas en el suelo, o con tubos de acceso que permiten medicio­ nes a diferentes profundidades, como en el caso de la medida con atenuación de neutrones. La TDR parece muy prometedora, si bien debe considerarse todavía en fase de investiga­ ción y proceso de mejora.

4.

Estado energético del agua del suelo

En principio, se podría esperar que suelos con igual contenido de agua diesen lugar a respuestas análogas por parte de una misma planta. Ello no es así, ya que la disponibilidad de agua para las plantas depende de su estado energético. La ener­ gía asociada al agua del suelo es una medida de las fuerzas a las que está sometida y tiene incidencia sobre: — Disponibilidad de agua para las plantas. — M ovim iento del agua en el suelo. — Propiedades m ecánicas del suelo. De las dos principales formas de energía del agua, cinética (E = 1/2 m V2) y potencial, la primera puede considerarse despreciable en el caso del agua del suelo, debido a la pequeña dimensión de los poros, lo que hace que la velocidad de circulación, V, sea extre­ madamente lenta. Los procesos en el sistema suelo-agua-planta vienen determinados, por consiguiente, por la energía potencial, considerando que los efectos debidos a los cambios de temperatura sean despreciables.

4.1. Fuerzas actuantes: Descripción cualitativa Al ser el suelo un medio poroso, el agua puede ocuparlo y moverse a través de él, con ello entra en contacto con las superficies de las partículas que constituyen la m atriz sólida, con las que interacciona, quedando som etida a un conjunto de fuerzas. Por otro lado, toda la masa de agua se halla en el campo gravitatorio, y además los iones en disolución también interaccionan con ella. Las fuerzas actuan­ tes derivan, fundamentalmente, de la acción de la matriz del suelo, del campo gra­ vitatorio, y de la presencia de iones en solución. Dichas fuerzas pueden analizarse del siguiente modo: — Fuerzas derivadas del campo gravitatorio. F=G

,

(ley de Newton de la gravitación)

F = fuerza de atracción. G = constante universal de gravitación. m, M = masas que se atraen. x = distancia entre las masas. F* = m • g* 316

(fuerzas gravitatorias)

—>

— Fuerzas derivadas de la matriz. • Fuerzas de adhesión. Se originan en la superficie de las partículas sin carga y son: - De origen molecular (fuerzas de van der Waals y puentes de hidrógeno). - De corto alcance pero de gran intensidad. - Retienen una capa cuyo espesor es de unas decenas de moléculas de agua, que forman una película alrededor de las partículas sólidas. - La cantidad de agua retenida de esta forma es pequeña. • Fuerzas debidas a efectos capilares (fuerzas de cohesión): - Son debidas a las uniones entre moléculas de agua mediante puentes de hidró­ geno. - Hacen engrosar la lámina de agua adsorbida, a la que se unen y rodean. - Agua retenida con poca intensidad: absorbible por las plantas. - Predominan en materiales arenosos. Agua retenida por

• Fuerzas de difusión. - Agua asociada con los iones y con superficies sólidas cargadas eléctricamente debido a la naturaleza dipolar del agua. - La doble capa difusa actúa a modo de membrana semipermeable, confiriendo propiedades inusuales al agua cerca de la capa: menor densidad (Low, 1961). - Fuerte influencia de la superficie específica de la partícula, de su densidad de carga eléctrica y de la naturaleza de los cationes de intercambio. - Las esmectitas adsorben agua entre sus láminas (superficies internas) de forma tan activa que provoca su expansión (Cap. 11) y afecta al movimiento del agua cerca de la superficie de las partículas. — Fuerzas derivadas de iones en solución. Los iones en solución atraen moléculas de agua por su carácter dipolar y se hidratan. Las propiedades termodinámicas del agua se ven afectadas. Disminuye la energía potencial del agua. De importancia en suelos salinos (Cap. 24) y en cultivos hidropónicos. — Fuerzas externas ligadas a: La matriz en suelos de matriz no rígida debido a la presencia de arcillas expandibles, que hacen variar la geometría de los huecos y el ángulo de contacto en las interfases con el agua. La presión de gases sobre el agua. La presión hidrostática en suelos saturados de agua. 317

4.2.

Potencial del agua del suelo

En la bibliografía antigua, y en otra que no lo es tanto, se recoge un esquema biológico de clasificación del agua del suelo debido a Briggs (1874-1963). Las ideas de este autor, que ocupó cargos relevantes en el USDA durante largos años, han tenido una prolongada influencia en el estudio del agua del suelo. A sus trabajos se debe el que se haya generali­ zado la idea, errónea, de que el agua que contiene un suelo deba ser considerada de tres cla­ ses discretas, como si fuese algo discontinuo: agua gravitacional, agua capilar y agua higroscópica. Estas categorías resultan arbitrarias y artificiales (Philip, 1974) y este enfo­ que frenó durante muchos años el desarrollo de una teoría física cuantitativa del agua del suelo. Por su sencillez, el planteamiento en clases discretas era atrayente y dio lugar a la invención de diversas «constantes del suelo» empíricas, cuya significación física básica re­ sulta oscura: la «humedad equivalente» y el «coeficiente de marchitamiento». El agua del suelo está sometida a campos de fuerzas, que en condiciones de equilibrio mecánico deben tener una resultante nula:

XF*=0 El conocimiento de estas fuerzas a nivel cuantitativo resulta difícil, no siendo operativo en la práctica, al no ser posible identificar la magnitud y la dirección de las fuerzas componentes. Por ello se recurre al concepto de estados energéticos del agua del suelo. Este enfoque, que constituye la base conceptual de la física moderna del agua en suelos no saturados, se debe a Buckingham (1867-1940). Este eminente investigador introdujo la idea de que las fuerzas que gobiernan el equilibrio y el movimiento del agua del suelo son conservativas y pueden recibir un tratamiento a través de sus potenciales escalares asocia­ dos. Buckingham publicó muy poco en física de suelos, siendo destacables: — Contributions to our knowledge of the Acration of Soils (1904). — Sludies on the Movement of Soil Moisture (1907). — On plástic flow through capillary tubes (1921). A pesar de una producción tan escasa, le ha hecho merecedor de un lugar preeminente en este campo. Las relaciones profesionales entre Briggs y Buckingham pueden leerse en la revisión histórica realizada por Philip (1974) y Gardner (1986). En el estado energético del agua del suelo influyen: — Contenido de agua. — Fuerzas actuantes: Derivadas del campo gravitatorio: posición. Derivadas de la matriz (rígida o no rígida). Derivadas de los iones en solución: composición del agua. Externas: gases, capa freática. El estado energético y el movimiento del agua en el suelo vienen determinados por su energía potencial en cada punto, expresada como una diferencia de poten318

cial. Por consiguiente, no se requiere conocer el valor absoluto de la energía poten­ cial en cada punto, sino su valor relativo respecto a un estado de referencia arbitra­ riamente definido. Para mayor comodidad, en lugar de utilizar la expresión energía potencial, se ha simplificado y se emplea únicamente el término potencial. El potencial del agua se ha estudiado utilizando dos enfoques: — Mecánico: basado en la teoría del potencial de la física clásica, que es el más útil para trabajos de campo. — Tcrmodinámico: el potencial del agua es el potencial químico o energía libre especí­ fica parcial de Gibbs del agua en el suelo (Slatyer, 1967). De interés cuando se quiera hacer intervenir el factor temperatura. Cualquiera de ellos proporciona un esquema teórico coherente con el que tratar las situaciones particulares y problemas referentes al continuum suelo-planta-atmósfera. Por su mayor simplicidad y precisión real suficiente, en lo que sigue se utiliza el enfoque mecá­ nico, pudiendo recurrir a obras tales como Ghildyal y Tripathi (1986), y Iwata y cois. (1995) para un estudio de base termodinámica. No obstante, resulta de interés recordar que Iwata y cois. (1988) consideran que el uso del concepto de energía ha dado lugar a una tendencia a ignorar la geometría del espacio de poros y los mecanismos de retención del agua.

a)

Estado de referencia

Al no existir una escala absoluta de energía, se hace necesario expresar el potencial en relación a un estado arbitrario que se toma como sistema de referencia o de potencial cero. El comité de Terminología de la Comisión I de la International Union of Soil Science (Bolt, 1976) estableció como estado de referencia:

Un depósito hipotético de agua: — Pura: sin solutos ni impurezas, n = 0. — Libre: sin estar sometida a fuerzas externas distintas de la gravedad. No está influen­ ciada por ninguna fase sólida y su interfase con la fase gaseosa es plana. — A presión atmosférica normal, Po. — A la misma temperatura que el agua del suelo: condiciones isotermas, To. — Elevación de referencia, dada y fija, Z„.

b)

Concepto de potencial del agua del suelo

El potencial es una función continua, que no presenta discontinuidades, excepto en los cambios de fase. La IUSS (Bolt, 1976) da una definición formal del potencial total. 319

La cantidad de trabajo necesario por unidad de cantidad de agua pura, que debe reali­ zarse por fuerzas externas al sistema, para transferir reversible e isotérmicamente una eantidad infinitesimal de agua desde el estado de referencia a la fase líquida del suelo en el punto considerado. Las unidades en que puede expresarse el potencial son: — Energía/masa

J kg' 1

— Energía/volumen

J m' 3 = N m m 3 = N m 2 = Pa (Pascal)

— Energía/peso

J N~' = N m N' 1 = m

Se puede expresar como:

y , = potencial del agua en el punto 1 (suelo). y,, = potencial del agua en el sistema de referencia (por convenio \)/„ = 0). F = fuerza que actúa en el sentido de los potenciales decrecientes. Se supone cons­ tante a lo largo de As. m = masa de agua. As = distancia recorrida. Se puede expresar igualmente como: dw = - — ds* m

El término potencial sustituye a otros utilizados anteriormente, tales como tensión, fuerza, carga o presión que se mantienen en algunos casos. Para una masa de agua sometida a diversas fuerzas, cada una de ellas dará lugar a un potencial parcial, cuya suma algebraica permite obtener el potencial total:

En condiciones de equilibrio: XF, = 0

luego

V|/t = cte

En cualquier punto de un sistema en equilibrio estático el agua tiene el mismo potencial en cualquiera de sus puntos: es un invariante respecto a la posición.

320

Componentes del potencial total

c)

La transferencia de agua desde el estado de referencia, S0, a la fase líquida de un suelo de matriz rígida suele dividirse en una serie de etapas o subestados de referencia, que se alcanzan de form a reversible e isotérm icam ente. Cada paso representa una variación en el potencial y puede considerarse como un compo­ nente del potencial total. Los distintos componentes del potencial total deben ser independientes (Bolt, 1976): V. = Vg + Yo + VP Dividiendo el proceso de transporte en diferentes subestados de referencia, se puede expresar como: potencial gravitacional: V|/„

vs S„ (rt 0,P„,T0, Zo) agua libre y pura potencial osmótico o de soluto: y„

-►

S| (Jt 0, P(), T0, Zx) agua libre y pura

Vo

s, (7t -

0, P0, T0, Zx) agua libre y pura potencial de presión t|/p

*

vP

* S3 (% ,

PX,T 0,Z X) agua en la fase líquida

S2 (Jtx, P0,T („Z X) agua libre

c.1)

S2 (7tx , P0, T0, Zx) agua libre

Potencial gra vitacional Al añadir agua por la parte superior de la columna de suelo seco, al estar som etida la masa mw al campo de fuerzas gravitatorio, el agua se moverá hacia abajo. El com ponente del potencial total asociado con la posi­ ción vertical es el potencial gravitacional, que desem­ peña un im portante papel en la elim inación del exceso de agua en la zona radicular después de una lluvia o de un riego.

La definición formal del potencial gravitacional (Bolt, 1976) es: Cantidad de trabajo por unidad de volumen de agua que se debe realizar para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua pura y libre desde el estado de referencia S„ situado a Z0, a una elevación Zx. 321

El valor del potencial gravitacional puede deducirse considerando las fuerzas actuantes:

rn M V n M F _ G _m^vi_ _ G v wPwivi x

x

x = distancia. G = constante de gravitación. R _ radi0 terrestre. mw= masa de agua. M = masa terrestre. pw= densidad del agua.

Tomando como nivel de referencia z0 (la superficie del suelo):

J

r K -/ ,X

p

^ = - G M p wjf dx _ GM (Zx -Z q ) p w dx R2 R-Zo mw En un campo de fuerzas gravitacional: F = m •g de donde: Vg = Pwg(Zx - Zo) = pwgAZ (1) %

fRZx F

La relación entre V|/„ y Z es lineal, supuesta constante la densidad del agua, al ser una transferencia isotérmica. No depende de la composición química del agua, ni de la presión u otras condiciones. En la práctica se puede tomar como estado de referencia cualquier plano, por lo general, la superficie del suelo, el nivel de la capa freática o la base del sistema radicular:

t|/„ > 0

El punto se halla a una elevación superior a la del estado de referencia, corres­ ponde a AZ > 0.

V|/g = 0

Estado de referencia Zx = Z,,.

<0

El punto se halla por debajo del estado de referencia, AZ < 0.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Deducir las unidades del potencial gravitacional expresado como energía/ masa, y como energía/peso.

2.

Deducir la ecuación de dimensiones del potencial expresado como ener­ gía/masa.

3.

Representar la función y g = pw g h.

4.

Tomando como estado de referencia la superficie del suelo, en un caso y el nivel de la capa freática situado a 120 cm, en otro, calcular el valor de y g en ambos casos, en los límites de los horizontes Ap (25 cm), Bw (70 cm) y C (180 cm). Expresado como energía/peso. Dibujar su gráfica en función de la profundidad.

322

c.2)

Potencial de presión en suelos de matriz rígida

A parte de las fuerzas derivadas del campo gravitatorio y de la presencia de iones en solución, todos los restantes efectos combinados a que está sometida el agua en el suelo pueden expresarse por medio de otro componente del potencial total: el potencial de presión tensiométrica, o simplemente potencial de presión, V|/p. Estos efectos son debidos a: — Presión del aire: Pa. — Configuración de la matriz. — Contenido de agua: presión hidrostática en suelos saturados. — Configuración del agua: curvatura interfacial. El potencial de presión representa la presión equivalente en la fase líquida del suelo «in situ», debida a fuerzas que pueden interaccionar, por lo que resulta delicado realizar divi­ siones en este cambio de energía, atendiendo a cada una de las fuerzas implicadas. La definición formal del potencial de presión (Bolt, 1976) es: Cantidad de trabajo por unidad de volumen de agua, que se debe realizar para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua libre conteniendo solutos (de composición idéntica a la del agua del suelo) desde el subestado de referencia S2 (rtx, P0, T0, Zx) al punto considerado en la fase líquida del suelo: subestado S3 (7tx, Px, T0, Zx). Este potencial se puede expresar en términos de presión tensiométrica de la fase líquida del suelo que es accesible experimcntalmcnte.

(2)

El signo del potencial de presión puede ser: V)/p < 0 t|íP > 0 \)/p = 0

En suelos no saturados, las lecturas de presión se realizan con un tensiómetro instalado «in situ». En suelos saturados, los valores del potencial de presión se calculan a partir de lecturas de piezómetro. Superficie de agua libre, no sometida a fuerzas debidas a una matriz.

A partir de las lecturas de tensiómetro, el potencial de presión puede dividirse en dos subcomponentes: % =V

+ v Pa

t|/pm = Potencial matricial, de uso muy generalizado, expresa la influencia de la matriz sólida. Es la energía por unidad de volumen de agua requerida para trans-

323

ferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua desde un estado de referencia con agua libre a un punto de la fase líquida, a la misma pre­ sión de referencia P0. Es negativo en suelos no saturados, mientras que por debajo del nivel freático es cero. \|/pa = Potencial neumático o de presión de aire, expresa la influencia de un exceso de presión de gas APa = Pa - P„, sobre una muestra de suelo con un determinado con­ tenido de humedad. En laboratorio es posible someter la muestra a aire a presión, y en campo esto ocurre en determinadas circunstancias. El potencial matricial tiene valores en un intervalo que va de 0 kPa (suelo satu­ rado de agua) hasta menos de -2 .0 0 0 kPa. Al expresar este potencial como carga hidráulica equivalente (Z), tal como se hacía ini­ cialmente, alcanzaba cifras de hasta -100.000 cm de columna de agua. Para evitar el empleo de números un tanto grandes y negativos Schofield (1935) propuso el concepto de pF. pF = -log (Z) de forma que: pF

Z(cm) - 102'6

VPm(k Pa) -3 3

2,6 4,2

- 1042

-1.500

La Soil Science Society of America (SSSA, 1979) considera obsoleto el concepto de pF, si bien algunos autores siguen utilizándolo en lugar del \|/pm, dado que resuelve los pro­ blemas de escala al representar los vypm. A partir de las lecturas de piezómetro es posible establecer otro subcomponente del potencial de presión: el potencial de presión hidrostática o de submersión. v|/pm. VP= siendo:i|rpm= 0 si i|ípm < 0 si

+ VPa + %"

q/pu > 0 vj/pu = 0

v)/pu expresa la presión de la columna deagua que tiene por encima el punto conside­ rado en un suelo saturado. Tomando como estado de referencia el nivel de la capa freática: % u = Pw (zx-

z0)

¥ PU= zx - zo

c.3)

N n r2 m

Potencial osmótico

La presencia de iones en solución en el agua del suelo alcanza valores im por­ tantes en algunas categorías de suelos 324

y

Tubo piezom étrico

tales como los Salids (S.S.S., 1999), Solonchaks (FAO, 1998), así como en las fases salinas de otras categorías de suelos. Las sales en solución hacen disminuir el potencial del agua a través de uno de sus componentes, el potencial osmótico. Los efectos del potencial osmótico se dejan sentir: — Si el agua queda separada por una membrana semipermeable: • Paredes celulares de los organismos (p.ej. raíces). Para que se pueda absorber agua se requiere que la presión osmótica en ei interior de las células sea superior a la del agua del suelo. • Se requiere mayor energía por parte de la planta para absorber agua, al tener que separar el agua de los iones hidratados. A partir de un determinado contenido de sales en el agua, la planta no puede absorber agua y se produce una sequía fisioló­ gica (Cap. 24). — Si existe una interfase que actúa a modo de membrana semipermeable: • Interfase agua-atmósfera. • Afecta a la evaporación del agua al hacer disminuir su tensión de vapor. Al poner en contacto, separados por una membrana semipermeable, dos compartimen­ tos, uno con agua pura (re = 0) y otro con una solución salina (7tx), se produce una transfe­ rencia de agua, en dirección al compartimento salino. Esta difusión (proceso de osmosis) tiene lugar para igualar el estado energético del agua a ambos lados de la membrana (maximizar la entropía): En el equilibrio la presión creada en el lado de la solu­ ción se denomina presión osmótica, 7i, y es igual y de signo contrario al potencial osmótico: Vo = tto -

Si se quisiese impedir la transfe­ rencia de agua, habría que aplicar una presión a la membrana semipermeable, igual a 7ix. De acuerdo con la ley de Van’t Hoff: 7tV = nRT V)/0 = —RTGs

ti = presión osmótica para cada especie iónica (Pa). V = volumen de la solución (m3). n = número moles. R = constante de los gases = 8,31 J mol-1 K'1 = 8,314 x 10~3 kPa m3 mol"1 K 1 T = temperatura absoluta, °K. Gs = concentración kilomolar de soluto (mol n r3). Difícil de determi­ nar en la práctica. 325

También se puede escribir: 0 = coeficiente de actividad. u = número de iones en la molécula. Al aumentar la concentración aumenta la presión osmótica y, en consecuencia, dismi­ nuye el potencial osmótico y con ello la disponibilidad de agua para las plantas.

Gs = £h)

Por convenio, el potencial osmótico del estado de referencia (agua pura) es cero. En los demás casos es negativo. La definición formal del potencial osm ótico (Bolt, 1976) es: Cantidad de trabajo por unidad de volumen de agua, que se debe realizar para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua pura y libre desde el estado de referencia (n = 0) al estado en que jt = 7tx, a igualdad de las demás condiciones. Este potencial se puede expresar en términos de presión osmótica, por lo que resulta accesible experimentalmente: (3)

Vw= volumen específico parcial del agua en el suelo.

En la práctica, en lugar de trabajar con presiones osmóticas, que resultan difí­ ciles de medir, se recurre a la conductividad eléctrica (CE) del agua del suelo, determinada a partir de un extracto obtenido añadiendo a una m uestra de suelo una cantidad determ inada de agua (Cap. 24). El aum ento de la presión osm ótica por disolución de una sal depende del tipo de sal.

Para cualquier solución de una sal en agua se cumple: CE = f(7t) \|/0 = -a C E

t|/0 en kPa y CE dS r r r 1 a 25° C

La constante a varía según la sal disuelta. Jackson (1958) propone los valores: a = 36 para NaCl, KC1 a = 30 para sales del tipo MX2 y M2X a = 28 para M gS04 Se suele tomar como valor 36 y como por lo general se dispone del valor de la conducti­ vidad eléctrica medida en un extracto de pasta saturada (CES), el valor del potencial osmótico que se obtenga corresponde al que encontraría una raíz en el suelo a saturación. De acuerdo con (1), (2) y (3) el potencial total del agua del suelo se puede expresar como:

326

La determinación de los tres parámetros Az, n, p basta para caracterizar el estado energético del agua en suelos de matriz rígida. Sus gradientes, junto con el potencial gravitacional, constituyen la base para la teoría del transporte de agua.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Comprobar experimentalmente que la presencia de sales disminuye la ten­ sión de vapor del agua. Colocar dos vasos, uno con agua pura y otro con agua con sal, bajo una campana hermética, a)

Medir la CE inicial en cada vaso.

b)

Comparar los niveles en ambos vasos al cabo de cierto tiempo.

c)

Justificar el proceso.

2. En un Aquent fase no salina, en un momento dado la capa freática se halla a 50 cm de profundidad, de forma que el agua del suelo en la zona no satu­ rada llega a equilibrarse con la capa freática. Calcular el valor de los compo­ nentes del potencial total, y el del potencial hidráulico.

Respuesta. 2.

c.4)

Se tomará como nivel de referencia el de la capa freática. cm

VP m

VP m

VP m

vP m

Vpm

0

-50

0

50

0

0

10

^10

0

40

0

0

20

-3 0

0

30

0

0

30

-2 0

0

20

0

0

40

-10

0

10

0

0

50

0

10

-10

0

0

60

0

20

-20

0

0

70

0

0

0

0

0

Potencial de presión en suelos expansibles

En suelos con arcillas expandibles (Cap. 7), tales como los Vertisoles (Caps. 5, 19 y 20), u otros suelos de características vérticas o en suelos que sufran una com327

pactación por el paso de maquinaria, la matriz sólida no es rígida. Los estados energéticos del agua del suelo no quedan suficientemente definidos con los com ­ ponentes del potencial total descritos hasta aquí. Al secarse el suelo, las partículas sólidas dejan de estar en íntimo contacto, por lo que una fuerza externa aplicada al suelo se transmitirá al agua e influirá en su estado energético. El término Vertisol (de vertere, revolver) indica cambios en la geometría del espacio de huecos al humectarse el suelo, que también puede verse afectadapor unavariación en la presión de aire. Con ello varía la curvatura del agua en la interfase(Jury et al. 1991). El concepto de potencial matricial es mucho menos útil en estos suelos, para los que se introducen dos nuevos componentes (Bolt, 1976): Suelo no saturado: V|/t = \|/g + \|/0 + q/pa +\|/pe + \)/pw Suelo saturado: y, = \|/g + vj/0 + vj/pu + y pe y pc = Potencial de presión envolvente o de cubierta. Es el incremento de q/p debido a la aplicación de una sobrecarga Pe a una muestra de suelo con un determinado contenido de humedad. Pc = Presión mecánica ejercida por el material suprayacente suelto, sobre el agua del suelo.

vppe = 0 en el caso de suelos de matriz rígida. v|ípw= potencial de humedad. Es el valor del potencial matricial en el caso en que la pre­ sión del aire sea cero, APa = 0, y la presión envolvente también lo sea, Pe = 0. Vj/pL'+ +V|ípw= potencial matricial en el caso de suelos expandibles.

c.5)

Potencial hidráulico

Teniendo en cuenta que el potencial osmótico no influye en el flujo de agua, se puede dejar de considerar a efectos de estudiar el movimiento. Ello lleva a introdu­ cir el concepto de potencial h id ráu lico definido como: Vh = V8 + VP \|/H= potencial hidráulico. t|/g = potencial gravitacional. \|/p = potencial de presión. Expresado por unidad de peso de suelo: H=z+h

328

H = potencial hidráulico (m). z = potencial gravitacional (m). h = potencial de presión (m).

en J kg“‘

Este potencial resulta útil para evaluar la dirección y magnitud de las fuerzas que provocan el movimiento del agua. La suma de los potenciales matricial y osmótico tiene interés en relación a la absorción de agua por las plantas. En árbo­ les muy altos adquiere importancia igualmente el potencial gravitacional.

Medida del potencial total y sus componentes

d)

Los distintos componentes del potencial total pueden medirse del siguiente modo: — Potencial gravitacional: por la distancia vertical al estado de referencia. — Potencial osmótico: en un extracto de solución del suelo midiendo la pre­ sión osmótica (rc), la concentración de sales (Cs) o la conductividad eléc­ trica (CE), estas últimas son medidas indirectas. — Potencial de presión: piezómetro tensiómetro sensores de material poroso. — Potencial matricial + osmótico: psicrómetro (medida indirecta). d. 1)

P iezóm etro: M ed idas e n s u e lo s sa tu ra d o s

Un piezómetro es un dispositivo para medir el potencial de presión hidrostática en pun­ tos situados por debajo del nivel de la capa freática. Está constituido por un tubo de unos pocos centímetros de diámetro, 2,56 cm, por ejemplo, abierto por ambos extremos o con un pequeño orificio taladrado al nivel del punto de observación. El diámetro del tubo debe ser suficientemente grande (2 a 3 cm) para que no haya efecto capilar y cualquier variación en el potencial de presión hidrostática sea equilibrado de forma inmediata. Para instalar un piezómetro en el suelo se hace a percusión, colocando una bola de acero en su extremo inferior biselado, de manera que evite la obturación por entrada de tie­ rra en el interior del tubo. Al llegar a la profundidad deseada se tira ligeramente del tubo de forma que la bola quede separada del orificio. Después de cierto tiempo el nivel del agua en el tubo se equilibra con la presión hidrostática a la profundidad de instalación.

Bola metálica para im pedir la obturación

Zo Instalación a percusión Suelo de m atriz rígida

Suelo expandióle con presión hidrostática diferente a la debida al nivel freático.

329

El extremo superior del piezómetro se halla a la presión atmosférica, P„, mientras que el inferior, si está situado por debajo del nivel freático, permite la entrada de agua sometida a una determinada presión hidrostática, en el caso de suelos no expandióles. El piezómetro mide:

% = Vpu + Vpe =

\|íp“ = potencial de presión hidrostática. Pw(Zx - Zo)

i|/pe = potencial de sobrecarga (en suelos no expandióles es nulo).

A veces se utiliza incorrectamente el término piezómetro para designar un tubo con per­ foraciones a distintos niveles, en este caso se trata de un pozo, con entrada de agua a distin­ tas profundidades, dispositivo que se utiliza para medir la profundidad del nivel freático.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Justificar por qué existe una diferencia de nivel del agua en un tubo piezométrico y en un tubo con perforaciones en toda su longitud, instalados ambos en un Haploxerert ácuico (Cap. 19), con el extremo inferior situado a 50 cm por debajo del nivel freático estable en el momento de la medida.

2.

Discutir cual será la relación entre las distancias de la lámina de agua en dos piezómetros cuyos extremos se hallan a 75 y 100 cm de la superficie del suelo. La capa freática establecida se halla a 50 cm de profundidad y el suelo es un Halaquept (Cap. 19).

3.

Al comparar las lecturas en dos piezómetros contiguos, cuyos respectivos extremos inferiores se hallan a 75 y 100 cm, se obtiene que la lámina de agua se halla a 60 y 70 cm, respectivamente.

d.2)

a)

Dibujar el diagrama de potencial (suponiendo que el suelo no contiene arcillas expandibles).

b)

Deducir el nivel y comportamiento del agua en el suelo.

Tensiómetro: Medidas en suelos no saturados

En zona no saturada el agua no entra en un piezóm etro. En estos casos el estado energético del agua del suelo se mide con un tensióm etro. C onsiste en una célula (cápsula cerám ica) de m aterial poroso, saturada de agua y en íntim o contacto con el suelo a la profundidad a la que se quiere realizar la m edida. La célula se halla colocada en el extrem o de un tubo totalm ente lleno de agua que por su otro extrem o está conectado a un m anóm etro de agua o de m ercurio, a un vacuóm etro o a un transductor de presión electrónico. El tubo tiene cierre her­ mético. Para realizar las m edidas se debe esperar a que se produzca la hum ecta­ ción de la parte exterior de la cápsula porosa y se alcance el equilibrio con el agua del suelo. Buchter et al. (1999) han estudiado la influencia de la tem peratura en las medi­ das con un tensióm etro, recom endándose tom ar las lecturas durante la noche. 330

En esquema un tensiómetro puede representarse:

_ .. , Tensióm etro con vacuóm etro

Tensióm etro de m anóm etro de mercurio

La cápsula porosa debe estar en íntimo contacto hidráulico con el suelo que la rodea para que las medidas sean correctas. En estas condiciones permanecerá prác­ ticamente saturada de agua, permitiendo la difusión de agua con sus solutos. El potencial osmótico dentro y fuera de la célula es el mismo, por lo que puede ser ignorado al analizar el proceso. Al salir agua se crea una depresión dentro del ten­ siómetro, que mide el manómetro o un vacuómetro. Llega un momento en que los potenciales dentro y fuera se igualan y dejará de salir agua:

V.s = Vgs + Vos + VpS* + Vp“

s = suelo en B

Vt¡ = Vgi + Vo¡ + Vp? + VP“

i = interior del tensiómetro en B

Al alcanzarse el equilibrio: V is

= V.i

siendo: \j/gs = \|/g¡

para tensiómetros de columna de poca longitud la diferencia entre ambos poten­ ciales es despreciable. Por ello se pueden considerar igual a la elevación z.

Vos = Voi ¡gual concentración, dado que la cápsula es porosa a los solutos. =0

no hay presión hidrostática (al no haber capa freática por encima de B).

V|/p'í' = 0 no hay interacciones con la matriz dentro del tensiómetro (al no haber más que agua). La condición de equilibrio es: V

P?

S =

V p U¡

s

331

El potencial matricial puede medirse de forma directa a partir del potencial de presión hidrostática en el interior del tensiómetro. En el punto A situado en la superficie de separación agua-mercurio y en el punto C, en el equilibrio se cumple:

Las variaciones de ZHg son más fáciles de medir que los cambios de \|/pu¡. Un tensiómetro instalado en el campo irá siguiendo los cambios en el potencial matricial, si bien con cierto retardo. El intervalo de trabajo del tensióm etro se extiende hasta -8 0 k P a (adecuado si se utiliza este equipo para determ inar el momento en que hay que regar). Por debajo de este valor entra aire disuelto en el agua a través de la cápsula porosa, se forman burbujas, y la columna de agua se rompe. Esto exige ir purgando los tensiómetros de cuando en cuando y verificar su normal funcionamiento. d.3)

Psicrómetro de termopar

En una posición determinada en el suelo a presión atmosférica, el agua se evaporará hasta que se alcance el equilibrio entre su potencial y el del vapor de agua en el aire circun­ dante. Tal evaporación depende de las fuerzas actuantes sobre el agua, derivadas de la matriz y de los iones en solución. La medida de la humedad relativa por medio de un psicrómetro de termopar permite conocer la suma del potencial matricial y el potencial osmótico:

hr =

■ 100 = exp ( — Pvs

(Edlefsen & Anderson, 1943).

' PwRT /

hr = humedad relativa. Pv = presión parcial de vapor de agua en el aire en equilibrio con el agua del suelo a la temperatura T.

332

Pvs = presión parcial de vapor de agua en aire saturado a la temperatura T. Mw = peso molecular del agua. Vw = VPm+ V» El psicrómetro se basa en la medida de la diferencia de temperatura en termómetros de bulbo húmedo y de bulbo seco que se ven influenciadas de distinto modo por la demanda evaporante de la atmósfera. Las medidas en el suelo requieren un instrumental extremada­ mente preciso. Los psicrómetros de termopar miniaturizados cumplen esta condición. Un termopar consiste en una unión doble de los metales desemejantes. Una unión va dentro de una cápsula porosa hueca que se instala en el suelo, de forma que el vapor de agua en la atmósfera que rodea al termopar esté en equilibrio a través de los poros con el agua del suelo. Por el efecto Peltier, esta unión actúa de bulbo húmedo, mientras que la otra unión, aislada, hace las veces de bulbo seco. Los termopares son fáciles de leer con equipos electrónicos, pudiendo medir pequeñas variaciones de humedad relativa con gran precisión. Las medidas con psicrómetro requieren calibración. El intervalo de trabajo de este equipo se extiende de -10 a -7000 kPa, si bien en suelos húmedos pierde precisión (Bruce y Luxmoore, 1986).

ESTUDIO DE CASOS Calcular la humedad relativa (hr) de una muestra de un horizonte cuyo agua se halla a un potencial de -1,2 MPa y a una temperatura de 18° C. Sabiendo que el peso molecular del agua Mw = 0,018 kg mol-1 y la constante de los gases R = 8,31 J k~1 mol-1.

Respuesta: En este caso será de aplicación la expresión deducida por Edlefsen & Anderson (1943) para el psicrómetro:

hr = exp

MwVm PwRT

= 0,9911

teniendo en cuenta que: 1 M Pa = 103 kPa 1 k Pa = 1 J kg-1

5.

Retención de agua en ei suelo

5.1. Curva característica de humedad El suelo es capaz de retener agua, de modo que el potencial matricial está rela­ cionado con el contenido de humedad, por medio de la fu n c ió n c a r a c te r ís tic a d e la h u m e d a d o función potencial matricial-contenido de agua: V)/pm = f (9). Una 333

curva característica de humedad es uno de los parámetros más importantes para estudiar el flujo de agua en el suelo. Es una función que depende de:

— Sentido en que tiene lugar el cambio en el contenido de agua (humectación o dese­ cación). — Velocidad de cambio. — Estabilidad en el tiempo de la estructura, así como tamaño, forma y conexión entre huecos. — Los cambios de volumen del suelo: expansión-retracción. — Condiciones en la interfase agua-aire. Esta relación no es unívoca, aspecto sobre el que se insistirá más adelante y se pone de manifiesto al obtener dos ramas de la curva por efecto de histéresis:

ESTUDIO DE CASOS Si se compara el contenido de humedad después de dos o tres días de una llu­ via o de un riego, se observará que es menor en un suelo de textura arenosa (un Psamment, p.ej.) que en otro de textura más fina, habiendo recibido ambos la misma cantidad de agua. Discutir tal circunstancia.

334

5.2.

Construcción de curvas características de humedad

La curva característica de humedad se puede construir a partir de medidas experimentales o de ecuaciones empíricas. Los equipos utilizados obligan a deter­ minar el contenido de humedad en equilibrio con cada uno de los sucesivos valo­ res del potencial matricial aplicado. En el campo se puede utilizar el tensiómetro, para potenciales matriciales altos, mientras que en laboratorio se recurre a placas de succión, equipo de placas de presión y al desecador de vacío, según los casos. A modo de síntesis, cada una de estas técnicas puede describirse como sigue: EN CAMPO Tensiómetro: V|/pm en un intervalo de 0 a -80 kPa. Requiere la medida en paralelo del contenido de agua por un método indirecto. Refleja el efecto de la estructura del suelo. EN LABORATORIO Placa de succión: Intervalo de trabajo de 0 a -100 kPa. Una muestra de suelo saturada de agua se coloca encima de una placa porosa (cerámica o de cristal fritado) de un embudo, algunas técnicas utiliz.an arena como base. El embudo se conecta por medio de un tubo flexible a un manómetro de columna de agua. En el momento inicial, el nivel del agua es Z = 0, cada vez que se baja el nivel del manómetro se crea una desorción en la placa porosa. Al cabo de cierto tiempo se alcanza una nueva situación de equilibrio. M uestra de suelo ¡nicialmente saturada de agua

0-

^

Escala

Z

Tubo flexible

2

Via = 0 (agua libre)

i|/lB = 1)/™ + pwgz en el equilibrio:

vpm= - pwgz

para cada Z se determina el correspondiente 0m. Siendo Z = B - A. 335

Se puede trabajar por sorción, para ello se deja equilibrar la muestra con un potencial bajo y posteriormente se va elevando la columna manométrica y determinando la 0m correspondiente. Este equipo se utiliza en horticultura para caracterizar el comportamiento hídrico de sustratos de cultivo y con muestras inalteradas de suelo. Equipo de placa de presión (Richards, 1965): Intervalo de trabajo de -10 a menos de -2000 kPa. Este dispositivo permite producir potenciales más bajos, pudiendo llegar hasta los -2000 kPa. Las muestras, inicialmente saturadas de agua, se dejan equilibrar con la presión creada por aire, t|/p. Transcurrido el tiempo de equilibrio, se despresuriza la cámara y se determina gravimétricamente la humedad, lo que permite determinar un punto de la curva. Para trabajar a potenciales menores, la placa cerámica debe susti­ tuirse por una lámina de acetato de celulosa. Por lo general, se trabaja con muestras tamizadas a 2 mm, si bien en determinados equipos se puede operar con muestras inal­ teradas.

M uestra inicialm ente saturada de agua Evacuación del agua

E ntrada de aire a presión M em brana de caucho

Placa porosa

A lam bre de herm etism o

P = P 0 + AP Anillo de gom a

0«

^

Placa porosa C ám ara de aire a P 0 M em brana de caucho

Detalle circulación del agua

en el equilibrio: i|rpm+ v|/pa = 0 v|/pa = AP para \|rpm= -AP,

336

x{/p' = -AP se determina 0m

Psicrómetro de termopar. Intervalo de trabajo de -500 a -2000 kPa. D e s e c a d o r d e v a c ío .

La humedad de una muestra de suelo colocada en un desecador de vacío se equilibrará con la humedad del aire en el interior. Si el desecador contiene una sal higroscópica, la humedad del aire vendrá controlada por la sal y puede ser extremadamente baja, siendo posible precalibrarla. Con CuS04 se puede conseguir un iypa = -3900 kPa a 20° C. El agua del suelo se evaporará hasta que se equilibre con esta humedad en el desecador y su vj/pm= -3900 kPa.

5.3.

Histéresis en las relaciones entre potencial matricial y contenido de agua

La curva característica de humedad no es unívoca. La curva obtenida partiendo de una muestra saturada de agua no coincide con la determinada a partir de una muestra seca: la función presenta dos ramas principales:

Para un mismo potencial de equilibrio se tendrá que: 0j (desorción) > 0¡ (sorción) Lo que equivale a decir que un m ism o contenido de hu­ medad 0j es retenido con ma­ yor energía si el suelo se está secando que si se está humec­ tando:

\j/j > \|/j (el signo es negativo).

Este comportamiento indica que existe un fenómeno de histéresis: la historia de la muestra influye sobre la situación final de equilibrio. Se ha observado que, partiendo de un determinado contenido de humedad, 0, según per­ tenezca a la rama de sorción o de desorción, el estado siguiente será distinto según se siga humectando o por el contrario se deseque: 337

Las ramas principales son las envolventes de una serie de puntos situados entre ellas, que corresponden a situaciones intermedias que definen curvas de paso en un proceso de barrido, característico de la redistribución de agua dentro de un suelo, según se halle parcialmente húmedo o parcialmente seco.

El efecto de histéresis es más pronunciado en suelos de textura gruesa a potenciales altos: los poros se vacían a potenciales mucho menores (succión más elevada) que a los que se llenan. Las causas de los fenómenos de histéresis son las siguientes:

Falta de uniformidad en la geom etría de los poros individuales, que se mani­ fiesta en el denominado efecto «botella de tinta».

Desorción

2

4

< -

338

Sorción

AP = —

r

controla el vaciado (desorción),

— Carácter compuesto del sistema de poros: Poros interagregados: condicionan la rehumectación. Poros intragregados: condicionan la desecación. La penetración de agua resulta más lenta en un horizonte arenoso que en uno de tex­ tura más fina. — Efecto del ángulo de contacto en las interfases: Meniscos que avanzan: ángulo de contacto y radio de curvatura mayores. Meniscos que retroceden: en la desorción el potencial matricial será menor que en la humectación. — Aire atrapado dentro de los agregados: Hace disminuir el contenido de agua en suelos recién humectados: no se alcanza un verdadero equilibrio. — Fenómenos de expansión retracción: En suelos expandióles varía la geometría del espacio de poros, de distinta manera según ia historia de la humectación. En sentido estricto no se trata de un fenómeno de histéresis, ya que hace cambiar la geometría del espacio de poros. La complejidad de los fenómenos de histéresis hace que corrientemente se trabaje úni­ camente con la curva de desorción que, por otra parte, es la que resulta más fácil de obtener con una cámara de placas de presión.

5.4.

Interpretación de curvas características

Las características de humedad varían de unos horizontes a otros, los principa­ les factores de control son: — Estructura: Espacio de poros: • A potenciales altos (0 a -100 kPa) la retención de agua se ve muy influenciada por la estructura (distribución de tamaño de poros), por lo que hay que trabajar con muestras inalteradas. • A potenciales bajos predominan las fuerzas de adhesión, por lo que influirá la superficie específica de las partículas y mucho menos la estructura. Se puede tra­ bajar con muestras tamizadas a 2 mm. Compactación: • Disminuye la porosidad total y, en especial, la proporción de los poros de mayor tamaño. — Textura: hace variar la forma de la curva.

339

Al estudiar curvas características de humedad cabe atender a su forma en sus distintos tramos:

es

Partiendo de una muestra saturada de agua, al aplicar una succión creciente, no se produce salida de agua hasta que se supera un determinado valor crítico, que varía según las caracte­ rísticas de la muestra (región de entrada de aire) y se puede definir empíricamente como:

Potencial hídrico de entrada de aire (i|/c): v Pm = Ve(Q/es)-b

0 = contenido de agua. 0S, = contenido de agua a saturación. b = pendiente de la curva.

para y pm< y e 0 = 0S para y pm> y ,

Resulta más nítida la entrada de aire en los suelos de textura más gruesa, al ser los poros de tamaño más uniforme. Al ir aumentando la succión, cada vez se irán vaciando poros de tamaño progresivamente menor y las partículas irán quedando recubiertas con envueltas de agua de cada vez menor espesor. El segundo tramo de la curva constituye la región capilar, en la que predominan las fuerzas de adhesión y de cohesión. En muestras de textura arenosa y en aquellas que posean predominantemente poros grandes, se requiere poco incremento de succión para extraer cantidades importantes de agua en este tramo. En él, la curva tiende a ser horizontal. 340

La parte de la curva característica correspondiente a potenciales matriciales altos resulta de interés en relación con las propiedades de drenaje del suelo. El tramo definido por los potenciales matriciales más bajos determina la disponibili­ dad de agua para las plantas. Si bien resulta imprescindible en muchos casos con­ siderar además el potencial osmótico.

5.5.

Capacidad de retención de agua disponible (CRAD)

Un concepto útil en determinadas aplicaciones, riego por gravedad, por ejemplo, es el de capacidad de retención de agua disponible para las plantas. Se basa en una clasifica­ ción biológica del agua del suelo que considera como disponible para las plantas el agua retenida entre dos situaciones, que algunos autores han considerado de «quasi-equilibrio»: la denominada capacidad de campo y el punto de marchitamiento permanente que fue­ ron introducidas por Briggs. La significación física de estos conceptos es dudosa. La capa­ cidad de campo no es un término preciso (Boersma et al., 1972) y se ha podido comprobar que el punto de marchitamiento permanente varía con la planta y con factores de medio (poder evaporante de la atmósfera, velocidad del viento, entre otros). — La capacidad de campo se define como: • El contenido de agua en el suelo después de 48 horas de un riego o de una lluvia abundante. Se supone que transcurrido este tiempo empieza un drenaje lento del agua contenida en el suelo. • Se trata en cierta medida del contenido máximo de agua que puede retener el suelo cuando la mayoría de la macroporosidad está ocupada por aire: • Por la dificultad de su medida de acuerdo con la definición, se suelen realizar esti­ maciones a partir del valor del contenido de agua que retiene una muestra de suelo en equilibro con una presión de 33 kPa, en un equipo de placas de presión. Esto puede conducir a grandes errores, ya que en condiciones de campo influyen las condiciones de drenaje del suelo. Por ello la «capacidad de campo» debe medirse «in situ». El proceso de drenaje puede representarse, del siguiente modo:

Tiem po de secado días

-*

341

— El punto de marchitamiento permanente se define como: • El contenido de agua por debajo del cual las plantas mesofíticas (en concreto el girasol enano) no son capaces de extraer agua del suelo. Viene a corrresponder al límite inferior del agua retenida por fuerzas capilares absorbible por las raíces. • Se estima como el contenido de agua que retiene una muestra de suelo equilibrada con una presión de 1500 kPa en un equipo de placas de presión. El valor de la CRAD tiene importancia en el suministro hídrico a las plantas, por lo que sigue siendo utilizado en trabajos dedicados al riego. Se define como:

CRAD = £(CC - PMP)¡ e¡ i

siendo

CC = capacidad de campo del horizonte i (m3 n r3). PMP = punto de marchitamiento permanente del horizonte i (m3 nrr3). e¡ = espesor del horizonte i (m).

ESTUDIO DE CASOS Con un equipo de placas de presión (placas Richards) se determina el conte­ nido máslco de agua de un suelo de perfil Ap (0-27 cm) y Bw (27 a 90 cm), en muestras no perturbadas, que han servido para terminar la densidad aparente. 1.

Determinar el volumen máximo de líquido que se puede aportar al suelo después de la estación seca, en el caso de que exista capa freática a 120 cm, de forma que el líquido no alcance de forma Inmediata la capa freática (drenaje en las primeras 48 horas). Ap

Bw

— D iá m e tro in te rio r de lo s c ilin d ro s m u e s tre a d o re s , m e d id o c o n un c a lib ra d o r.

6 ,7 8 cm

7 ,0 2 cm

— A ltu ra d e l cilin d ro .

3 .6 6 cm

3 ,6 4 cm

— P e so s e c o d e la m u e stra .

1 6 2 ,0 5 g

1 6 7 ,0 0 g

— C o n te n id o d e h u m e d a d a c a p a c id a d d e c a m p o

20,2

2 8 ,6 %

— C o n te n id o de h u m e d a d a 1 5 0 0 kPa.

9 ,8 %

1 3 ,7%

Datos:

2.

Indicar si el potencial osmótico tiene influencia sobre la «capacidad de campo» y sobre el «coeficiente de marchitamiento».

Respuesta 1.

Volumen máximo de líquido, a)

Densidades aparentes:

Ap M

342

pb _ _^s_ _ H

V,

1

1.62^05 g 132,07 cm3

= 122y k m_3 M

->

Bw

ph = 1.186 kg m 3

b) Contenidos volumétricos de agua. Ap

0VCC= 6m

= 24,78 %

ev,5oo = 12,02%

Pw

Bw

0VCC= 33,91%

0vt5OO= 16,25%

c) Capacidad de retención de agua disponible de cada horizonte: Ap Bw d)

« m3 agua . ^ m 2 suelo CRAD = 0VCC- 0,500 — , 6, e m suelo-------- — n r suelo 1 ha

. . . _. , , , = 344,5 m3 ha

CRAD = 938 m3 ha' 1 Capacidad de retención de agua disponible hasta 90 cm.

CRAD = Z(CRAD); = 1282,5 m3 ha' 1 i De este modo quedará una franja de protección de 30 cm a la capa freática, si se dis­ tribuye un volumen de líquido de unos 1.300 m3 ha 2. La «capacidad de campo» no se ve influenciada por la salinidad, dado que no depende del uso de agua por la planta. El «punto de marchitamiento» y el agua dis­ ponible sí se ven afectados por la salinidad, al estar influenciados por la absorción de agua por la planta.

Para una primera aproximación, si no se dispone de más análisis que la textura, se pue­ den utilizar valores medios para el equivalente de humedad (numéricamente igual a la capacidad de campo). El contenido de humedad a -33 kPa se puede estimar a partir de la expresión propuesta por Gardner, según la textura. Para evitar graves errores debería procederse a una calibración.

■4

Arena

Eqh = 0,555 Ac + 0,187 L + 0,027 Ar

Según G ardner (USBR. 1964)

343

ESTUDIO DE CASOS Estudiar la forma de las curvas características en los siguientes supuestos: (1) horizonte C (20-60) de un Xeropsamment. (2) horizonte Bss (60-100 cm) de un Xerert. (3) horizonte Ap (0-27 cm) de un Xerochrept (SSS, 1996), con CES = 4 d S n r1 a 25° C. Contenido de agua (%) 0

10

20

30

40

50

60 0

Discutir o determinar los siguientes aspectos: 1.

Comportamiento del agua después de un riego en (1) y (2).

2.

Suponiendo un perfil en el que el material arenso estuviese superpuesto a un horizonte arcilloso, indicar cual será el modelo de circulación del agua según que la secuencia fuese arenoso-arciiloso o bien arcilloso-arenoso.

3.

Capacidad de almacenamiento de agua para las plantas (CRAD) en los horizontes C y Bss.

4.

La porosidad del horizonte C y del Bss.

5.

La densidad aparente de cada horizonte, pb = 2650 kg n r 3.

6.

La densidad aparente de los horizontes C y Bss en el campo, suponiendo que se hallan a un potencial matricial de -2 0 0 kPa.

7.

Aplicando el modelo capilar, y en la hipótesis de poros cilindricos unifor­ mes, calcular para el horizonte Bss el diámetro de aquellos que se están vaciando al aplicar una succión de 20 kPa. Justificar si sería el mismo en el caso de que el suelo se estuviese humectando.

8.

Justificar la forma que presentaría la curva obtenida antes y después de compactar con el paso de maquinaria el horizonte Ap del Xerochrept (3).

9.

La CRAD del horizonte C y del Bss referida a una hectárea de terreno.

344

Los valores de la CRAD para suelos con régimen de humedad xérico o arídico pueden interpretarse de acuerdo con los siguientes criterios: CRAD en 150 cm

Criterios de interpretación (USD A, 1983)

<64 65-127 128-190 191-250 >250

muy baja baja moderada alta muy alta

ESTUDIO DE CASOS Los agricultores de una comarca cuyo clima corresponde a la banda más seca del semiárido, consideran que los suelos formados a partir de una arenisca son más «frescos» (presentan mayor cantidad de agua disponible para las plantas), que los que proceden de una calcilutina (Cap. 7). Discutir: 1.

Qué fundamento puede tener tal afirmación.

2.

Cuál será la situación en el caso en que tales suelos sean transformados en regadío.

3.

Cuál de ellos contendrá mayor cantidad de agua a los tres días del riego.

Respuestas 1.

Comparar las curvas características de humedad teóricas de uno y otro suelo, para un aporte escaso de agua. Se observa que para una misma cantidad de agua infiltrada, en el suelo arenoso habrá más agua disponible para las plantas que en el franco-limoso.

2.

La situación se invierte, ya que con agua abundante el condicionante es la capacidad de retención de agua disponible (CRAD).

3.

El suelo formado a partir de las calcilutitas por su mayor CRAD.

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Bolt, G. H. (Chairman): Soilphysics terminology. Bull. ISSS. 49:26-36. 1976. Hanks, R. J.: Applied Soil Physics. Springer-Verlag, 176 pp. Berlín, 1992. Hillel, D.: Environmental Soil Physics. Academic Press, 771 pp. San Diego, 1998. Marshall, T. J.; Holmes, J. W., y Rose, C. W.: Soil Physics. Cambridge University Press. 453 pp. Cambridge, 1999. 345

6.2.

Bibliografía de referencia

Boersma, L. et al: Soil water. Am. Soc. Agronomy & Soil Sci. Soc. Am. Madisow, W. 155 pp. 1972. Buchter. B.; Hinz, Ch.; Wydler, H., y Flühler, H.: Evaluation o f temperature and bypass flow sensitivity o f tensiometers in a field soil. Geoderma 87 1999: 281 -291. Bruce, R. R. y Luxmoore, R. J.: Water retention: Field methods. En A. Klute (ed): Met­ hods o f Soil Analysis I. Monograph 9, A.S.A. Madison: 663-684. 1986. Corey, A. T. y Klute, A.: Application o f the Potential Concept to Soil Water Equilibrium and Transport. Soil Sci. Soc. Am. J. 49:3-11. 1985. Dalton, F. N. y Van Gemuchten, M. Th.: The time domain reflectrometry method fo r measuring soil water contení and salinity. Geoderma. 38:237-250. 1986. Dasberg, S. y Dalton, F. N.: Time domain reflectometry field measurements o f soil water content and electrical conductivity. Soil Sci. Soc. Am. J. 49:293-297. 1985. Edlefsen, N .E. y Anderson, A. B. C.: Thermodynamics o f soil moisture. Hilgardia. 15:31-298. 1943. Forsythe, W.: Física de Suelos: Manual de laboratorio. Inst. Interam. Ciencias Agr. San José. 212 pp. Costa Rica, 1975. Gardner, W. H.: Water contení. En A. Klute (ed): Methods o f Soil analysis. Part I. Mono­ graph 9. Am. Soc. Agronomy. Madison, W.I: 493-544. 1986. Ghildyal, B. R. y Tripathi, R. P.: Soil Physics. J. Wiley & Sons. 655 pp. New York, 1986. Graecen, E. L.: Soil water assessment by the neutrón method. CSIRO, Victoria, Austra­ lia, 1981. Hillel, D.: Fundamentáis ofSoil Physics. Academic Press. 413 pp. New York, 1980. Hillel, D.: Introduction to Soil Physics. Academic Press. 364 pp. San Diego, 1982. Iwata, S.; Tabuchi, T. y Warkentin, B. P: Soil-Water Interactions. Mechanisms and Applications. Marcel Dekker, Inc. 440 pp. New York, 1995. Jury, W. A.; Gardner, W. R. y Gardner, W. H.: Soil Physics. John Wiley & Sons. Inc. 35158. New York, 1991. Klute, A. (ed.): Methods o f Soil Analysis. Part 1. Monog. 9. American Soc. Agr. Madi­ son, WI. 1986. Koorevaar, P.; Menelik, G. y Dirksen, C.: Elements o f Soil Physics. Elsevier. 228 pp. 1983. Low, P. F.: Physical chemistry o f the clay-water interaction. Adv. Agr. 13:269-327. 1961. Malicki, M. A. y Skierucha, W. M.: A manually controlled TDR soil moisture meter operating with 300 ps risetime needle pulse. Irrig. Sci. 10:153-164. 1989. Musy, A. y Soutter, M.: Physique du sol. Presses Polytechniques et Universitaires Romandes. Lausanne, 335 pp. 1991. Philip, J. R.: Fifty years progress in Soil Physics. Geoderma, 12:265-280. 1974. Roth, K.; Shulin, R.; Fluhler, H., y Attinger, W.: Calibration o f time domain reflectro­ metry fo r water contení measurement using a composite dielectric approach. Water Resour. Res. 26:2267-2274. 1990. Roth, C. H.; Malicki, M. A., y Plagge, R.: Empirical evaluation o f the relationship between soil dielectric constant and volumetric water contení as the basis fo r calibrating soil moisture measurements by TDR. J. Soil Sci. 43:1-13. 1992. 346

Slatyer, R. O.: Plant-Water Relationships. Academic Press. New York, 1967. 5.5.5.A.: Glossary o f Soil Science Terms. Soil Science Society of America. Madison. 37 pp. 1979. 5.5.5.A.: Glossary o f Soil Science Terms. Soil Science Society of America. Madison. 44 pp. 1987. Topp, G. C.; Davis, J. L., y Annan, A. P.: Electromagnetic determination o f soil water contení: Measurement in coaxial transmission lines. Water Res. Res. 16:574-582. 1980. U.S.B.R.: Bureau o f Reclamation Manual. Vol. V. Irrigated Land Use. Part. 2. Land Classification. Washington, 1964.

347

_______________ 13 Propiedades hidrológicas del suelo: movimiento del agua

1.

El suelo como medio poroso

El suelo puede dejar pasar agua a su través dado que se trata de un medio poroso, con un sistema de poros interconectados. En campo, raramente se dan unas condiciones de equilibrio termodinámico en el sistema suelo-agua. El movi­ miento del agua en forma líquida, en muchos casos, puede explicarse como resul­ tado de diferencias de potencial hidráulico entre distintos puntos. Los procesos implicados en el movimiento del agua son el de entrada en el suelo (infiltración, entradas laterales o ascenso a partir de una capa freática); la redistribución entre distintos puntos (transferencia y acumulación); la absorción por parte de las plantas; y la evaporación. El estudio del movimiento del agua en el suelo puede abordarse desde distintos enfoques:

— Estudio de la geom etría del espacio de poros: Enfoque descriptivo con algunas determinaciones semicuantitativas. Permite explicar los procesos de transferencia por medio del estudio de la geome­ tría de los poros en muestras relativamente inalteradas. De interés para interpretar situaciones reales de campo: por ejemplo la ineficacia de sistemas de drenaje. Las técnicas de estudio utilizadas son la macromorfología, micromorfología, submicroscopía y análisis de imagen (Cap. 4). — Estudio del flujo laminar de agua en tubos capilares: El enfoque microscópico del flujo de agua se basa en el estudio de la dinámica de la circulación en los microconductos, que se asocian a tubos cilindricos de tipo capilar. Este planteamiento permite una mejor comprensión de los procesos de transfe­ rencia, frente a un enfoque macroscópico.

349

El caudal que fluye a través de un tubo cilindrico de tipo capilar es proporcional a la cuarta potencia del radio del tubo y a la pérdida de carga de la presión hidrostá­ tica por unidad de longitud. Esta relación se conoce como ley de Poiseuille: Q=-

K R4AP ^ L T|

O bien

„ n R4 dPh O = ------------— 8 Ti dx

Q = caudal R = radio AP = pérdida de presión hidrostática L = longitud del tubo T| = viscosidad dinámica dPh .. . ... — = gradiente de presión hidrostática dx F

Esta expresión es válida para flujo laminar en tubos capilares en una matriz rígida, lo que implica velocidades de flujo muy lentas y que la geometría de los poros no varíe durante el proceso de transferencia. El suelo difiere de un sistema de poros capilares (por ejemplo, la tortuosidad, cambios de diámetro, etc.), por lo que no es posible extrapolar los resultados de la escala microscópica a lo que realmente ocurre en el suelo a escala global. Sin embargo, este enfoque tiene interés para explicar aspectos importantes, tales como el avance o el retardo del flujo de contaminantes, el efecto de la compactación sobre la infiltración o la permeabilidad, entre otros. — Estudio del movimiento del agua por medio de ecuaciones de flujo m acros­ cópico. El enfoque macroscópico se basa en el estudio cuantitativo global del proceso de transferencia, desde un punto de vista determmístico. Las ecuaciones de flujo de agua se han deducido asumiendo que el suelo tiene una matriz sólida continua, y que el agua ocupa posos en un suelo saturado, mien­ tras que en un suelo no saturado forma películas en las paredes de los poros y ocupa los más pequeños. Este enfoque permite abordar los problemas de diseño y cálculo para proyectos de riego y de drenaje y, en general, los problemas de trans­ ferencia de agua en el suelo, por lo que tiene gran utilidad. No obstante, no habrá que olvidar que describe de una manera inadecuada el flujo de agua a través de huecos, tales como grandes grietas, canales de lombrices o de raíces y en general los macroporos, cuyo comportamiento frente al agua difiere considerablemente del de la matriz rígida circundante.

En el presente capítulo se estudia el movimiento del agua en el suelo com o sis­ tema poroso, por medio de las ecuaciones de flujo macroscópico. Como hipótesis se supone que el agua es pura, y que la transferencia tiene lugar en condiciones isotermas. El flujo real en los suelos afecta a un agua con solutos, por lo que resulta más com plejo, al tener que considerar la difusión de iones entre distintos puntos del fluido y los fenómenos de adsorción, y las condiciones pueden no ser isotermas. 350

2.

Flujo de agua en el suelo

En un sistema en equilibrio, el potencial hidráulico del agua tiene el mismo valor en todos sus puntos. En los demás casos habrá procesos de transferencia de agua que pueden tener lugar como:

— Flujo saturado: El espacio poroso está lleno de agua. Es el flujo en los suelos con capa freática cir­ culante, lo que puede permitir una alimentación de las plantas a partir de este agua. Si el flujo fuese muy lento y no hubiera suficiente renovación de oxígeno podrían generarse condiciones de hidromorfismo, anaerobiosis por un mal drenaje. Siendo el potencial hidráulico '1JH= f (x, y, z, t) en este caso A'f',, * 0 0 = 9S, lo que implica que el potencial matricial 4*™= 0 — Flujo en suelo no saturado: 0S< 4*™< 0 Este tipo de flujo es el más corriente en suelos que se humectan o que se secan. Resulta más difícil de describir que el flujo saturado. El mecanismo de transferencia de agua varía según que el suelo esté: • Relativamente seco: adquiere importancia la transferencia en forma de flujo de vapor, con una gran influencia de los gradientes térmicos. • Relativamente húmedo: flujo capilar en cualquier dirección. En un suelo no saturado el aire puede existir en forma discreta, tal como burbujas (sistema cerrado) o bien de forma continua, en canales y galerías (sistema abierto); en lo que sigue se toma en consideración este segundo supuesto.

El estudio experimental del flujo de agua en un medio poroso, realizado por Darcy en 1856, haciendo pasar agua a través de una columna de arena llevó a este ingeniero francés a deducir una importante ley, que lleva su nombre y está basada en la ecuación general de flujo. Fue deducida de nuevo cincuenta años después por Buckingham (1907), si bien en este caso con una base termodinámica, lo que ha permitido darle una mucho mayor genera­ lidad. La ley que describe el flujo del agua en condiciones de régimen saturado se deno­ mina ley de Darcy, mientras que la del flujo en suelo no saturado se conoce como ley de Buckingham-Darcy.

A escala de los poros, el flujo del agua del suelo a nivel microscópico viene dificultado por la tortuosidad (T) de la trayectoria ( 1) seguida por el agua, cuya velocidad variará de un punto a otro y que describen las ecuaciones de Stokes-Navier. La tortuosidad de la trayec­ toria entre partículas se puede expresar por medio de la relación: 351

1 = distancia real L = distancia en línea recta

L

a L

L= I

L< I

Las características de la circulación del agua en un medio poroso pueden establecerse a partir del valor del núm ero de Reynolds, que relaciona las fuerzas debidas a la viscosidad y las fuerzas inerciales, permitiendo evaluar la turbulencia del fluido. Se define como:

Re = número de Reynolds v = velocidad media del fluido d = diámetro efectivo medio de los poros pw= densidad del fluido T|w = viscosidad dinámica del fluido

Cuando el agua circula por huecos tales como fisuras estructurales, galerías de gusanos o macroporos en arenas gruesas y gravas, el flujo es turbulento y el número de Reynolds toma valores superiores a la unidad.

2.1. a)

Régimen saturado

Ley de Darcy

Darcy puso de manifiesto experimentalmente que la descarga de agua es direc­ tamente proporcional a la sección transversal de la colum na y a la diferencia de carga o potencial hidráulico, e inversam ente proporcional a la longitud de la columna. El dispositivo utilizado por Darcy consistía en un cilindro lleno de arena, por el que hacía circular agua en régimen saturado: 352

— La relación empírica establecida por Darcy es: TI

L_I

A ID

Q = - K —2-j-— - A = - K—

A

Ley de Darcy

Donde Q = caudal, fL3 T-1] A = sección transversal de la columna, [L2] T m= H = potencial hidráulico, medido con un manómetro de columna AT,, = diferencia de potencial hidráulico L = longitud de la columna, [L] Describe el flujo macroscópico uniforme del agua a bajas velocidades en un medio poroso, con un valor del número de Reynolds inferior a la unidad.

L

11- = gradiente hidráulico. En condiciones de flujo saturado es igual a la unidad. K = conductividad hidráulica del material poroso (coeficiente de transporte) en condiciones de flujo saturado. A veces se representa como Ks.

La ecuación de dimensiones de K es: [L3T->] - [K J [L2]

[K J = [L T 1]

corresponde a una velocidad y se suele expresar en cm h ', m día-1. Por convenio se puede considerar que el flujo de agua ascendente es positivo (p.ej. eva­ poración), mientras que el flujo de agua descendente (p.ej. drenaje) es negativo (Jury et al., 1991). La ley de Darcy puede expresarse en forma de flujo (Jw): Jw = Q/A 353

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir la distinta significación del potencial hidráulico al expresarlo como T H 0 como H.

2.

El flujo de agua se denomina estacionario si el caudal o volumen de agua que pasa por una sección determinada en la unidad de tiempo permanece constante. Expresar esta condición matemáticamente.

Respuestas 1.

Th y H son equivalentes, corresponden a expresiones del mismo potencial en distintas unidades:

T h se expresa por unidad de masa: J kg-1, o de volumen J nrr3 H = h + z se expresa por unidad de peso h = Potencial de presión, [L], en metros z = potencial gravitacional, [L], en metros H en metros: JN~1 = m 2.

b)

3T/3t = 0

d0/dt = O

Conductividad hidráulica

Por su importancia, tanto teórica com o práctica, la conductividad hidráulica debe estudiarse con detalle. En relación a ella cabe destacar que:

• Es el factor de proporcionalidad de la ley de Darcy aplicada al flujo viscoso de agua en el suelo, por unidad de gradiente hidráulico. • Expresa la capacidad de un medio poroso (suelo) para transmitir agua. La resistencia del suelo al flujo de agua es debida a las fuerzas entre las moléculas del líquido y entre éste y las paredes de los poros. • A igualdad de las demás condiciones, cuanto mayor es la tortuosidad del sistema de poros, menor es la conductividad hidráulica. • Es función, entre otros factores, del contenido de agua y por ello del potencial matricial: conductividad hidráulica no saturada: K = K (9)

Si 9 = 05

K = f(0s) = Ks conductividad hidráulica saturada

0 = f(T pm) luego K = f(Tp') • En condiciones de flujo saturado y condiciones isotermas es constante con el tiempo, si no hay cambios en la estructura del suelo.

354

• En suelos homogéneos es constante con la posición. • Depende de la viscosidad del agua. Su valor aumenta aproximadamente un 3 % por cada grado que asciende la temperatura (Youngs,I991). • La medida de la conductividad hidráulica a distintas profundidades en un suelo per­ mite poner de manifiesto diferencias en la capacidad de transmisión de agua por parte de los distintos horizontes debido a la heterogeneidad del suelo (anisotropía en sen­ tido vertical). Es un parámetro espacial y temporalmente variable en un suelo (Warrick y Nielsen,1980). • Se ve fácilmente alterada por cambios estructurales debidos a procesos naturales o a actividades de manejo. • En proyectos de drenaje agrícola, para resolver problemas medioambientales o de ingeniería relacionados con el movimiento del agua, los cálculos hidráulicos se basan en los valores de la conductividad hidráulica saturada.

c)

Forma diferencial de la ley de Darcy

La generalización de la ley de Darcy a tres dimensiones permite el estudio de flujos tridimensionales.

En un medio uniforme: Q = -K A d'f'n/dx

qs = Q/A - - K d T H/ds

s = dirección del flujo qs = densidad de flujo

La densidad de flujo de agua que se mueve en una determinada dirección es la cantidad de agua que pasa a través de un plano perpendicular a la dirección considerada, durante un intervalo de tiempo, por unidad de superficie y de tiempo, en condiciones isotermas. El flujo expresa el volumen por unidad de tiempo y de superficie (m3 n r 2 s_l equivalente a m s '1). Considerando el flujo tridimensional: qx = -K x dHV^x

qy = -K y dHVdy

qz = -K 7 d'V^dz

que se puede abreviar escribiendo: qs= -K s a ^ y a s Expresado de forma vectorial:

q*=-[kxanyaxi +Kyany^yj +kzanyazk] En un medio homogéneo: q* = -K V T „

Ley de Darcy generalizada a tres dimensiones. VM'h = gradiente del potencial hidráulico

355

d)

Conductividad hidráulica equivalente

En la ley de Darcy se ha supuesto que el medio era uniforme y rígido y el flujo satu­ rado, con lo que la conductividad hidráulica no varía con la posición ni con el tiempo. En los suelos los cambios en las direcciones (x, y) suelen ser suficientemente graduales para que la hipótesis Kx= KY sea generalmente cierta para distancias no demasiado gran­ des. La existencia de horizontes de características hidrológicas muy distintas explica la posibilidad de cambios bruscos en sentido vertical. La v ariab ilid ad espacial de los suelos lleva a in tro d u cir el concepto de conductividad hidráulica equivalente, definida como: Valor de K que da origen al flujo medido bajo las mismas condiciones que si el suelo fuese uniforme. Depende de las condiciones del contorno. La calidad de las predicciones del flujo de agua en suelos no uniformes depen­ derá de la significación que tenga la medida de la conductividad hidráulica equivalente (Youngs, 1991).

Referir las medidas de la conductividad hidráulica a cada unidad cartográfica de suelos de una zona a escala detallada resulta algo obligado para mejorar las predicciones. Al ser menor la variabilidad espacial dentro de cada unidad cartográfica, las medidas de K tendrán mayor significación. Ello es así porque los métodos usuales de medida de la conductividad hidráulica se basan en el supuesto de que el suelo es uniforme. Aún así existe una gran variabilidad dentro de muchas unidades cartográficas.

e)

Permeabilidad intrínseca

La conductividad hidráulica depende de las características del suelo, así como de las del fluido. En aquellos casos en que se requiera separar la influencia de la viscosidad del líquido de la conductividad del medio o ver los cambios de estructura al hacer circular dis­ tintos fluidos (por ejemplo aire o agua), se introduce el concepto de permeabilidad intrín­ seca que expresa el poder de resistencia a la circulación que presenta el suelo frente a cual­ quier fluido. Es una propiedad intrínseca de un medio poroso estable:

Expresa la resistencia que ofrece el suelo al flujo de un fluido: K¡ = permeabilidad intrínseca [L2] q w= viscosidad dinámica [ML~'T“'] K = Ki • f Ki = r |wK/pwg K = conductividad del fluido [LT'J pw= densidad del fluido [ML 3] f_Pwg g = aceleración de la gravedad [LT'2] flw f = fluidez [L~' T 1]

356

f)

Limitaciones de la ley de Darcy La ley de Darcy se basa en las siguientes hipótesis que restringen su aplicación:

— Fue establecida a partir de experimentos con material poroso uniforme, lo que se presupone en los métodos de medida de la conductividad hidráulica. Al suponer el medio isótropo se está considerando que se cumple: K = Kx = Ky = K, s = dirección considerada 0K/3s = 0 — Parte de la base que el suelo no se expansiona ni se contrae con la humectacióndesecación, ni se modifica el espacio de poros (estructura), lo que implica que la conductividad hidráulica no varia con el tiempo: 3K/3t = 0 — El agua del suelo es: • Homogénea. • Incompresible — La transferencia tiene lugar en condiciones isotermas: • No hay variaciones de viscosidad ni de densidad en el agua, ni hay gradientes térmicos. — Existe proporcionalidad entre la velocidad y el gradiente de potencial. Al ser bajas las velocidades: • Se puede despreciar la energía cinética. • El régimen de flujo es laminar, formado por capas fluidas superpuestas y parale­ las: las fuerzas de inercia son despreciables frente a la viscosidad. Esta situación es la que suele darse en condiciones de campo. • El valor del número de Reynolds (Re) que debe ser inferior a la unidad, para que se cumpla la ley de Darcy:

Intervalo de valided de la ley de Darcy

Con velocidades muy bajas, caso de suelos arcillosos y gradientes de potencial bajos, no se induce flujo o éste es menos que proporcional al gradiente. El agua deja de compor­ tarse como un líquido newtoniano.

357

A pesar de estas limitaciones, la validez general de la Ley de Darcy ha sido confirmada y su uso es habitual en el estudio del m ovimiento de la capa freática, así como de filtraciones (seepage) y similares. La conductividad hidráulica pre­ senta una variabilidad espacial grande, y para que los valores tengan validez deben realizarse en las distintas unidades de suelos, con repeticiones. Interesa conocer la heterogeneidad que pueda existir en el terreno a que afecte el flujo. Las medidas deben realizarse a una escala considerablem ente grande. Con fines hidrológicos, los flujos de agua se estudian a escala de campo y a escala regional a nivel de cuenca de drenaje.

2.2.

Régimen no saturado

La zona no saturada adquiere una gran importancia, ya que la mayor parte de los procesos de transferencia de agua en los suelos tienen lugar en régimen no saturado. En régimen no saturado el volumen de poros está sólo parcialmente lleno de agua. Dado que el transporte de agua se ve influenciado por la pérdida de continuidad de poros con agua, la conductividad hidráulica deja de ser constante en régimen no saturado, pasa a depender del potencial matricial y será menor que en régimen saturado. De acuerdo con la ley de Poiseuille, el caudal que fluye es proporcional a la cuarta potencia del radio, por lo que los poros de mayor tamaño llenos de agua son los que más contribuirán al flujo. Al ser estos los que primero se vacían al pasar de estado saturado a no saturado, la conductividad hidráulica disminuirá muy deprisa con el contenido de agua.

Ley de Buckingham-Darcy

a)

Buckingham demostró que la ecuación de Darcy también se cumple cuando el suelo no está saturado. La densidad de flujo se expresa en este caso como: q = -K (0) a n y a s

K(9) = conductividad hidráulica no saturada 4*,, = potencia] hidráulico s = dirección considerada V4' I1 = gradiente hidráulico en la dirección del flujo

^ = -K(9)

vt„

Ley de Buckingham-Darcy

Esta ley generaliza el flujo a condiciones de régimen no saturado.

b)

Conductividad hidráulica no saturada

En la zona no saturada la conductividad hidráulica varía no sólo de un suelo a otro, sino que para un mismo suelo es función del contenido de agua. La medida de la conducti­ vidad hidráulica no saturada resulta mucho más difícil de medir con precisión que la satu­ rada, y no existe un método cuya validez sea general para todos los suelos y circunstancias (Dirksen, 1991). 358

Expresando el potencial hidráulico como: H=h+z

en m

La ley de Buckingham-Darcy para flujo en la dirección Z permite escribir: q = densidad de flujo deagua, m3 m2s_l q* = -K(0) dH/dz = -K(9) dh/dz - K(0) h = potencial de presión, que en flujo no saturado corresponde a un potencial negativo, el potencial matricial. La relación existente entre 0 y h hace que K sea una función de h y que, por consi­ guiente, presente histéresis, al igual que la función 0(h), si bien para muchos problemas se suele considerar que el fenómeno de histéresis es despreciable. Las medidas directas de K(9) son difíciles y consumen tiempo (Klute y Dirksen, 1986), por lo que a menudo se estima a partir de ecuaciones empíricas que utilizan la conducti­ vidad hidráulica saturada: Gardner (1958):

K(0)

=

K, exp (a ¥ H)

Gardner y Mayhugh (1958):

K(0)

=

Ks exp [a (T H- 4^)]

a [L~'] = coeficiente empírico relacionado con la textura; frecuentemente 0.01 < a < 0.1 cm 1 *Eh [L] = potencial hidráulico del agua en el suelo 4*A [L] = potencial hidráulico en el punto de entrada de aire; si la matriz del suelo está saturada de agua 4*A- 0 Brooks y Corey (1964):

K (0)/Ks = |4/A/xEH]m

m = coeficiente que depende de la distribución del tamaño de los poros; frecuentemente 3 < m < 11

c)

Difusividad hidráulica

Para resolver más fácilmente la ecuación en derivadas parciales de un flujo en estado no estacionario en un suelo no saturado suele ser conveniente introducir una variable deno­ minada difusividad hidráulica del suelo, definida como:

D = difusividad hidráulica [L2T~'] D = D(0) = K(0)

11

K = conductividad hidráulica [LT"1] T h = potencial hidráulico 0 = contenido de humedad [L3 L~3]

En este caso la densidad de flujo de agua puede expresarse como: a_ d'P» _ Kf0i 34^ x 30 _ n „ 30 q - “ K(0) " ~K(0) “ a F "3s"- “D(0) ”3¡~

359

de donde: AA q = -D(0) -z— = -D(0) V0 ds

Ley de Fick

Esta expresión resulta más fácil de tratar, al ser función de las variaciones del contenido de agua, sin embargo, sólo puede aplicarse a un número mucho más reducido de situa­ ciones. D(0) sólo se ha definido matemáticamente y su valor varía según se trate de un proceso de secado o de humectación.

d)

Sortividad (Philip, 1957)

La sortividad (Kutílek y Nielsen, 1994) expresa la capacidad de un suelo para absor­ ber agua cuando el flujo tiene lugar bajo el efecto de un gradiente de potencial de presión únicamente. Es una propiedad más fácil de medir que K(0) y D(0), con las cuales está rela­ cionada (Dirksen, 1975). La cantidad de agua absorbida es función de la sortividad:

I = cantidad acumulada de agua absorbida, (L3L 2) I = S (0|,0n) VI"

0O= contenido inicial de agua 0, = contenido de agua después de un intervalo de tiempo t S = sortividad, que es función de los contenidos de agua inicial y final [LT-|/2j

Para estimar S se han propuesto diversas formas, revisadas por Parlange (1975) y que la expresa por: S2= f (1 + 0) D d0 Jo que es la expresión más precisa cuando D varía rápidamente con el contenido de humedad 0 (Lockington y et ai, 1988).

3.

Ecuaciones del flujo de agua

3.1. Ecuación de continuidad Los procesos de humectación y de desecación en el suelo tienen lugar de forma que el contenido de agua 9 y el potencial m atricial son función del punto y momento considerados: 9 = 0 (x, y, z, t) 4 7 = 4* (x, y, z, t) Se trata de flujos en estado no estacionario, cuya descripción requiere el correspondiente desarrollo matemático para llegar a establecer la ecuación de continuidad o de conservación. 360

El principio de conservación de la materia permite afirmar que: El agua que entra en un volumen de suelo es igual a la que sale, más la variación de la que se almacena durante el mismo intervalo. Se expresa por medio de la ecuación de continuidad. Para describir el flujo en régimen no permanente o transitorio se considerará un elemento diferencial de volumen: dV = dx dy dz

Siendo: dV = elemento de volumen de suelo dV = dx dy dz dQx = cantidad de agua que entra en el elemento de volumen en la dirección del eje x en dt qx = densidad de flujo: cantidad de agua transferida a través de la superficie, por uni­ dad de área y de tiempo en condiciones isotermas [LT^1] La cantidad de agua que entra por la cara considerada es: dQx= qx dy dz dt La cantidad de agua que sale por la capa opuesta es: dQvKix = qx+dx dy dz dt El total acumulado es: dQxi

= dQ x -

dQx+jx

= (qx - qx+dx) dy dz dt

La función qx+<)xes continua y derivable en el intervalo [x, x + dx], por ello admite desa­ rrollo en serie de Taylor que vendrá dado por: qx+dx = qx Wx + Í9>_ 3x dx+-^9*_ dx2

2¡

+ ...

361

Despreciando los infinitésimos de orden igual o superior a 2, se tendrá: dQxl = —

dx ¿y dz dt

dx

Análogamente dQv, = 3

dy

dx dy dz dt

dq,. dx dy dz dt dz

dQZi =■

Por tanto, para un flujo de agua tridimensional: dflx

dQi = d Q xl + d Q yl + dQzl =

j . _dqv_ + dqz

dx

dy

dx dy dz dt

dz

Por el principio de continuidad, el total acumulado debe ser igual a la variación del con­ tenido de agua en relación al tiempo: 0 = 0 (x, y, z, t) d0 dx dy dz dt = dt d0

ir

dqx dx

dx

dqv dy

dy

dx dy dz dt

dz

dqz dz

Ecuación de continuidad

que se puede escribir en la forma:

= -div q*

3.2. Ecuación general del flujo Se trata en primer lugar el flujo en régimen no saturado y, como caso particular, el flujo saturado en régimen estacionario.

Régimen no saturado: Ecuación de Richards

a)

Substituyendo la ley de Darcy en la ecuación de continuidad se obtiene:

dt

_d_ dx L

k

dx

1

d dy L y d X dy2

_d0_ dt donde: T H= T™ + Vg

= potencial hidráulico

362

+ K,

dy

J

dz2

d dz

K

1 I 9ro

30

dz

Ecuación de Richards

4*™= potencial matricial T g = potencial gravitacional 0 y 4*p están relacionados por la curva característica de humedad K = K(0) por tratarse de un suelo no saturado

El tratamiento matemático y experimental clásico de este tipo de ecuaciones de flujo no saturado se facilitaba transformando las expresiones semejantes a las de difusión y conduc­ ción de calor, para las que se han desarrollado soluciones matemáticas. Para ello resulta útil expresarlas en función de la difusividad:

qx = - K(0) 4 ^ - = - K(0) 3x qy = -D (0)

30

3x

= -D (0 )

36 3x

30 3y

qz = —D(0) — ------K(0) 3z Sustituyendo en la ecuación de continuidad: 920 , 320 . 320 1 . 3K(0) + -------+ -------- + — - —— 3x2 3y2 3z2 J 3z

90

=D(0)

^ 3t

= D(0) V20 + _dK(9) 3z

3t

Vz = operador lapciano

Ecuación general del flujo no saturado

Estas ecuaciones son válidas para suelos de matriz rígida, dejando de serlo para aque­ llos que contienen arcillas expandibles en los que el movimiento del agua respecto a un sis­ tema de coordenadas fijo se ve afectado por el cambio de volumen y de geometría de poros durante la humectación. Estos suelos requieren un tratamiento matemático específico (Yong & Warketin, 1975). La utilización de métodos de cálculo numérico se ha generalizado a partir de los años 80 para el análisis de los procesos de flujo de agua en el suelo (Cap. IS).

b)

Régimen saturado: Ecuación de Laplace

Un caso particular de la ecuación de Richards es el de flujo en suelo saturado, en régi­ men estacionario: 363

3t

luego:

Ecuación de Laplace En un medio isótropo Kx = Ky = Kz = K, la ecuación se puede expresar utilizando el operador laplaciano, V2: V2 4 ^ = 0 Para resolver la ecuación de Richards o la de Laplace deben fijarse las condiciones ini­ ciales y de contorno aplicables en cada caso y utilizar métodos de cálculo numérico: dife­ rencias finitas o bien elementos finitos (Becker et al., 1981; Pinder y Gray, 1977). Las líneas equipotenciales y las de flujo proporcionan información referente al flujo, tales como la distribución de potenciales, descarga y dirección de flujo.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Deducir la expresión que permite calcular la densidad de flujo en un suelo en el que 0S< 1, en el supuesto de flujo unidireccional vertical.

2.

Aplicarla a un flujo en régimen estacionario.

3.

Interpretar la forma que toman las curvas que relacionan la conductividad hidráulica K con el contenido de humedad o el potencial matricial h(cm) para un suelo arcilloso (1) y para un suelo arenoso (2), de acuerdo con los datos de Jury et al., (1991): 103 Conductividad hidráulica Ks cm I r 1

Suelo (1)

Potencial matricial cm

364

- 105

- 103

- 10'

10-7

Respuestas 1.

6S es el índice de saturación o saturación relativa, que al ser inferior a la unidad indica que Vw < Vv, es decir, el suelo no está saturado:

qz =

dz

La necesidad de emplear derivadas parciales se debe a que el potencial hidráulico es T p = ^ (z , t) y al derivar respecto a z se supone que t es constante. Por otro lado, hay que recordar que la ley de Darcy no permite tratar t, lo que obliga a introducir la ecuación de continuidad.

4 'H = 4'™ + z = h + z

qz = -K(9) - f aZ

2.

+ z) = -K(0)

Oz

+ 1 -K(0)

3h + 1 0Z

El estado estacionario se caracteriza por no haber cambios en el contenido de agua, que es independiente del tiempo:

qz = -K(0) 3.

potencial hidráulico.

dh + 1 dz

De la forma de las curvas se deduce: — La función K = K (T™) no es lineal. — El suelo (1) es arcilloso, mientras que el (2) es arenoso. K saturada are­ noso > K saturada arcilloso, por el tamaño de poros, según pone de manifiesto la ley de Poiseuille. — De acuerdo con la curva característica de humedad de uno y otro suelo, los macroporos del arenoso se vacían a potenciales matriciales más altos que los del arcilloso, lo que hace caer su K ( Y £ ) o K (0). A poten­ ciales bajos hay discontinuidad de poros llenos con agua y el arenoso no presenta movimiento del agua retenida por fuerzas de adhesión.

4.

Infiltración

La in filtración designa el proceso de entrada, generalmente vertical, de agua a través de la superficie del suelo, lo que constituye la primera etapa en el movi­ miento del agua en el suelo. Con el agua penetran en el suelo las sustancias que lleve disueltas y en suspensión. Al iniciarse una lluvia, un riego o llegar una corriente de agua sobre un suelo seco, la entrada tendrá lugar en condiciones no saturadas, principalmente bajo la influencia de los gradientes de potencial matricial por diferencias en el contenido de agua y, en menor medida, de la gravedad. El estudio de la infiltración tiene interés en: 365

— Proyectos de regadío: • • • •

Transformaciones en regadío. Selección de equipos de riego. Manejo del agua de riego. Determinación de la pluviometría del riego por aspersión

— Estudios medioambientales: • • • •

Degradación de suelos por erosión hídrica: estudios sobre escorrentía. Determinación del caudal de aguas residuales que es capaz de infiltrar un suelo. Mejora de suelos afectados por salinidad. Estudio del ciclo hidrológico.

La cantidad de agua aportada por una lluvia o por un riego condiciona el proceso, siempre y cuando se cumpla que: P< 1

P = Precipitación I Infiltración acumulada (mm)

En aquellos casos en que la intensidad de la lluvia vaya aumentando, llegará un momento en que el suelo no será capaz de infiltrar toda el agua que recibe: P>1 El exceso de agua formará charcos si el terreno es llano y, si se trata de una ladera, se movilizará a favor de la pendiente, dando lugar a escorrentía superficial. Suponiendo que no haya evaporación ni intercepción por la vegetación, ni encharcamiento en depre­ siones se cumplirá: P= I+ E

E = Escorrentía superficial

En este caso el proceso de infiltración viene controlado por las características del suelo, en especial las de su superficie.

Cabe distinguir los siguientes conceptos: — Infiltración acumulada: cantidad de agua que se ha infiltrado en la unidad de super­ ficie de un suelo a lo largo de un determinado lapso de tiempo. Por ejemplo una lluvia. I = I(t)

Unidades: [L3L~2]

1 mm = 11 m'2

— Velocidad de infiltración: tasa o velocidad a la que el agua entra en el suelo en cada instante. Cantidad de agua infiltrada por unidad de superficie y de tiempo. Dis­ minuye muy rápidamente a lo largo de los primeros momentos del proceso, par­ tiendo de unas condiciones de suelo seco y tiende a estabilizarse asintóticamente a lo largo del tiempo. Se denomina también velocidad de infiltración instantánea.

366

I(t)= Infiltración acum ulada cm

Velocidad de infiltración cm h- '

15

30 r

10

20

5

10 -i--------- 1------- 1-------1----- 1--------- 1--1 2

f ' i( t) d t

Jo

4

6

8

10

12 14

Tiem po h

-j--------- 1-------1------- 1----- 1--------- 1---- ' Tiem po 2 4 6 8 10 12 14 h

— Velocidad de infiltración media: cantidad acumulada de agua infiltrada por unidad de superficie a lo largo del tiempo que ha durado el proceso. ... im = E Q/A Z t =

A = superficie t = tiempo parcial T = tiempo total

— Velocidad de infiltración básica o final: es la velocidad de infiltración que corres­ ponde a un régimen relativamente estabilizado, lo que suele ocurrir al cabo de 3 a 5 horas de iniciado el ensayo. lim i(t) = if

[LT-1]

t —» oo

4.1.

Descripción cualitativa del proceso de infiltración

Partiendo de una situación inicial de suelo seco, por ejemplo 4,¡J' < -2000 kPa, con un perfil homogéneo y con igual contenido de humedad en todos sus puntos, 0„, la entrada de agua provoca la aparición de una zona húmeda en la parte superior, mientras la inferior per­ manece seca. Ambas están separadas de forma más o menos abrupta lo que define el frente de humectación. En la zona húmeda durante la infiltración se pueden diferenciar cuatro partes distintas: — Zona saturada: corresponde a la superficie. El contenido de humedad 0V= 0S siendo el potencial: T = 4^ + dado que 4'™ = 0 La velocidad de infiltración viene condicionada por la conductividad hidráulica. — Zona de transmisión: debajo de la anterior. Régimen no saturado, si bien 0Vestá muy próximo a la saturación, bastante uniforme en toda ella. El potencial: 4* = 4*g dado que 4*™—0 — Zona de humectación: el contenido de humedad decrece bruscamente hasta que se alcanza 0V= 0O — Frente de humectación. 367

El perfil hídrico resultante se debe al potencial hidráulico: ¥ H= T p + T g que caracte­ riza el estado energético del agua en los distintos puntos del sistema. C ontenido inicial

T

Entrada de agua por infiltración

T

T

Saturación

T

C ontenido de agua zona de saturación zona de transición

ii

zona de transmisión

frente de humectación en el instante t2

Estado inicial del perfil hídrico

4.2.

Perfil hídrico a lo largo del proceso

Factores de control de la infiltración

La infiltración viene condicionada por: — Características de la lluvia o del riego por aspersión: intensidad, tamaño de las gotas, energía cinética de la lluvia. — Características del suelo: Estado de la superficie: rugosidad, sellado, cncostramiento, pedregosidad, etc. Una buena estructura del epipedión mejora la infiltración. Existencia de grietas en suelos con arcillas expandióles. Granulometría: los suelos arenosos tienen una velocidad de infiltración más alta. Conductividad hidráulica de los distintos horizontes. Capacidad de almacenamiento de agua. Contenido inicial de humedad. Sal inidad-sodicidad. Suelos hidrófobos. Cubierta vegetal. Cubiertas artificiales. — Características de calidad del agua: Contenido salino. Partículas en suspensión. Temperatura. Sodicidad. 368

— Características del medio: Pendiente. Vegetación. — Factores ¡nterferentes: Aire atrapado, laboreo reciente. Pisoteo: compacta la superficie del suelo, con lo que disminuye la velocidad de infiltración, especialmente en suelos arcillosos y arcilio-arenosos. Por ella se reco­ mienda que en los campos de deportes se utilice un material arenoso con menos de un 8% de arcilla, Trial: compacta el terreno y hace disminuir la velocidad de infiltracción aumentando el riesgo de erosión.

El impacto de las gotas de lluvia sobre agregados de baja estabilidad produce un efecto salpicadura (Cap. 23). La delicuescencia y desintegración de los agregados lleva asociada una colmatación de los huecos en una capa superficial de unos 2-5 mm de espesor. Se pro­ duce un sellado del suelo que al secarse da lugar a una costra superficial de apelmaza­ miento (Cap. 11), que hace disminuir la infiltración. Para interpretar el comportamiento hidráulico de una costra superficial hay que recurrir a su estudio en lámina delgada a partir de muestras inalteradas (Cap. 4). Se caracteriza por presentar un modelo de huecos cavitarios, no comunicantes, lo que permite explicar su ine­ ficacia para la transferencia de agua. La densidad aparente de la costra es más elevada que la del material subyacente, como resultado del relleno de huecos por material fino proce­ dente de la disgregación de los agregados. Su conductividad hidráulica también es menor hasta unas 2000 veces, por ello y como consecuencia del sellado y de la formación de cos­ tra superficial el comportamiento hidrológico del suelo cambia de forma muy importante, como se pone de manifiesto con las siguientes curvas:

Velocidad de infiltración cm h '1

3,0 r

2,0

Sin sellado

1,0

Con sellado Tiem po h 2

3

4

5

6

7

369

En los suelos con tendencia al sellado habrá que tener muy en cuenta este hecho en las interpretaciones, para no sobreestimar la velocidad de infiltración a partir de los valores de las medidas con métodos que no reflejen procesos de sellado en condiciones naturales (Cap. 11).

ESTUDIO DE CASOS El análisis del proceso de infiltración en campo en un área con lluvias de inten­ sidad I, = 30 mm h~1; l2 = 40 mm h-1; l3 = 50 mm h~1, permite observar que el suministro de agua controla la infiltración en los dos primeros casos, mientras que no ocurre así en el tercero, partiendo en todos ellos de unas condiciones iniciales de suelo seco. 1. Explicar el proceso y acotar la velocidad de infiltración. 2. Indicar qué implicaciones tienen las lluvias con l3. 3. Interpretar los tres modelos de curvas de la velocidad de infiltración en fun­ ción del tiempo, qué se indican en la figura.

370

Respuestas 1.

En los dos primeros casos el régimen de lluvia hace que el aporte sea infe­ rior a la infiltración. La velocidad de infiltración se halla acotada entre l2 e l3.

2.

Las lluvias con l3: P = I + E al ser P > I implica que E * o (escorrentía) por consiguiente hay riesgo de erosión.

3.

a = suelo uniforme o con mayor humedad inicial que el b. b = suelo con un horizonte superficial muy poroso. c = suelo con sello superficial.

En todos los casos, partiendo de una situación inicial de suelo seco, la veloci­ dad de infiltración inicial es elevada ya que el agua penetra rápidamente por efecto de la alta sortividad llenando el máximo de poros interconectados. Poste­ riormente al alcanzarse la condición de saturaciión, la velocidad de infiltración se hace constante (V y H = 1, K = Ks, lim i = Ks). t —» oo

Al efecto saturación puede sumarse al efecto sellado (menor Ks).

4.3. Modelos y ecuaciones de la infiltración En el estudio de la infiltración se han seguido diversos enfoques según que se basen:

— En la ecuación de Darcy: Ecuación de infiltración del tipo Green-Ampt — En las ecuaciones de la difusión Ecuación de infiltración de Philip

Las ecuaciones de la infiltración se han desarrollado para flujo horizontal y para flujo vertical.

a)

Ecuación de la infiltración para flujo horizontal. Transformación de Boltzman

La infiltración horizontal en una columna de suelo se denomina absorción. Omi­ tiendo la fuerza de la gravedad, teniendo en cuenta la ecuación de Darcy en régimen no saturado, la ley de Fick y la ecuación de continuidad, se puede escribir para un flujo uni­ direccional: 371

qx= - K ( 0 ) ^ = - D ( 0 ) ^ dx dx _30_

__dq* dx

dt 30

_3_

IT

dx

D(0)

30 dx

Las condiciones iniciales y de con­ torno iniciales son: 0 = 0¡ para x > 0 y t = 0 0 = 0¡ para x— y t > 0 0 = 0, para x = 0 y t > 0 Esta ecuación puede transformarse en una ecuación diferencial ordinaria realizando un cambio de variables que introduzca la variable X, definida mediante: X = x r 1/2 lo que se conoce como transformación de Boltzman. Se cumple: 3X dx

1 — = ------- — x f 3/2 = Xr-i dt 2 2

= \rm

de donde, suponiendo que la difusividad sea constante: x 2

, .

p 30 / dX

d0 ~dk

las condiciones iniciales y de contorno transformadas son: 0 = 0i 0 = 0O

para X¡ —» °° para X¡ = 0

Integrando queda (Koorevaar et al., 1983): 0 (x, t) = 0¡ + (0O- 0¡) erfc í — — .2 VDt erfc = función de error complementario La infiltración acumulada en el tiempo t viene dada por: I(t) = f ' xd0 = f ' Xd0 t m = S 1/2 J% % siendo: S = sortividad I(t) = cantidad acumulada de agua infiltrada en un tiempo t S = S (0O, 0 1, suelo) La velocidad infiltración o infiltración instantánea i = dl/dT = 1/2 S r l/2

372

b)

Ecuación de la infiltración para flujo vertical

En un proceso de infiltración vertical actúa el potencial gravitacional. El estudio puede abordarse por medio de modelos empíricos y de modelos mecanicistas (Jury et al., 1991). b.1)

Modelos empíricos

Se basan en una descripción analítica del proceso a partir de datos empíricos de campo. Proporcionan soluciones aproximadas, cuya validez depende de las hipóte­ sis de partida y del nivel de cumplimiento de las mismas en cada caso concreto.

— Ecuación de Kostiakov. De acuerdo con este autor, la infiltración acumulada se expresa por: I(t) = y t“

I(t) = infiltración acumulada en el tiempo t

a , y = parámetros a determinar con los datos de campo, dependen del tipo de suelo y varían con el tiempo. La infiltración instantánea: i(t) = dl/dt

i(t) = a y ta_1

Las condiciones iniciales y de contorno t=0

a = 1/2

t

a =1

°°

el autor limita el uso a t <

que seaplicancon elinfiltrómetro son:

y= S y = K(0S) = Ks (yfKs)lla K* =conductividad hidráulica a saturación.

La velocidad de infiltración media será: ¡m = I(t)/t = Y t<“ ~l>

— Ecuación de Horton. Considera que la disminución de la velocidad de infiltración con el tiempo es de tipo exponencial: i(t) = if + (i0 - if) exp (~P t) i0 = velocidad de infiltración inicial, con t = 0 if = velocidad de infiltración final (3 a 5 horas) = Ks (3 = parámetro a determinar experimentalmente, expresa la tasa de disminución de la infiltración.

I(t) = irt+ -íü jp -[l-e x p (-p t)]

b.2)

Modelos mecanicistas

Los modelos mecanicistas consisten en resolver la ecuación de flujo de agua para obtener una expresión para la velocidad de infiltración. 373

La teoría de la infiltración ha sido estudiada de forma comprehensiva por Phi­ lip (1969), trabajo clásico al que se remite para profundizar en el tema. El flujo de infiltración cumple la ley de Darcy en régimen no saturado: 30

3

3t "

3z l( t) “ 3z [K W

.

3

A

34*

3

3z ]

3z

3h i

3

[KWir] +ir K(0)

4* = 'P™ + Tg = h+z o bien en función de la difusividad, D(0), de gran importancia en régimen no saturado: 30

3

/

i r =3 ¡ r (

3

30 \ ( >~ t e )

+■

K(0)

Philip (1969) expone un método para resolver estas ecuaciones con determ ina­ das condiciones de contorno.

— Modelo de infiltración de Philip (1969): Para la infiltración horizontal i = velocidad de infiltración horizontal. i = 1/2 S r 1/2

S = S (0 o,0 j) = sortividad. Se determina experimen­ talmente. Se expresa en LT~I/2

90 = contenido inicial de agua. 0¡ = condición de contorno (contenido después de un intervalo t). I = S t1/2

I = infiltración horizontal acumulada, cuya expre­ sión indica que el frente de humectación avanza a razón de la raíz cuadrada del tiempo.

Para la infiltración vertical La solución de la ecuación de flujo permite extrapolar los resultados de la velocidad de infiltración vertical en estado estacionario, en condiciones isotermas, en un suelo homo­ géneo. Es un modelo que se suele utilizar. La solución viene dada por la serie de poten­ cias de t1/2: I = St1/2+ A ,t + A 2t3/2+ ... la aproximación con los dos primeros términos: I = S t1/2 -t- At

I = infiltración acumulada A = constante que depende de las propiedades del suelo =KS

i = 1/2 S f l/2 + A

i = velocidad de infiltración vertical, válida para los prime­ ros estadios del proceso de infiltración.

374

S = S„( 1 - 0i/0o) = sortividad S0 = sortividad estándar. A y S se determinan a partir de los datos experimentales. — Modelo de infiltración de Green & Ampt (1911). Es un modelo sencillo útil, que tiene la ventaja de que conduce a ecuaciones que pueden resolverse analíticamente, tanto para flujo horizontal como vertical. Se basa en las siguientes hipótesis: — El suelo es homogéneo con respecto a la retención de agua y a la conductividad hidráulica. — El suelo está inicialmente seco con igual contenido de agua, 0O. — El frente de humectación es neto y medible. Se pasa de una zona con 0S. y K* a una zona con un contenido de humedad igual al inicial, 0O. Estas hipótesis reducen el ámbito de aplicación del modelo a suelos de textura gruesa. En este caso los resultados son suficientemente aproximados. I (t) = - K s i (t) = —Ks t + £

5.

£ = constante a determinar experimentalmente.

Redistribución

La infiltración del agua de lluvia o de riego hace posible que una cierta canti­ dad de agua penetre en el suelo. Para que esté a disposición de las raíces se requiere que haya agua en el lugar adecuado y que las raíces puedan absorberla. Esto es posible debido a que al cesar la infiltración de agua en un suelo seco, el movimiento no cesa inmediatamente, sino que tiene lugar una redistribución del agua hasta que el potencial hidráulico sea uniforme en el suelo. El proceso es complicado debido a que al haber absorción y desorción apare­ cen fenómenos de histéresis, que resultan difíciles de evaluar, a lo que se añade la incidencia de la evaporación y de la absorción radicular. Al cesar la infiltración, el flujo de agua en la superficie del suelo disminuye hasta cero e incluso puede alcan­ zar valores negativos si hay evaporación. El agua que se halla por encima del frente de humectación, al cesar la infiltración, drenará por efecto de la acción de la gravedad. A medida que va disminuyendo el gradiente de potencial hidráulico, dis­ minuye el flujo de redistribución, ya que además la conductividad hidráulica irá siendo menor a medida que el suelo se va secando. La redistribución tiene lugar más deprisa en un suelo arenoso que en un arci­ lloso al ser la K(0) mayor en el primero para contenidos altos de agua. El equilibrio no llega a alcanzarse, a no ser que haya una capa freática, ya que la gravedad no hace posible que se alcance un estado de equilibrio. Por ello, el con­ cepto de «capacidad de campo» no tiene una base teórica firme (Koorevaar et al., 375

1983). Su significación práctica se debe a ser despreciable el flujo descendente (dre­ naje) al cabo de uno o dos días, dependiendo de las características del suelo. La intensidad y la duración de los flujos de redistribución son los que determ i­ nan la capacidad de retención de agua a disposición de las plantas en un suelo, en un instante y a una profundidad determinada, es decir, el almacenamiento de agua en cada momento. Durante las etapas tardías de redistribución, la evaporación a partir de la superficie del suelo provoca el m ovimiento del agua del suelo en fase líquida y de vapor, lo que supone una complicación adicional (Nielsen et al., 1972).

ESTUDIO DE CASOS Al estudiar la influencia de la conductividad hidráulica en la infiltración, en tres suelos homogéneos, uno arenoso, uno franco y otro arcilloso, todos ellos ini­ cialmente a una humedad correspondiente a V™ = -3 3 kPa, se obtienen las curvas (Hillel, 1977) que se incluyen. Discutir la forma en que se va distribuyendo el agua en el suelo mientras dura un proceso de infiltración, según se trate de un suelo de perfil uniforme are­ noso, franco o arcilloso, tal como se muestra en los siguientes perfiles hídricos.

Respuestas

0

Contenido de agua

20 0, 6

.......... i

> 1 o horas ^

i

1

-

-

-

-

-

-

40

0 0 c 60

(0 LL

80

/

100 120

......... L_ -

.j..

10 / 12 — 1-------- 1 t-

—_

Se observa que en las condiciones iniciales se cumple:

0a > 0p > 0Ar como se corresponde a la diferente superficie específica de los tres suelos. En relación a la cantidad de agua necesaria para alcanzar el correspondiente valor de saturación 0S: (®s —9 33)3 < (0S —033)f < (9S - ®33)Ar

Las velocidades de avance de los respectivos frentes de humectación evidencian que: VAr > VF > Va El frente de humectación es más neto en el suelo arenoso y más gradual en el arcilloso.

376

6.

Determinación de las propiedades hidráulicas del suelo

Las características hidráulicas de un suelo saturado son marcadamente distin­ tas a las de un suelo no saturado. El primero transmite agua a una velocidad de flujo mucho mayor que el segundo, por ello los métodos de medida deben ser dife­ rentes en uno y otro caso. Las medidas pueden llevarse a cabo en laboratorio y en campo. En cualquier caso es preferible realizar medidas, al cálculo utilizando ecuaciones y modelos mayormente empíricos. Las propiedades hidráulicas del suelo son descritas en obras ya clásicas, como las de Klute et al. (1986), Ghildyal y Tripathi (1986), Jury et a i (1991), Smith y Mullins (1991), entre otras. Cabe destacar que, a lo largo de la década de los años noventa ha habido aportaciones importantes e innovadoras en este campo, como las de Clarke et al. (1992), Kutílek y Nielsen (1994); Mathieu y Pieltain (1998), entre otras.

6.1. Medida de la conductividad hidráulica saturada En la determinación de la conductividad hidráulica saturada se deben tomar en consideración los siguientes aspectos:

— Finalidad para la cual se van a llevar a cabo las medidas. — Unidades cartográficas de suelos (Cap. 21) existentes en la zona, para realizar los ensayos de K en cada una de ellas o en las más representativas, con el número de repeticiones recomendado en cada caso. — Morfología del perfil y profundidad a que debe realizarse cada ensayo. — Interés en determinar el flujo vertical y el horizontal en cada caso. — Accesibilidad o no a la capa freática, ya que ello determina el método a utilizar.

a)

Ensayos de laboratorio

La medida de la conductividad hidráulica en laboratorio se basa en la toma de m uestras en cam po, generalm ente de forma que conserven su estructura ori­ ginaria, lo cual es muy difícil de lograr en la práctica. Se monta una columna, de forma que las paredes laterales sean im perm eables y se pueda hacer circular agua en sen tid o v ertical. Se m ide el volum en p ercolado al cabo de cierto tiempo. Este dispositivo se conoce com o perm eám etro, del que existen distin­ tos tipos: 377

— Permeámetro de carga constante Idéntico al dispositivo utilizado por Darcy. La muestra de suelo, inalterada o tamizada a 2 mm, se coloca sobre una base permeable, se satura y se hace percolar agua mante­ niendo el nivel constante durante el ensayo. La columna de tierra tiene una altura L, excluida la capa de gravilla (0 > 3 mm) que se suele colocar sobre la base permeable.

Tomando como referencia la base de la columna de suelo, el potencial hidráulico en la base y en la parte superior de la columna será: T h(M) = 'Pp(M) + ^ ( M ) = a + L = H H

H = altura de la columna de agua, desde la base permeable (límite inferior) hasta la superficie libre del agua.

'Hh(N) = 'Pp(N) + 4>Z(N) = 0 A»?,, =H

Az = L

Aplicando la ley de Darcy V = -K s

AV

— At

QL Ks = ----- —

V = volumen percolado en un intervalo t, general­ mente 1 hora. A = sección de la muestra de suelo perpendicular a la dirección del flujo (sec­ ción interior del tubo). t = tiempo. Q = V/t

Ejemplo: Se compara el comportamiento de tres suelos estructura

textura Percolación ram h'1

granular simple

granular compuesta

granular compuesta

arenosa pm

limosa

arcillosa

250

50

40

90

140

475

1110

>2000

—> 378

— Permeámetro de carga variable

En muestras con una baja conductividad hidráulica, se añade agua a la superficie de la muestra una sola vez, y se van midiendo los cambios en el nivel del agua a lo largo del tiempo. Un tubo de menor sección facilita la lectura del nivel.

-A ’dh = A Ks — dt 1— /

A’ = sección del tubo de lectura A A = sección del permeámetro h0, t(l = condiciones iniciales h¡, t¡ = condiciones en el instante i -dh = caída del nivel de agua en el tubo de lectura con sección A’

Ks — dt = flujo de agua a través del ^ suelo con sección A en el intervalo de tiempo dt.

A

fhi dh Ks f!i , — = -A — I dt *'ho h L Jto

Ks =

A’ L ln (h,/t¡) A (t¡ - to)

379

— Permeámetro de momento variable (Youngs, 1991) En este método el agua se infiltra horizontalmente al aplicar un potencial de presión positivo a la columna. — Conductividad hidráulica del sello superficial (Pía, 1985) En este método se determinan los cambios en la conductividad hidráulica saturada de una muestra disgregada de suelo a medida que se forma un sello con la aplicación controlada de lluvia simulada (Cap. 11). Dado que los métodos de laboratorio presentan una baja correlación con los re­ sultados de métodos de campo, se suele preferir este segundo tipo de ensayos. No obstante, habrá que tener en cuenta que se trata de medidas puntuales, y que sus errores sistem áticos pueden ser del orden de un 10-20 % y que la variabilidad espacial dentro de una misma unidad cartográfica puede llegar a ser superior al 100 %, principalm ente en los ensayos que afectan a los primeros 50 cm (Landon, 1984). Por ello se recom ienda realizar tres o cuatro repeticiones por punto. Para elegir un método u otro debe tenerse en cuenta que el ámbito de aplicación sea lo más próximo posible a las condiciones en que vayan a ser utilizados los valores de los parámetros medidos.

b)

Métodos de campo

b.1. Medida de la conductividad hidráulica debajo de la capa freática b.1.1.

Método Auger-Hoie

Las medidas de la conductividad hidráulica en campo, por debajo de la capa freática, corresponden mayorm ente al flujo de agua en sentido horizontal, perpen­ dicular a las paredes del sondeo. El m étodo se basa en la relación establecida entre la curva de ascenso de agua en un sondeo y la conductividad hidráulica (Diserens, 1934; Hooghout, 1936; van Beers, 1970). La forma de proceder es la siguiente:

• Con una barrena de 8 a 10 cm de diámetro se practica un agujerocilindrico(pozo cuyo fondo debe hallarse debajo del nivel de la capa freática. • Antes de iniciar las medidas debe esperarse a que se estabilice el nivel de la capa freá­ tica, para poder determinar su profundidad. • Se achica el agua del agujero para crear una depresión inicial: yQ • Se realizan sucesivas medidas del nivel delagua mientras vuelve al nivel de equili­ brio. Se suelen realizar de diez a quince medidas, hasta una cota final: y„. Las medidas deben finalizarse antes de que el 25 % del volumen de agua achicada haya sido susti­ tuido por la entrada de agua (van Beers, 1970). En suelos arenosos o en aquellos con elevado porcentaje de elementos gruesos no resulta aplicable este método.

380

• La conductividad hidráulica se calcula utilizando la expresión: dy C = factor que depende del radio del sondeo y de la ^ = profundidad a una capa impermeable Se han propuesto diversas expresiones para el cálculo del factor C, tales como la de Hooghoudt, Emst, entre otras (van Beers, 1970):

K. = conductividad hidráulica saturada

4000 r Ay K.S = —r:----------------------- — —

/JL + 20^) \(2__— 'l y ^ y r j-j )

H = profundidad del sondeo por debajo del nivel de la capa freática . r = radio del sondeo y = distancia entre el nivel de la capa freática y el nivel de agua en el sondeo en un momento dado J = profundidad a la capa impermeable, con­ tada desde la base del sondeo

Esta expresión, así como las correspondientes a otros supuestos (J = 0, por ejemplo), se puede calcular con ordenador, si bien se han desarrollado en forma de gráfico. Para un son­ deo de 4 cm de radio y con J > 0,5 H, el gráfico es:

MEDIDA DE LA CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA DENTRO DE LA CAPA FREÁTICA

f = 4 cm J > 0.5 H

<3

<1

TL 8

1 T a

2 The Auger - Ho/e Method W. F. J. VAN BEERS

>4hotas 381

b .1 .2.

M étodo del piezóm etro

E ste m étodo d eterm in a la co n ductividad h id ráu lica en suelos saturados mediante la entrada limitada de agua. La superficie de entrada suele ser una cavi­ dad en la base del tubo piezom étrico (Cap. 12), quedando revestido de forma impermeable el resto del agujero. La manera de proceder es la siguiente:

• Se instala un tubo piezométrico (Cap. 12) de forma que deje una cavidad en la base sin tubo.

Tubo piezómetro /■

• Se espera para que se estabilice el nivel de la capa freática en el tubo y se pueda empezar a realizar las lecturas.

Nivel freático

• Se bombea un caudal (Q) que se regula hasta conseguir que el des­ nivel (H) permanezca constante en el tiempo. • La conductividad hidráulica viene dada por: Q K=m— H

Cavidad

El coeficiente m tiene dimensiones [L_l] y se determina:

L_____

2r Capa impermeable

p araO < — < 10 2r

m= 4 Jt r

ln L 2r para — > 1 2r

382

+

m= 2 7t L

i

Este método permite medir la conductividad hidráulica en suelos con capas, al poder localizar la zona de entrada de agua.

b.1.3.

Método de los dos pozos

En este m étodo se practican dos sondeos de igual profundidad por debajo de la capa freática. Se bombea agua de uno de ellos hacia el otro a caudal constante, de forma que en el prim ero bajará el nivel y en el segundo aum entará. En suelos uniformes la depresión en uno de los pozos será igual a la elevación en el otro.

b.1.4.

Ensayos por bombeo en pozos de grandes dimensiones

Este tipo de ensayos permite realizar medidas en zonas extensas (Kruseman & Ridder, 1986).

b.2.

b.2.1.

Medida de la conductividad hidráulica encima de la capa freática (zona no saturada) Método Auger-Hole invertido

En lugar de bom bear el agua del sondeo (M étodo Auger-Hole), se vierte agua en él de manera que se m antenga un nivel constante (frasco de M ariotte) hasta alcanzar flujo cuasi estacionario, lo que generalm ente sucede a los 15-30 min. El caudal de flujo estacionario junto con la altura constante del agua sobre el fondo del sondeo y el radio de éste se utilizan para calcular Kv

b.2.2.

Método de infiltración

Se puede utilizar para medir Ks del suelo en su conjunto, o preferiblemente en cada uno de sus horizontes abiertos en forma escalonada. Se basa en que:

lim i(t) = Ks t —>o°

Cuando no se utilice doble cilindro, habrá que hacer correcciones para flujo lateral, utilizando cilindros de diferentes diámetros. La necesidad de llegar a una m ejor com prensión y predicción del movimiento y retención del agua, aire, agroquím icos, nutrientes, contam inantes y sólidos en el suelo ha llevado a desarrollar y com ercializar métodos y equipos de medida de las propiedades hidráulicas del suelo (M athieu y Pieltain, 1998). Cabe destacar los siguientes: 383

b.2.3.

Permeametro de Guelph (Reynolds et al. 1985)

Mide la conductividad hidráulica «in situ», la conductividad hidráulica y el potencial del agua del suelo. Es un permeámetro de carga constante, mantenida por medio de un frasco de Mariotte, que permite medir la velocidad del flujo de agua en un son­ deo y en el suelo no saturado circundante. La descripción y método de cálculo puede consultarse en Mathieu y Pieltain (1998) y una discusión extensa en Elrick y Rey­ nolds (1992). Ámbito de aplicación: suelos sin capa freática. El volumen de suelo afectado por la medida es muy pequeño. El intervalo de trabajo con los equipos disponibles en el mercado va de 10"* a 10~8 ms~'. b.2.4.

Permeámetro de disco (Perroux y White, 1988)

Este equipo se conoce también como infiltrómetro de multidisco (Mathieu y Pieltain, 1998); infiltrómetro de tensión (Wang el al., 1998). Mide la conductividad hidráulica satu­ rada y cerca de saturación, incluyendo o no los macroporos. Permite hacer interpretaciones y aproximaciones de parámetros tales como sortividad, S; la difusividad, D (0); la longitud de la capilaridad macroscópica, tamaño de poro representativo, y la contribución de las vías de flujo preferencial en la infiltración (White et al., 1992). Tubo capilar de Tubo para rellenar Resulta adecuado para estudios de entrada de aire variabilidad espacial del suelo. Se Depósito lateral de basa en la ecuación de Wooding despresurización (1968). El flujo estabilizado, q, Tubo viene dado por la expresión: comunicación de los dos depósitos

¿npm q = K(h0) + — B2 7t r siendo: K(h0) = conductividad hidráulica saturada o cerca de saturación a carga constante negativa, h0 Tp = potencial matricial 27tr = radio del disco empleado

384

Realizando dos ensayos sucesivos en un mismo suelo con discos de distinto diámetro se pueden corregir los efectos del flujo lateral para calcular K(h0) en sentido vertical y 'PjJ1. Requiere una preparación cuidadosa de la superficie del suelo en contacto con el disco. Es un método reciente que parece llamado a un uso generalizado, ya que consume poca agua y es cómodo de instalar. Wang etal. (1998) han estudiado la influencia del diámetro de los discos sobre la estimación de los parámetros, indicando que la variabilidad espa­ cial del suelo y los macroporos pueden tener mayor efecto que el derivado del tamaño del disco. Esto hace que se requieran muchas repeticiones al realizar las medidas. Ambito de aplicación: análogo al de doble anillo. Perturba menos el suelo. El intervalo de utilización se extiende de 10"4 a IO 7 m s_l.

b.2.5.

Infiltrómetro de aspersión (Dirksen y Matula, 1994)

A través de aspersores de gran precisión se aplican láminas de agua (L3L~2) por unidad de tiempo inferiores a la Ks del suelo, a diferentes niveles crecientes. Para cada nivel se deberá esperar hasta alcanzar la condición de flujo estacionario (dh/dt = 0; d0/dt = 0), lo que se comprueba con tensiómetros para h o con sensores de humedad, tales como el TDR, para 0, colocados a varias profundidades en el perfil. Durante la determinación, que generalmente requiere de mucho tiempo (10 a 30 días) habrá que proteger la superficie del suelo del efecto de sellado por impacto de gotas y de las pérdidas por evaporación.

b.2.6.

Método del perfil instantáneo (KutMek y Nielsen, 1994)

Después de haber inundado una parcela inicialmente seca, la infiltración del agua y su redistribución se realizan medidas simultáneas y frecuentes de h y 0, con tensiómetros y sensores de humedad, tales como el TDR, a diferentes profundidades, ya sea a interva­ los constantes o bien coincidiendo con los distintos horizontes del suelo. La frecuencia de lecturas, inicialmente cada 5 a 10 min se prolonga posteriormente a un día o más. Para evitar pérdidas por evaporación se cubre la parcela con un material plástico.

A quellos m étodos muy engorrosos de llevar a la práctica, tales com o el método Vergiére (Bourrier, 1965), o aquellos cuyas bases científicas eran difíciles de manejar, com o el método Porchet, en el que además la cara de agua varía a lo largo del tiempo en que se realizan las medidas, son métodos que han caido en desuso (M athieu y Pieltain, 1998).

c)

Interpretación de la conductividad hidráulica saturada

Partiendo de ensayos de campo, realizados con repeticiones en cada punto, la interpretación de los resultados deberá realizarse con cuidado, ya que tiene implicaciones sobre los cálculos del balance hídrico, así como sobre el diseño de una red de drenaje y, por ello, efectos económicos directos. Dependiendo de los condicionantes de cada escenario, de si la agricultura es de secano (de temporal) o 385

de regadío, del clima, cultivo, sistema de cultivo, la interpretación podrá ser dis­ tinta, debiendo tener en cuenta, además, tanto criterios económicos com o sociales. Suelos con el mismo valor de conductividad hidráulica, en unos casos podrán con­ siderarse drenables, mientras que en otros no, debiendo ser excluidos de un pro­ yecto en este último caso. Teniendo en cuenta estas consideraciones, pueden utilizarse como una primera información los criterios propuestos por diversos autores:

Conductividad hidráulica ms"1

Interpretación

Kutílek&Nielsen, 1994

<0,23 • 10-* 0,23- 10"* - 5,8 • 10"* 5,8- 10-*- 1,6- 10"5 1,6- 10'5 - 2.2 ■10'5

< 10'7 o C/i

0 1

muy baja baja media media-alta

T o i •y, O

2,2 ■10' 5 - 3,5 • lO"4 >3,5 • 10"4

O i b

FAO,1963

alta

> ÍO^1

excesiva

Estas clasificaciones, com o se ha indicado, pueden resultar problem áticas (K utílek y N ielsen, 1994). Los condicionantes económ icos variarán de unas zonas a otras. De form a orientativa pueden utilizarse com o base los siguientes criterios:

< 0,1 m día drenes demasiado juntos; el drenaje resultará antieconómico por lo que hay que recurrir a otro tipo de mejoras, como subsolado. 0,1 a 1,0 m día'1: zona crítica, ajustar con el estudio económico. > 1,0 m día'1: drenaje rápido.

Como valores orientativos de Ks para suelos de diferentes texturas y estructu­ ras pueden citarse: 10 mm d ía '1 en los de textura fina; 10 a 1000 mm día-1 para suelos con buena estructura y m ayor de 1000 mm d ía '1 para suelos de textura gruesa (Youngs, 1991). Las gravas tienen un Ks entre 1 0 '1 y 10 ms"1, mientras que una arcilla com pacta de 1 0 'Ma 10”9 ms"1. Se puede realizar una interpretación de los valores de Ks con otro enfoque, consistente en tom ar en consideración las variaciones de la conductividad hidráu­ lica dentro del perfil de un suelo. Los suelos se pueden agrupar en ocho clases (Kutílek y Nielsen, 1994; Pía, 1998): 386

1. Ks no cambia sustancialmente en el perfil. 2. K del epipedión es sustancialmente mayor que en los restantes horizontes y nin­ guno de ellos tiene una Ks extremadamente baja. 3. Ks decrece gradualmente con la profundidad sin valores máximo y mínimo. 4. Ks presenta un valor mínimo en el endopedión iluvial o en una capa compacta inme­ diatamente debajo de la capa labrada. 5. Suelo de permeabilidad alta con un desarrollo perteneciente a una de las cuatro pri­ meras clases que cubre un suelo subyacente de muy baja permeabilidad. 6. Suelo de muy baja permeabilidad con un desarrollo perteneciente a una de las cuatro primeras clases que cubre un suelo subyacente de muy alta permeabilidad. 7. Ks cambia erráticamente dentro del perfil y presentando la máxima heterogeneidad en el sustrato del suelo. 8. Suelos que con el uso y manejo desarrollan una baja permeabilidad superficial, por degradación de la estructura, sellado; o en capas compactas a baja profundidad (Pía, 1998).

6.2. a)

Medida de la velocidad de infiltración

Principales métodos

La determinación de la velocidad de infiltración se realiza en campo, debiendo trabajar en unas condiciones lo m ás sem ejantes posible a las que se quiere caracterizar: el mismo sistema de aporte de agua o de riego, igual calidad de agua y semejante contenido de humedad inicial (Slater, 1957). Los principales métodos utilizados para medir la velocidad de infiltración son: — Infiltrómetro de doble anillo: Método de Miintz (Mathieu y Pieltain, 1998) Es uno de los métodos más clásicos y usuales, si bien consume mucha agua en suelos muy permeables y mucho tiempo en suelos poco permeables. Consiste en dos cilindros concéntricos, uno exterior de guarda de 32 cm de diámetro, y uno de medida de unos 11 cm de diámetro; ambos de 12 cm de altura y con el borde inferior biselado. Se clavan en el suelo, si es necesario prehumectado para facilitar la colocación de los anillos, y en cualquier caso evitando alterar el estado de la superficie del suelo. El dispositivo permite mantener una lámina de agua a nivel constante sobre una superfi­ cie de extensión conocida. Anillo m etálico

AQ = agua infiltrada

/ //

AQ AAt

\

At = intervalo de tiempo A = superficie

387

Se requiere un dispositivo para mantener casi constante la carga de agua (frasco de Mariotte u otro), especialmente cuando se está cerca de alcanzar una i(t) mínima, equi­ valente a Ks. Ámbito de aplicación: para determinar la velocidad de infiltración en estudios para riego por gravedad, en los que la lámina de agua siempre está presente. En suelos pedregosos resulta difícil clavar los cilindros. Para tener en cuenta la variabi­ lidad espacial del suelo las medidas deben realizarse por triplicado en emplazamientos distantes menos de 10 m y, a ser posible, cerca de una calicata descrita, para poder dis­ poner de información detallada acerca del suelo. Para la interpretación de los resultados es conveniente hacer un muestreo para humedad a diferentes profundidades antes y des­ pués del ensayo.

— Infiltrómetro simulador de lluvia Un dispositivo produce gotas de lluvia simulada, que caen dentro de una miniparcela de superficie delimitada de 0,1 a 1 m2. La medida incluye el posible efecto de sellado, deri­ vado del impacto de las gotas. Permite estudiar la infiltración y la escorrentía superfi­ cial, en condiciones muy próximas a las naturales. Existen dos tipos de simuladores de lluvia con ventajas e inconvenientes: • Simulador de gotero: con gotas de igual diámetro y velocidad inicial cero Entrada de agua

388

Ámbito de aplicación: en estudios de infiltración de agua de lluvia en agricultura de secano, en estudios de erosión o para riego por aspersión, pivots u otros en los que interese tener en cuenta los cambios en ¡(t) derivados del estado de la superficie del suelo, en especial sellado, inducidos por el impacto (energía cinética) de las gotas de agua de lluvia o riego. • Simulador de aspersión: con gotas de diferentes diámetros y velocidad inicial apreciable. — Infiltración en surco Se debe abrir un surco de sección regular conocida, al igual que su longitud. Se riega el surco. Se calculan los flujos que se infiltran a lo largo del tiempo o bien los que deben aportarse para mantener el nivel constante. Este método tiene interés en proyectos de transformación en regadío en que vaya a utilizarse el riego por surcos. Requiere un volumen grande de agua. — Infiltrómetro/Permeómetro de disco (Perroux y White, 1988) Se ha descrito anteriormente.

Para tom ar datos en campo con el infiltrómetro de tensión se puede utilizar el modelo preparado por Acuña (2003). Datos del Infiltrómetro de tensión Lugar de muestreo:

Fecha de Muestreo:

Muestreadores

Clasificación del suelo:

Ref.:

Condiciones de la superficie de suelo: Tensión

Tiempo (m)

Infiltración (e m ir1)

Infiltración en el Intervalo

Humedad inicial/final (TDR)

Observaciones:

b)

Interpretación de resultados de velocidad de infiltración

En la mayoría de estudios se suele expresar la velocidad de infiltración básica, pudiendo incluir además la restante información en forma de tablas y gráficos. La interpretación de resultados de un ensayo de infiltración es siempre delicada, por los múltiples factores que intervienen en el proceso en el momento de realizar la medida. 389

Se pueden utilizar los siguientes criterios (Landon, 1984):

Clase

Velocidad de infiltración mm h"1

1

<1

Adecuado para cultivo de arroz. Con el fangueo se debe conseguir una capa impermeable con una infil­ tración inferior a 0,2 mm h~'. Riesgo de erosión elevado en laderas.

2

1a 5

Lenta. Riesgo de erosión importante. Se pierde una parte considerable del agua de riego. Puede haber falta de aireación para las raíces en condiciones de exceso de humedad.

3

5 a 20

Moderadamente lenta. Optima para riego de superficie.

4

20 a 60

Moderada. Adecuada para riego de superficie.

5

60 a 125

Moderadamente rápida. Demasiado rápida para riego de superficie, provoca pérdidas de nutrientes por lavado. Baja eficiencia del riego de superficie. Se requiere riego localizado o riego por aspersión.

6

125 a 250

Rápida. Marginal para riego de superficie. Se requiere riego localizado o riego por aspersión.

7

>250

Muy rápida. Excesiva para riego de superficie. Se requiere riego localizado o riego por aspersión

7. 7.1.

Interpretación

Bibliografía Bibliografía básica

Hanks, R. J.: Applied Soil Physics. Springer -Verlag. 176 pp. Berlín, 1992. Miyazaki, T.; Hasegawa, S. y Kasubuchi, T.: Flow in soils. Marcel Dekker, Inc. 296 pp. New York, 1993. Mussy, A. y Soutter, M.: Physique du sol. Presses Polytechniques et Universitaires Romandes, 335 pp. Lausanne, 1991.

7.2.

Bibliografía de referencia

Acuña, E: Variabilidad espacial y funciones de edafotransferencia de las propiedades hidráu­ licas de los suelos de dos unidades cartográficas de la zona regable por el canal SegarraGarrigues (NE España). Tésis Doctoral ETSEA. Univ. de Lleida. 138 pp. + Anejos. 2003. Becker, E. B.; Carey, G. F. y Oden, J. T.: Finite elements: an introduction. Vol. 1. Texas finite elemcnt series, Prentice-Hall Inc. Londres, 1981. Campbell, G. S.: Soil Physics with Basic. Dev., en Soil Science, 14. Elsevier. 150 pp. Amsterdam, 1985. 390

Clarke, G.; Reynolds, W. D. y Green, R. E.: Advances in Measurement of Soil Physical Properties: Brinding Theory ñnto Practico. SSSA. Sp. Publ. N. 30. Madison, W. I. 288 pp. 1992. Dirksen, C.: Determination o f soil water diffusivity by sorptivity measurements. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 39:22-27. 1975. Dirksen, C.: Unsaturated Hydraulic Conductivity. En Smith, K.A. y Mullins, Ch. E. (ed.): Soil Analysis. Marcel Dekker, Inc.209-269. New York, 1991. Dirksen, C. y S. Matula: Automatic atomized water Spray System for Soil hydraulic con­ ductivity measurements. Soil Sci. Soc. Am. J. 58 (2):319-325.1994. Elrick, D. E. y Reynolds, W. D.: Infiltration from constant-head well permeameters and infdtrometres. En G. C. Topp et al. (Eds.): Advances in Measurement of Soil Physical Properties: Bringing Theory into Practice. SSSA Spec. Publ. 30 SSSA, Madison, Wisconsin 1-24. 1992. FAO: High Dam Soil Survey Project, Aswan - Deb BC, FAO, Rome. 1963. Hanks, R. J. y Ashcroft, G. L.: Applied Soil Physics. Springer-Verlag. Berlín, 1990. Henin, S.; Gras, R. y Monnier, G.: El perjil cultural. Ed. Mundi-Prensa. 340 pp. Madrid, 1972. Iwata, S.; Tabuchi, T. y Warketing, B. P: Soil-Water lnteractions. Marcel Dekker, Inc. 440 pp. New York, 1995. Jury, W. A.; Gardner, W. R. y Gardner, W. H.: Soil physics. John Wiley & Sons, Inc. 328 pp. New York, 1991. Keisling, T. C.; Davidson, J. M.; Weeks, D. L. y Morrison, R. D.: Precisión with which selected soil physical parameters can be estimated. Soil Sci. 124, 4:241-248. 1977. Koorevaar, P.; Menelik, G. y Dirksen, C.: Elements ofsoil physics. Elsevier. 228 pp. Amsterdam, 1983. Kruseman, G. P. y de Ridder, N. A.: Análisis y evaluación de los datos de ensayos por bom­ beo. ILRI. Wageningen, 1986. Kutílek, M y Nielsen, D. R.: Soil Hydrology. Geo Ecology textbook. Catena Verlag. Cremlingen. 370 pp. 1994. Landon, J. R.: Tropical Soil Manual. Booker Agriculture. International Limited. 450 pp. Londres, 1984. Lockington, D.; Parslow, J. y Parlange, J. Y.: Integral Estimates o f the Sorptivity. Soil Sci. Soc. Am. J. 52, 4:903-908. 1988. Martínez-Beltrán, J.: Drenaje agrícola. Manual Tec. 5. Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación. 239 pp. Madrid, 1986. Mathieu, C. y Pieltain, F.: Analyse Physique des sois. Méthodes choisis. Lavoisier. Tec. Coc. París. 275 pp. 1998. Nielsen, D. R.; Jackson, R. D.; Cary, J. W. y Evans, D. D.: Soil Water. Am. Soc. Agron. & Soil Sci. Soc. Am. Madison, 175 pp. 1972. Parlange, J. Y.: On solving the flow equation in unsaturated soil by optimization. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 39:415-418. 1975. Perroux, K. M. y White L: Desing fo r disk permeameters. Soil Sci. Soc. Am. J., 52:1205-1215. 1998. Philip, J. R.: Theory o f infiltration. Adv. Hydroscience. Academic Press, 5:215-305. 1969. Pinder, G. F. y Gray, W. J.: Finite elements simulation in surface and subsurface hydrology. Academic Press. New York, 1977. Pía, I.: A routine laboratory índex to predict the effects o f soil sealing on soil and water conservation. En Calleborit y col. (ed): Assessment of social surface sealing and crusting. State Univ. of Ghent: 154-162. Gante, 1986. 391

Porchet, M. y Laferrere, H.: Détermination des charactéristiques hydrodynamiques des sois en place. Ch. IV. Annal. Mem. Notes Techniques, 64:5-68.1935. Richter, J. (ed): Models for processes in the soil Catena Verlag. Cremlingen. 227 pp. 1990. Slater, C. S.: Cylinder infütration fo r determining rases o f irragation. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 21:457. 1957. Smetten, K. R. J. y Clothier, B. E.: Measuring unsaturated sorptivity and hydraulic conductivity using múltiple disk permeameters, J. Soil Sci., 40:563-568. 1989. Topp, G. C.; Reynolds, W. D. y Green, R. E.: Advances in Measurement o f Soil Physical Properties: Bringing Theory into Practice. SSSA. Special Publ. N. 30. Madison, W. 288 pp. 1992. Turnen, D. P. y Sumner, M. E.: The influence of initial soil moisture contení on fteld measured infiltration rates. Water S.A. Soil Irrig. Res. Inst. Pretoria, 4,1:18-24. 1978. Van Beers, W. F. J.: The Auger-Hole method. ILRI. Wageningen. 32 pp + gráficos. 1970. Wang, D., S.R. Yates, B. Lowery y M.Th. van Genuchten: Estimating soil hydraulic prospectives using tensión inñltrometers with varying disk diameters. Soil Science,Vol.l63, 5:356-361. 1998. Warrick, A. W. y Nielsen, D. R.: Spatial variability o f soil physical properties in the fteld. En Hillel, D. (ed.): Applications o f Soil Physics. Academic Press, 319-344. New York, 1980. Weir, G. J.: Study infiltration from small shallow circular ponds. Water Resounc. Res. 23:733-736. 1987. White, L; Sully, M. J. y Perroux, K. M.: Measurement o f Surface-Soil Hydraulic Proper­ ties: Disk Permeameters, Tensión Infütrometers and OtherTechniques, S.S.S.A. Sp. Publ. N.30:69-103. 1992. Woodling, R. A.: Study infütration from a shallow circular pond. Water Resources Res., 4:1259-1273. 1968. Yong, R. N. y Warketin, B. P: Soil properties and behaviour. Elsevier. 449 pp. Amsterdam, 1975. Youngs, E. G.: Hydraulic Conductivity o f Saturated Soils. En Smith, K. A. y Mullins, Ch. E. (ed.): Soil Analysis. Marcel Dekker, Inc. 161-208. New York, 1991.

392

_______ 14 Aireación del suelo

1.

Aireación del suelo

Las condiciones de aireación de un suelo dependen de la eficacia en el inter­ cambio de gases entre el suelo y la atm ósfera. La presencia de oxígeno resulta imprescindible para la respiración de las raíces y de los m icrorganism os aerobios que viven en el suelo. Un sum inistro inadecuado de oxígeno se reflejará tanto en el en la tasa de respiración TR.

coeficiente respi­

ratorio CR, com o

(_ ^ Ix —

volum en de C 0 2 liberado volumen de CL consum ido

CR = l en condiciones aerobias

_ volum en de 0 2 consum ido cm 3 suelo y min

El oxígeno afecta al crecimiento al incidir sobre la absorción de nutrientes y de agua en la mayoría de las plantas. Así se ha puesto de manifiesto, por ejemplo, al estudiar los efec­ tos de la concentración de oxígeno en el aire del suelo sobre el crecimiento de plantones del manzano (Blake, 1974): 393

% oxígeno en el aire del suelo

En condiciones de exceso de agua, únicamente pueden sobrevivir aquellos organismos que estén adaptados a tales condiciones (Otero y Macías, 2001). El arroz (Oryza sativa) es capaz de intercambiar gases entre las raíces y el agua a través de los tejidos de la planta, lo que le permite vivir en condiciones de inundación. En litorales de clima cálido, con suelos llanos y fangosos y aguas salobres relativa­ mente tranquilas, como los del Golfo de México, pueden vivir el mangle (Rhizophora man­ gle), que presenta vástagos que salen de las ramas y descienden hasta el suelo y enraizan en él (raíces aéreas formadas por un tejido muy poroso), abundantes y con una función respi­ ratoria (aerénquimas). Tienen la capacidad de obtener y transportar oxígeno de las partes aéreas hasta las raíces en condiciones de suelos saturados de agua. En suelos de drenaje impedido o en aquellos en los que la velocidad de circulación del agua es excesivamente lenta, la reposición de oxígeno es deficiente, lo que se dejará sentir a medida que vaya siendo utilizado durante la respiración aerobia. Se originan condiciones reductoras y se favorece con ello el desarrollo de microorganismos anaerobios o anaerobios facultativos. Predominarán los procesos de reducción, que pueden afectar a la movilidad de los distintos elementos. Dado que el oxígeno actúa de aceptor de electrones en los procesos de descomposición de la materia orgánica, en ausencia de oxígeno microorganismos anaerobios deberán obte­ ner energía de otros aceptores secundarios. El rendimiento energético es menor en estos casos y a veces los productos resultantes pueden ser fitotóxicos (sulfuras, nitritos, Mn2+, entre otros), al ser estos estados reducidos más tóxicos que los estados oxidados. La humi­ ficación y mineralización de la materia orgánica se ven frenadas, por lo que se acumulará sin apenas haber evolucionado. En ausencia de aceptores inorgánicos de electrones, los microorganismos pueden conseguir energía a partir de la materia orgánica por fermenta­ ción, con producción de metano. 394

La mala aireación y las condiciones reductoras que de ello se derivan pueden afectar a un suelo desde su superficie o a parte de él. Si el nivel freático se mantiene todo el año por debajo de una cierta profundidad, sólo se verán afectados los horizontes inferiores. En la zona de oscilación de la capa freática habrá alternativamente condiciones oxidantes y reductoras. En algunos suelos, al presentar una capa impermeable a poca profundidad, y recibir agua, puede llegar a saturarse la parte superior a dicha capa. Se forma una capa freática colgada, generalmente de carácter temporal, que puede llegar a provocar condiciones reductoras. En el interior de agregados pueden darse procesos de reducción de carácter local, incluso en suelos bien aireados. En un agregado saturado de agua, la presión parcial de oxí­ geno puede llegar a alcanzar valores próximos a cero. Alrededor de una raíz, por la demanda de oxígeno, se pueden originar unas condiciones reductoras si no hay renovación de oxígeno. En suelos con un exceso de agua, alrededor de las raíces puede observarse una zona reducida caracterizada por su color gris y de sección más o menos circular. En condiciones de buena aireación, el aire del suelo presenta grandes analogías con el atmosférico. Es una mezcla principalmente de nitrógeno (79 % en volu­ men), oxígeno y anhídrido carbónico (21 % entre ambos). La concentración de estos últimos fluctúa grandemente según las condiciones de aireación y según la actividad biológica. El estudio de las condiciones de aireación o del estado de oxido-reducción de un suelo constituye la base para llegar a entender el comportamiento de las plan­ tas, poder explicar la presencia de determinados componentes en un suelo y para plantear unas técnicas de manejo adecuadas para suelos con exceso de agua. Debe permitir mejorar la asignación de usos al territorio, ya sea en agronomía y silvicul­ tura (elección de especies adecuadas), en ingeniería civil (cimentaciones, necesi­ dades de bombeo), en arquitectura del paisaje (emplazamiento de campos de golf, áreas de picnic), etc.

2.

Diagnóstico del estado de óxido-reducción de un suelo

Los procesos redox dan lugar a rasgos morfológicos muy característicos en la parte del perfil afectada. Su identificación sirve para el diagnóstico del estado de óxido-reducción y, en consecuencia, de las condiciones de drenaje y del medio para la vida de las plantas. Requieren pocos años para manifestarse. El diagnóstico en campo se basa en el color y en rasgos macromorfológicos. Puede ser completado con el estudio de la vegetación natural y ser confirmado o ampliado por observaciones microm orfológicas (Cap. 4) y con medidas instru­ mentales si bien más difíciles de realizar.

— Coloraciones rojizas, pardas o similares: Suelos bien aireados, estado de oxidación máximo. Buen drenaje.

395

— Colores litocromos: Al ser heredados de la roca madre no tendrán significación respecto a las condicio­ nes redox actuales. Por ejemplo, un suelo desarrollado sobre lutitas de color gris. — M oteados y concreciones: Indican presencia de F e'+ (pardo-rojizo) y Fe2+ (gris). Alternancia de condiciones oxidantes y reductoras a lo largo del año. Se suelen localizar en la zona de oscilación de la capa freática. Una repetición del proceso a lo largo de años favorece el crecimiento de estas crista­ lizaciones de compuestos de hierro y de manganeso, pudiendo llegar a formarse acu­ mulaciones esferoidales de color negruzco (pisolitos). — Colores grises, gris-verdoso y azulados: Condiciones reductoras permanentes. El hierro puede hallarse en forma ferrosa (color gris) o haber emigrado (decolora­ ción). En este último caso, en lámina delgada corresponderá a un edaforrasgo de empobrecimiento. Un color más azul que 10 Y, que cambia al exponer una muestra al aire, significa que el hierro no ha llegado a migrar y se oxida. Esto ocurre en suelos jóvenes (Aquents). — Manchas amarillas Pueden corresponder a jarosita, KFe3(S0 4)2(OH)6, que puede haberse formado como consecuencia de un drenaje artificial en un suelo rico en sulfures y con ausen­ cia de carbonato cálcico. Indica unas condiciones fuertemente oxidantes y ácidas (suelos de sulfatos ácidos, p. e. un Fluvisol thiónico en WRB, 1998). El pH de un horizonte sulfúrico es inferior a 3,5. Desde un punto de vista mineralógico, los distintos colores de un moteado correspon­ den a diferentes especies mineralógicas. Los colores ocre-anaranjados son debidos a oxihidróxidos férricos, tales como Iepidocrocita (y FeOOH), goetita (a FeOOH) y maghemita deshidratada (y Fe2 0 3). El grado de cristalinidad de la Iepidocrocita es mayor si la tasa de aporte de Fe2+ es baja y el paso a condiciones de oxidación lenta, tal como ocurre en el interior de los agregados (Schwertman, 1985). Las motas azul-grisáceo se asocian a la presencia de vivianita y sul­ furo ferroso (FeS). Para describir en campo el estado de óxido-reducción de un suelo de forma normali­ zada se pueden utilizar los criterios SINEDARES (CBDSA, 1986) indicados en el Cap. 3. La significación agrícola del diagnóstico de condiciones reductoras será dis­ tinta según que se vean afectados los 50 prim eros cm del suelo o los rasgos aparez­ can a partir de esta profundidad. Por ello, tiene interés destacarlo al dar nom bre a un suelo. En el prim er caso se indicará a nivel de Suborden, m ientras que en el segundo, al tener m enor incidencia sobre las plantas, se reflejará a nivel de Subgrupo de Soil Taxonomy. En el WRB (1998) constituyen los Gleysoles. En España, los suelos minerales con exceso de agua por causas naturales se hallan principalm ente en llanuras aluviales, deltas y marismas. Un manejo inade­ cuado del riego, o una inundación prolongada, provocada con el cultivo del arroz, como en el delta del Ebro, marismas del G uadalquivir o en Huesca, puede también dar origen a condiciones de hidromorfismo. 396

Los suelos orgánicos de las zonas bajas se hallan en España esencialmente en el Delta del Ebro, en los Ojos del Guadiana y en Huelva, mientras que los de zonas húmedas de montaña se presentan principalmente en el Pirineo, en Asturias (Gue­ rrero y Polo, 1988) y Galicia.

ESTUDIO DE CASOS Al estudiar el sistema radicular de una plantación de perales se aprecia un cambio de orientación de vertical a horizontal a una profundidad de 42 cm. Se desea saber cuáles son las posibles causas y cómo podría avanzarse algún diagnóstico.

Respuestas Para cualquier diagnóstico de calidad se requerirá abrir una calicata y estudiar el perfil del suelo. Las causas pueden ser: 1.

Que sea una característica de la especie.

2.

Que haya una capa compacta. Verificar intentando clavar el cuchillo.

3.

Que haya condiciones reductoras a partir de esta profundidad. Verificar si hay síntomas de hidromorfismo.

4.

Que haya un horizonte cementado, por ejemplo, un endopedión petrocálcico a poca profundidad.

3.

Mecanismos de intercambio de gases en el suelo

La aireación del suelo requiere mecanismos que regulen el movimiento de gases hacia dentro y hacia fuera del suelo. La importancia de estos intercambios se debe a los procesos quím icos y biológicos sobre los que incide la presencia o ausencia de oxígeno y la toxicidad que puede derivarse de un exceso de anhídrido carbónico. En la interfase suelo-atmósfera se produce un intercambio de gases de forma que el suministro exterior hace que, en el equilibrio, la composición de la fase gaseosa del suelo sea idéntica a la de la atmósfera exterior. El consumo continuado de oxígeno por parte de los microorganismos y raíces, con el consiguiente des­ prendim iento de C 0 2, provoca diferencias de concentración que inducen una transferencia de gases. Los mecanismos implicados en el transporte de gases son: 397

— Difusión de moléculas de un gas debido a gradientes de presión parcial o de concentración de los com ponentes entre distintos puntos de la masa con mezcla de gases. La difusión es el mecanismo más importante en el intercambio de gases. Es un mecanismo lento, consecuencia del movimiento térmico de las moléculas al azar, desde los puntos de concentración alta a los de baja y que se continúa hasta que la concentración del gas llega a ser uniforme. Las diferentes especies de moléculas pueden estar implicadas en flujos opuestos determinados por su propia presión par­ cial, como ocurre con el C 0 2 y el 0 2, por lo que se obstaculizan entre sí. — Flujo de masa de la mezcla de gases en su conjunto, en respuesta a gradien­ tes de presión, por cambios de temperatura; por variación en el volumen del espacio poroso disponible, al aum entar el contenido de humedad en el suelo el aire se ve forzado a salir de los poros; o por cambio de presión por turbu­ lencia debida al viento en la superficie del suelo. El flujo de masa es significativo al entrar aire en el suelo al secarse éste. El coefi­ ciente de transporte para el flujo de masa viene determinado por la geometría de los poros y por la viscosidad del aire. — Transporte de oxígeno disuelto en el agua que circule por el suelo. El agua del suelo puede contener pequeñas, si bien significativas, cantidades de oxí­ geno disuelto. El transporte de oxígeno disuelto resulta importante en suelos de llanuras aluviales, en los que la circulación de la capa freática permita asegurar un suministro ade­ cuado de 0 2 para la respiración de las raíces. La plantación de chopos (Populos sp.) en suelos con capa freática exige que ésta circule para que quede asegurado un ade­ cuado suministro de oxígeno, dado que estos árboles son sensibles al encharcamiento y a las condiciones de anoxia. En un Xerofluvent ácuico la plantación puede ser posible, mientras que un Aquent sería un fracaso. El intercam bio de gases vendrá afectado por el grado de estructuración, la porosidad total, y de la distribución de la porosidad entre agregados e intraagregados, el grado de com unicación entre los huecos (Cap. 4), la densidad aparente, la compactación, la porosidad llena de aire en cada momento y por el consum o de oxígeno por la presencia de raíces y microorganismos aerobios. Todo ello define las condiciones del sistem a; que pueden resultar difíciles de establecer en el campo, variando de horizonte a horizonte y con el tiempo.

4.

Flujo de gases por difusión: Leyes de Fick

De los diferentes m ecanism os de transporte de gases, la difusión es el de mayor importancia para la aireación del suelo. De acuerdo con la ley de Fick, el m ovimiento de gases a través del suelo por difusión en estado estacionario es directamente proporcional al gradiente de concentración, al área de la sección dis­ ponible y al tiempo (Cap. 12): 398

Para una difusión uni-dimensional: 9C qx = -D -0^- = -D V C

Primera ley de Fick

donde: qx = tasa de transferencia de gas o densidad de flujo |M L 2T"1] C = C (x, y, z, t) = concentración del gas difundióle [M L“3], kg trf 3 D = coeficiente de difusión del gas en aire libre, |L~2T ' ], m2 s' 1 D = D (P, t) P = presión t - temperatura x = distancia en que tiene lugar la transferencia por difusión, [L], m 3C VC = -5— = gradiente de concentración, siempre se considera afectado de signo menos, ya que la transferencia tiene lugar en el sentido de las concentra­ ciones decrecientes, [M L 3] Por analogía a lo deducido en el Cap. 12 para el flujo de agua, la ecuación de continui­ dad para un flujo tridimensional se expresa como: 9C 3t

9x

9y

3z

y la ecuación diferencial del flujo de gases por difusión viene dada:

a2c

a2c

a2c

3x 2

dy2

3z 2

= DV C Segunda ley de Fick

V 2 = operador Laplaciano En el caso en que en el elemento de volumen se genere una cantidad adicional (a) de gas (g cm 3 s_l) debido a la actividad biológica, para hallar el equilibrio deberá tenerse en cuenta esta circunstancia: 3t

= DV2C + a

El término a, en el caso de difusión del oxígeno es una función sumidero (absorción de oxígeno por los microorganismos, por ejemplo), mientras que para el anhídrido carbó­ nico sería una función fuente (desprendimiento de C 0 2 por las raíces).

La difusión se verá afectada por la porosidad efectiva (eL.), para tenerlo en cuenta, se debe introducir un coeficiente. Se suele trabajar con coeficientes de difusión relativos, al referirlos al coeficiente de difusión D 0 del mismo gas en el aire libre, en unas determ inadas condiciones de contorno (Pritchard & Currie, 1982). Los valores de D 0 para distintos gases son los siguientes: 399

Cas

D0cmV

co2 H ,0 vapor 02 H, Valor medio en el suelo

0,139 0,239 0,178 0,634 0,200

Esta manera de proceder permite comparar el comportamiento de los gases en distintos medios porosos. El coeficiente de difusión D puede estimarse a partir de los valores de D0, para ello se han propuesto diversas expresiones:

D = difusividad relativa D„ Penman (1940) introdujo:

D Dn

o = factor de impedancia, que es función de la tor­ tuosidad de los poros y de la rugosidad de sus superficies. 0,25 < o < 0,5

= o (eA- b) Bolt (1970) propone valores entre 1/V2 y 1\V J para o eA= porosidad llena de aire b = 0,1

La fórmula simplificada utilizada por este autor es: —

D0

= 0,66 eA

Currie (1960, 1970) propone la expresión:

D D„

y, p son parámetros introducidos para tener en cuenta la forma de los poros en materiales secos. y< 1 p > 1 En materiales húmedos y y p miden la continuidad de los poros.

- Y£A

Cuanta mayor comunicación exista entre los poros menor será p, ya que al irse secando el suelo mejora la continuidad de los poros y la tortuosidad de las vías disminuye. Millington & Quirk (1960) proponen: D Dn

400

c 1.33 eT -

eT = porosidad total

Ball y cois., 1988, proponen un modelo más simple: f expresa la continuidad de los poros. Medidas de campo han permitido establecer expresiones tales como (Ball & Smith, 1991):

Diversos autores han indicado que eA debe ser como mínimo de un 10 % para que pueda haber un adecuado intercambio de gases entre el suelo y el exterior. En la práctica, el límite para la porosidad llena de aire por encima del cual no es probable que haya condicio­ nes anaerobias dependerá de la temperatura, actividad microbiana, consumo de oxígeno por las plantas y grado de comunicación entre los poros. El estudio de la difusión de gases en el suelo tiene interés para poder determinar los efectos de las distintas técnicas de laboreo, de no laboreo, de aplicación de materia orgá­ nica, de la compactación, del sellado y posterior encostramiento. El estudio de la difusión de gases en el suelo también resulta de interés para poder explicar el comportamiento de productos utilizados para la desinfección del suelo. El transporte de un gas desde el punto en que se aplique al suelo tiene lugar principalmente por difusión. En la fumigación de suelos de textura fina tiene gran importancia que los contenidos de humedad sean bajos (Munnecke y cois., 1969), ya que el coeficiente de difusión va siendo menor a medida que aumenta el porcentaje de poros llenos de agua; ahora bien, si la aplica­ ción es muy superficial y el contenido de humedad bajo, las pérdidas por evaporación pue­ den ser elevadas (Smelt et al., 1974). La difusión de gases vendrá condicionada por la tasa de transferencia, por el gradiente de concentración y por la proporción de poros llenos de aire (eA). Para el caso de la transfe­ rencia de oxígeno en un suelo, el efecto de la variación de la porosidad llena de aire (eA) y del gradiente de concentración es lineal (Blake, 1974): T R ANSFEREN CIA DE O XIG EN O L i r f 2 día- '

eA = 0,5

9,6 -

£a = 0,4

- 0,3

7,2 -

£a

4,8 -

e a = 0,2

2,4 -

ea

0

0

0,1

0,2

0,3

= 0,1

G R ADIENTE DE CO NCENTRACIÓN

401

5.

Química de los procesos redox en el suelo

Los sistemas naturales contienen elem entos metálicos de transición y m etaloi­ des que pueden form ar iones con dos o más estados de oxidación o núm ero de oxi­ dación. Las reacciones en las que los estados de oxidación cam bian se denom inan reacciones redox e implican transferencia com pleta de electrones de unas especies quím icas (agentes reductores) a otras (agentes oxidantes). Se trata de procesos reversibles que de form a genérica pueden representarse como: Agente oxidante + m H+ + ne“ ^

Agente reductor

Sin embargo, hay que tener en cuenta que en la naturaleza no existen electro­ nes libres y, por ello, toda oxidación (cesión de electrones) lleva asociada la correspondiente reducción (aceptación de electrones). En el suelo las reacciones redox afectan principalm ente a O, N, Fe, Mn, S y C y, en el caso de suelos conta­ minados, pueden verse afectados otros elem entos, tales com o selenio, crom o, entre otros. El agente reductor más im portante en el suelo es la m ateria orgánica, al estar constituida por m oléculas muy reducidas. En suelos bien aireados el oxígeno actúa com o el aceptador de electrones más fuerte y las distintas especies quím icas presentan los estados de oxidación más ele­ vados (carga máxima), por ser los más estables: Fe +2 ->

Fe +3 + le"

M n +2 —> M n +3 + le" —>

M n+4 + l e “

Por el contrario, en suelos con exceso de agua (hidromorfos, carácter ácuico), el medio se considera rico en dadores de electrones, por lo que las formas más estables serán las reducidas. Los estados de oxidación del hierro Fe(II) y del manganeso Mn(II) resultan más solubles, y por ello más móviles, que las formas oxidadas. No obstante, en medios fuertemente reductores, la presencia de azufre puede dar lugar a la precipitación de especies tales como FeS y FeS 2 (pirita). Una reacción redox equilibrada puede considerarse constituida por dos semirreacciones que describen el cam bio parcial de electrones en el sistema. La oxidación completa de la materia orgánica en el suelo dará lugar a un compuesto más oxidado, el C 0 2. Si se supone una fórmula molecular promedio de C 2 2 H2_20 para los componentes orgánicos, el proceso puede representarse por dos semirreacciones.

La de oxidación será: 11 A 5 -----C 0 2 + H+ + e" - » ------ C2.2H2.2O + 48 48

402

h 2o

En un medio aerobio el aceptor de electrones es el oxígeno: 0 2 + H+ + e~ —>

H20 + energía

La reacción completa de oxidación-reducción será: C 2.2H 2.3O + 2,25 0 2 —> 2,2 C 0 2 +1, 1 H20 + energía

Esta reacción muestra que la m. o. (carbono reducido) del suelo, en un medio aireado se transforma en anhídrido carbónico y agua, vía transferencia de electrones, en un proceso exotérmico. Las reacciones redox progresan dependiendo de las energías libres relativas, de forma que al alcanzarse el equilibrio, el sistema presente un mínimo de energía. La energía libre (G) está relacionada con las constantes de equilibrio y con el potencial eléctrico o potencial redox (Eh), de acuerdo con la expresión:

AG = -n F E h donde: AG = variación de energía libre n = número de electrones intercambiados en la reacción de óxido-reducción F = constante de Faraday nF = cantidad de electricidad Eh = potencial redox. Potencial eléctrico que mide cuantitativamente el poder oxidante 0 reductor del sistema. Se expresa con relación a un valor de referencia. La h indica que el valor está referido al electrodo de hidrógeno, para el que, por definición, E° = 0,00V a t = 25 °C y P = 1 atm. El potencial del sistema férrico/ferroso, Fe3+/Fe2+ puede determinarse: Fe3+ + e‘ ^ Fe2+

Keq = (FJ j 4 (Fe )(e~)

La semirreacción complementaria será: H+ + e~ -> 1 H2 2 2


La reacción completa será: Fe3+ + y

H2 -> Fe2+ + H+

403

La variación de energía libre del sistema viene dada por: AG = A G ?+R T ln K siendo: AG = variación de energía libre de Gibbs En reacciones espontáneas AG < 0 En el equilibrio AG = 0 AG? = cambio en la energía libre estandard de la reacción AG? = AG?p - AG?r AG? = energía libre de formación (cuyos valores están tabulados) p = productos r = reactivos K = constante de equilibrio de la reacción redox

Aplicando esta expresión al sistema Fe3+/Fe2+: (Fe2+)(H+) AG = AG"+ RT In (Fe3. )(' p J , „

" A G Í+ R T In

(Fe2+) (Fe3+)

de donde: -n F E h = AG? + RT ln - ^ 0 (Fe ) La ecuación de Nemst se expresa como: RT nF

Ox Red

donde E° = potencial normal. Se define como el potencial redox del sistema, en el momento en que las actividades de las formas oxidada y reducida son iguales. Su valor no cam­ bia con la cantidad de sustancia presente. E° = - A° " nF El potencial redox, Eh, proporciona información acerca de la tendencia de una sustan­ cia a aceptar o a ceder electrones. El Eh se mide electroquímicamente, mediante un potenciómetro y un electrodo de pla­ tino, lo que resulta relativamente más sencillo que la determinación de la energía libre, al requerir ésta medidas calorimétricas. No obstante, la medida del potencial redox se res­ tringe a trabajos de investigación o al estudio de problemas muy específicos. 404

Por convenio, en la semireacción que describe el cambio en el sistema redox, la forma oxidada se escribe de la izquierda. Los valores de los potenciales normales (E0) de elec­ trodo a 25 °C y 1 atm para las principales semirreacciones que pueden darse en los suelos se refieren al potencial de reducción, por lo que si se trata de una oxidación habrá que cam­ biar el signo. Sus valores son (Krauskoff, 1967; Ross, 1989):

E° mV

Semirreacciones Mejor agente reductor 1/2S + e" —» 1/2S2l/2Fe2+ + e" —> l/2Fe H+ + e“ —» 1/2H2 1/2S + H+ + e~ -> 1/2H2S 1/4C02 + H* + e~ -* C + H20 SO| + 10H + 8e" -» H2S + 4H20

-0,440 -0,440 0,000 +0,140 +0,210 +0,310

Semirreacciones 0 2 + 2H~ + 2e" -> H20 Fe3' + e" —> Fe2NO,- + 2H" + 2e" -> N O ,' + 2 H ,0 0 2 + 4H" + 4e" -+ 2H20 M n 0 2 + H ' + 2e" -+ Mn2+ + H ,0 M nO f + 8H‘ + 5e- -> Mn2+ + 4 H ,0 1/2H20 2 + H+ + e" -+ H ,0 Mejor agente oxidante

E° mV +0,682 +0,771 +0,850 + 1,229 +1,230 +1,510 + 1,776

Partiendo de unas condiciones iniciales aerobias, la reducción de elementos en el suelo a medida que se acentúan las condiciones anaerobias sigue una secuencia que depende del potencial redox que se vaya alcanzando. Las especies oxidadas se hacen inestables, con una secuencia que va afectando sucesivamente al 0 2, NOj, Mn4+, Fe3+ y SO£~ (Patrick y Mahapatra, 1968), lo que se corresponde con una secuencia ecológica de los microorganismos anaerobios y a valores de Eh cada vez más bajos. El valor del potencial redox (Eh) de las semirreacciones permite establecer la secuencia de reducción. Un componente empezará a reducirse cuando todas las formas oxidadas cuyos potenciales redox sean superiores se hayan reducido previamente. De acuerdo con Bohn et al. (1993), Krauskopf (1967) y Ross (1989), a 25 °C y 1 atmósfera de presión los potenciales redox de las ecuaciones mitad referidos a la ecuación mitad H2-H+ y a pH = 7,0 son:

Desaparece el 0 2 0 2 + 4H+ + 4e~

2H20

820 m V

N O f + H ,0

420

Mn2+ + 2H20

400

-

Fe2+ + 2H,0

170

3=t

HS‘ + 4H ,0

-160

-

Desaparece el NO, NO3 + 2e~ + 2H+ Formación Mn2+ MnO, + 2e" + 4H+ Formación Fe2+ Fe OOH + e ' + 3H+ Formación HS“ S042- + 9H+ + 6e"

405

Formación de metano C 02 + 8H+ + 8e

^

CH4 + 2H20

-240

^

h2

0,00 (estado de referencia)

Formación de H2 2H+ + 2e“

La International Union of Puré and Applied Chemistry (IUPAC) recomienda asignar el signo negativo al potencial Ox/Red para indicar que la forma reducida del sistema es mejor agente reductor que el hidrógeno en condiciones normales. Así, l/2Fe2+ + e~ H+ + e" Fe,++ e~

-+ 1/2Fe -+ 1/2H2 Fe2+

E“ = -0,41V E° = 0,00 V E°= +0,77 V

La reducción del N 03, Mn4+ y Fe3+ se produce por la acción de bacterias anaerobias facultativas, mientras que la de los sulfatos a sulfuras resulta de la actividad de las anaero­ bias verdaderas (Patrick, 1978). El intervalo de valores de los potenciales redox en sistemas naturales va de 700 mV a -300 mV. La zona límite entre condiciones aerobias y anaerobias se sitúa alrededor del valor de Eh igual a 200 mV, las condiciones fuertemente reductoras corresponden a valores de -250 mV. Algunos autores (Sposito, 1989) utilizan como recurso conceptual el electrón en la solución, para describir el estado redox del suelo. Definen la oxidabilidad de un suelo (pE) por el logaritmo de la inversa de la actividad de electrones libres en la solución: pE = -lo g ( O que está relacionada con el potencial del electrodo por la expresión: F

F

p E = ------------------• Ei, = ---------------------- ■ E h H R T ln lO h 2,303 R T h

ESTUDIO DE CASOS Atendiendo a valores de los potenciales redox discutir qué incidencia tiene la presencia de cloruros (suelo salino) en la determinación de la materia orgánica por oxidación con dicromato potásico en medio ácido.

Respuesta La reacción tiene lugar espontáneamente de la forma:

Cr207_ + 6 CF + 14H+ -+ 3CI2 + 2CI-3* + 7H20 y

Cl2 + e“ -+ Cl“

(1)

E° = -1,360

-+ 406

4 - Cr20 f 2 + -J- H+ + e" -> 4 Cr3* + 4 H20 6 3 3 6

E° = +1,330

E0reac = E°red + E°oxid = 1,330 + 1,360 = 2,690 V El ión cloruro se oxidará al igual que la materia orgánica, por lo que el resultado del análisis dará valores por exceso para la materia orgánica.

Las reacciones redox al originar iones H+ y OH~ pueden generar cam bios importantes en el pH del medio (Richardson y M cSween, 1989):

Nitrificación N H | + 1,5 0 2 -» NOj + 2H+ + H20 Desnitrificación HzO + N O J + 2e~ -> N O J + 20HT 2 H20 + N O J + 3e~ -> 1/2 N 2 + 40F T 1 ’/ 2 H20 + NO J + 2e‘ -> 1/2 N 2 O + 30H~ Metabolismo oxidativo h 2o

+ c o 2 - h 2c o 3

Otros aceptores de electrones para la respiración m icrobiana 2 H20 + M n 0 2 + 2e” -» M n2+ + 4 0 H “ Fe(O H )3 + e_ -> Fe2+ + 3 0 H ” 6 H 20 + S 0 42" + 8 e" -> H 2S + 10OH'

Oxidación del azufre H20 + S + 1 ’/2 0 2 -» S 0 42- + 2H+

Por ello, diversas propiedades de un sistem a suelo-agua-m ineral se ven afecta­ das por los procesos redox: — Solubilidad mineral. — pH del sistema. — Reacciones de superficie. 407

— Disponibilidad o presencia de ciertas especies minerales. — Persistencia y toxicidad. — Contenido de sales y conductividad eléctrica. — Volatilidad de especies químicas.

6.

Diagramas de estabilidad: Diagramas Eh-pH

Las reacciones redox dependen de la actividad de los electrones (Eh o pE) y de los protones (pH), generalmente de forma lineal. Puede representarse tal relación por medio de diagramas Eh-pH, o bien pE-pH. Los diagramas de este tipo permiten establecer cam pos de estabilidad para especies químicas y para especies microbianas, para los sistemas redox en medios naturales y, en base a ello, poder interpretar su comportamiento en unas condicio­ nes de medio dadas. Los medios terrestres estériles se deben a condiciones de Eh y pH desfavorables para el crecimiento de las plantas. En sistemas naturales el límite superior de los potenciales redox viene definido por el límite de estabilidad del agua, de acuerdo con la semirreacción:

4 - 0 2 + H+ + e~ 4

2

H20

E° = +1,23 V

para la que: E = E° +

0,059 . ( 0 2) 1/4 (H+) - log

T ” log~ oW

(H 20 ) = 1

E = E° + 0,0147 log P 0 2 - 0,059 pH en medios naturales P 0 2 = 1 atm, en contacto con la atmósfera el límite superior teórico de estabilidad del agua viene descrito por: E = E ° - 0,059 pH Análogamente, el límite inferior de estabilidad del agua viene definido por: y H 2 + j 0 2 + e ' + y H 20

E = -0,059 pH

Los pH extremos en medios naturales pueden fijarse en 3 y 12, lo que permite estable­ cer la zona de estabilidad del agua en la superficie terrestre en un diagrama Eh-pH, tal como se indica: 408

Eh

Eh

Los campos de estabilidad del agua a 25 °C expresados en un diagrama Eh-pH son los siguientes: Eh 1.4 1.2

1,0

aguas de mina

0,6

0,2

0 -

oxidante básico

-

0,4 '

Eh = E° -0,059 pH

'x r

0,8

Z O N A D E ESTABILID AD D EL A G U A EN LA S U P ER FIC IE TER R ES TR E

ácido reductor

0,2

aguas salinas A /''

-0,4 -

0,6

'

-

0,8

-

v

*sricas ^ en m.o.

Eh = -0,059 pH

/

-i pH

0

8

10

12

14

409

Utilizando este enfoque se han generado los diagramas de estabilidad Eh-pH para diversos pares redox. Por encima de la línea de estabilidad, los valores de Eh indican la per­ sistencia de especies oxidadas (p.e., S O 4 "), mientras que valores de Eh por debajo de la línea de estabilidad traducen la persistencia de especies reducidas (p.e., S2_). La movilidad del hierro y del azufre está fuertemente influenciada por el potencial redox (Eh) y el pH. Los valores de Eh-pH condicionan la especiación y acumulación de estos elementos en algunos horizontes o su empobrecimiento. El hierro y el azufre se com­ binan en dos minerales característicos de los suelos de sulfatos ácidos: la pirita y la jarosita. Las relaciones estabilidad (van Breemen, 1976) se pueden poner de manifiesto por medio del diagrama Eh-pH para la pirita, jarosita, goetita y óxido férrico: Eh mV

Se observa que la pirita es estable en un amplio intervalo de valores de pH, siempre y cuando las condiciones sean reductoras, Eh < 380 mV, mientras que la jarosita requiere condiciones fuertemente oxidantes y ácidas. 410

7.

Medidas del estado de aireación del suelo

El diagnóstico de campo puede complementarse por medio de técnicas más avanzadas que permiten medidas cuantitativas, por medio del estudio del potencial redox, de la tasa de difusión de oxígeno, bien determinando la composición de la atmósfera del suelo, o la acti­ vidad biológica. El potencial redox puede medirse con un electrodo de referencia (calometano) más un electrodo de platino, blindado para que pueda ser utilizado en campo, introduciéndolo directamente en el horizonte a caracterizar. Valores mayores de cero representan el estado oxidado. Esta determinación no es tan simple como se podría suponer y su interpretación resulta compleja. Las dificultades y la precisión de las medidas de los potenciales redox se deben (Evan­ gelou, 1998, van Breemen, 1976) a diversas causas: — Los electrodos pueden reaccionar con gases tales como 0 2 y H2S y formar revesti­ mientos de óxidos o de sulfuros, por lo que en condiciones anaerobias puede haber dificultades derivadas del límite de detección del electrodo o por su contaminación. — Las medidas de Eh en el suelo a menudo representan potenciales mixtos debido a la heterogeneidad del suelo. — Al estar implicadas diversas reacciones, algunas muy lentas, es posible que las lec­ turas no correspondan al potencial de equilibrio. — El grado y la variabilidad de la humedad del suelo inciden sobre el valor del Eh. — El mal contacto entre el electrodo y el suelo en condiciones anaerobias hace que las medidas sean poco reproducibles y pueden reflejar tan solo un equilibrio muy local. — La variabilidad espacial del suelo es muy grande, lo que hace que las medidas sean poco representantivas. — La reacciones redox en el suelo pueden verse afectadas por efectos específicos loca­ les de transferencia de electrones, lo que puede hacer difícil asignar un significado absoluto a una medida de Eh. A pesar de estas limitaciones, que resulta de interés conocer, las medidas de Eh en el campo en suelos saturados de agua permiten detectar los cambios en las condiciones de anerobiosis. El intervalo de medidas de Eh en el sistema suelo-agua va de 800 mV a -500 mV en función de las condiciones de aireación (Evangelou, 1998): Condiciones de medio Muy bien aireado Bien aireado Pobremente aireado Muy reducido Extremadamente reducido

Eh mV 800 500 100

-200 -500

Las medidas en laboratorio requieren precauciones especiales para evitar que la mues­ tra entre en contacto con el aire durante el transporte. Por todo ello, a pesar de que la 411

medida del Eh, resulta de interés para prever tendencias y límites en los procesos, sólo pro­ porcionan una información cualitativa de la oxidabilidad del suelo (Sposito, 1989). La tasa de difusión de oxígeno (TDO) se refiere a la tasa de suministro de oxígeno a través de láminas de agua, tal com o ocurre en la superficie de la raíz. Por ello proporciona información directa de la disponibilidad de oxígeno a las raí­ ces y microrganismos. Las medidas de la TDO se realizan recurriendo a técnicas polarigráficas con un elec­ trodo de platino (Stolzy y Letey, 1964; Mclntyre, 1970). Los resultados se expresan en pg 02.cm 2 electrodo.min-1. Al aproximarse al nivel de una capa freática el espesor de las pe­ lículas de agua va siendo mayor, con lo que la TDO disminuye rápidamente. Se ha puesto de manifiesto que la TDO es unas diez mil veces menor en el agua que en el aire, lo que permite explicar los gradientes de concentración de oxígeno en la fase líquida, en compara­ ción con la fase gaseosa del suelo. Para la interpretación de resultados se pueden utilizar los criterios establecidos por Bolt (1970): TDO pgcnT2 min-1

<0,2

0,2 a 0,5

>0,5

Respuesta de la planta

Inhibición del crecimiento

Inhibición de ciertos procesos mctabólicos

Crecimiento

La composición de la atmósfera del suelo casi nunca es la causa directa de las difi­ cultades de aireación del suelo. Por otro lado, la composición de la fase gaseosa es un indi­ cador poco sensible para utilizarlo en medidas cuantitativas. No obstante, si interesa esta metodología, la concentración de 0 2 en una muestra de aire del suelo puede determinarse por cromatografía gas-líquido. Los resultados de las medidas de la tasa de difusión de oxígeno y de composición del aire del suelo no resultan por lo general concordantes, lo que puede deberse a que ambos métodos miden propiedades diferentes. Los coeficientes de difusión de gases resultan difíciles de medir en campo, por la incertidumbre en el establecimiento de las condiciones de contorno (Ball & Smith, 1991). Son más controlables las medidas de laboratorio, si bien en este caso el muestreo puede provocar perturbaciones en las muestras, por lo que se hace necesario llevar a cabo repeti­ ciones en cada determinación. A pesar de estas dificultades la ley de Fick se utiliza para estudios de transferencia de gases en el suelo y se han propuesto diversas soluciones (Kirkham y Powers, 1972). La porosidad llena de aire eA en poros comunicantes proporciona una indicación del estado probable de aireación del suelo y de su capacidad para conducir y almacenar gases (Ball y Smith, 1991): £a = eT -

=

1-

pb

- 0„

Ps

Puede resultar de interés determinar eA a diversos potenciales del agua. La que corres­ ponde a -33 kPa permite calcular lo que se suele considerar macroporosidad o porosidad fácilmente drenable. 412

Los efectos de la falta de aireacióin debido al encharcamiento se dejarán sentir en el rendimiento y si la anoxia es muy acusada la planta acabará muriendo. Salamin (1960) indica de forma orientativa cual será el porcentaje de disminución del rendimiento de dis­ tintos cultivos según que el encharcamiento dure 3,7, 11 ó 15 días.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Determinar la expresión para el potencial redox aplicable a sistemas que se hallen a 25 °C y 1 atm, en el supuesto que se desee operar con logaritmos decimales.

2.

Indicar cuál será el estado de oxidación del hierro en suelos cuyo Eh se halle entre 400 y 700 mV y en suelos con Eh entre -3 0 0 y -3 5 0 mV. ¿Cómo evoluciona la m.o. en estas condiciones?

3.

Indicar en qué condiciones de medio el Fe(ll) dará lugar a las siguientes especies F eS 04 y FeS2.

4.

Explicar el distinto comportamiento del hierro en el suelo según esté for­ mando parte de una u otra especie.

5.

Interpretar qué ocurrirá en una zona con terrenos anegados, que conten­ gan pirita, si se les somete a un proceso de drenaje para su utilización agrícola, en el supuesto de que contengan caparazones de bivalvos y si carecen de ellos y el medio fuese rico en potasio.

Respuestas

1.

RT (Ox) Eh = E° + — In nF (Red) R = 8,3 J K'1 moF1 T = 298 K

o , 0,0592 . (Ox) Eh = E° + log /r> n a Red)

F = 96,493 C mol"1 2.

Estos valores de potencial redox corresponden a suelos bien drenados, el hierro se halla como Fe(lll) y la m. o. soluble se biodegrada rápidamente. Por debajo de -3 0 0 mV se agota el oxígeno, el hierro está en forma de Fe(ll), el medio es muy reductor (anóxico); la m. o. se descompone mal (formación de turberas) y la m. o. soluble se descompone por medio de fer­ mentaciones que pueden dar lugar a la formación de metano (gas con efecto invernadero).

3.

La presencia del ión sulfato indica que las condiciones reductoras no son muy acentuadas, mientras que éstas deben ser extremas para que los sul­ furas puedan ser estables.

4.

El enlace S-Fe es iónico en los sulfatos, por lo que esta especie química será soluble y el hierro móvil, mientras que en el caso de la pirita el enlace es covalente, la especie química permanece precipitada en el suelo y el hierro está inmovilizado. En estas condiciones (-200 a -3 0 0 mV) se forma un gley negro, típico de polders y de mangroves.

413

5.

El drenaje hará disminuir el nivel de la capa freática: mayor aireación. Los sulfuras pasarán a ser inestables en estas condiciones, oxidándose a sulfatos (E° = 0,310 mV). En presencia de C aC 03 se irá formando yeso (C aS04 • 2H20 ) y la acidez generada por la oxidación se irá neutralizando. Por el contrario, en el segundo caso se formará jarosita: KFe3(S 0 4)2(0H )6. Las condiciones de acidez serán extremas (Cap. 2 y 17).

8. B ib lio g ra fía 8.1.

Bibliografía básica

Barlett, R. J. y James, B. R.: Redox chemistry o f soils. Advances in Agronomy, 50:151-208. 1993. Evan