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

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18

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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

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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

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7.2.

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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

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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.

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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

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8.2.

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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.

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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

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247

7.2.

Bibliografía de referencia

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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

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6.2.

Bibliografía de referencia

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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

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9.2.

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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

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6.2.

Bibliografía de referencia

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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

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7.2.

Bibliografía de referencia

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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

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8.2.

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415

__________________________________________________1 5

Flujo de calor y temperatura del suelo

1.

Régimen térmico del sueio

Los procesos físicos, químicos y biológicos de un ecosistem a están fuerte­ mente influenciados por la temperatura. La importancia del calor del suelo se debe a su papel como factor de control de la intensidad de una serie de procesos que suelen alcanzar un máximo dentro de un cierto intervalo de temperaturas. Los principales efectos son: — En la planta: Germinación: raramente tiene lugar por debajo de 5 °C. Influirá sobre la estación de crecimiento, época de floración, fecha de la cosecha, etc. Actividad respiratoria. Crecimiento: escaso durante el invierno. La absorción de agua y nutrien­ tes disminuye a temperaturas extremas (altas o bajas). Disponibilidad de agua para la planta: es mayor en suelos con mayor contenido calor que en los suelos fríos. En éstos el agua se halla más fuertemente retenida. — En el suelo: La actividad microbiana se ve favorecida o inhibida según la tempera­ tura. Así, por ejemplo: • La nitrificación es inhibida por las bajas temperaturas. • La descomposición de la m.o. es menor a bajas temperaturas. • La intensidad de la biodegradación de pesticidas varía con la tempera­ tura. Las reacciones en una meteorización química de rocas y minerales: de acuerdo con la ley de Vant’hoff, duplican su velocidad al aumentar 10 °C la temperatura. Los procesos de hielo-deshielo afectan a la m eteorización física, a la estructuración del suelo, entre otros aspectos. Los procesos de difusión y flujo viscoso son función de la temperatura.

417

La tem peratura del suelo y la del aire en contacto con él están íntim am ente relacionadas. El contenido de calor en el suelo es función de las características y estado del sistem a, flujo radiante que recibe, propiedades térm icas que posee, con­ tenido de agua en sus distintos puntos. La tem peratura de un com partim ento del suelo viene determ inada por los intercam bios energéticos con el m edio exterior y las transferencias de calor con los com partim entos contiguos. La im portancia de la tem peratura ha sido reconocida por distintos sistem as de clasificación de suelos. La introducción de régimen de tem peratura del suelo com o criterio taxonóm ico en Soil Taxonomy (S.S.S. 1960), así lo atestigua. A pesar de ello, se ha prestado poca atención al estudio de los efectos de la tem peratura del suelo hasta hace pocos años. El desarrollo de modelos para el cre­ cim iento de las plantas, así com o los estudios sobre evapotranspiración y la telede­ tección han im pulsado este tema. En el presente capítulo se estudian los mecanismos de transmisión de calor en el suelo, las principales propiedades térmicas, las ecuaciones de flujo de calor y sus apli­ caciones, las técnicas de medida de la temperatura del suelo, los regímenes de tempe­ ratura y se indican algunas técnicas para modificar el régimen térmico del suelo.

2.Mecanismos de transmisión de calor en el suelo El calor puede ser transm itido de un com partim ento a otro del suelo o inter­ cambiado con la atm ósfera, por diversos procesos, los más im portantes son la con­ ducción, la convección, la radiación, la evaporación y la condensación de agua.

— Conducción m olecular o simplemente conducción, es debida a que las moléculas al recibir calor aumentan su energía cinética de agitación térmica, lo que las hace vibrar más rápidamente respecto a su posición media. Colisionan con las adyacentes, a las que transfieren parte de su energía cinética, sin que haya mezcla. Como resul­ tado aumenta su temperatura. Tiene lugar afectando únicamente a la fase sólida. Es un mecanismo lento, que tiene importancia en la transferencia de calor en suelos secos, así como en suelos de países fríos en los que el suelo llegue a helarse. — Convección térmica, en este proceso el calor se propaga de un lugar a otro por movimiento real de un fluido caliente, que actúa como portador de calor. Al absorber calor las moléculas del fluido se expanden y con ello disminuye su den­ sidad. Las diferencias de densidad por gradientes de temperatura originan el movi­ miento por convección natural o libre. El riego con aguas residuales calientes en un suelo inicialmente frío provoca una con­ vección forzada. Es un mecanismo rápido que afecta tanto a la fase sólida (conducción) como a la líquida que se desplaza (convección). Hay aquí un doble mecanismo de flujos de agua y de calor. Es el principal proceso de transferencia de calor en suelos húmedos.

418

— Radiación, la transferencia de calor tiene lugar a través del espacio por medio de ondas electromagnéticas, emitidas por cualquier cuerpo cuya temperatura sea supe­ rior a O °K. La velocidad de propagación es muy elevada. Es el principal proceso por el cual el suelo intercambia calor con el medio y en espe­ cial recibe calor procedente del sol en forma de energía radiante. — Evaporación y condensación de agua, en este caso se trata de una transferencia de calor latente. Tiene importancia en suelos que se están secando, en los que la eva­ poración dentro de ellos da lugar a un flujo de vapor hacia la atmósfera, lo que influye en gran manera sobre el flujo de calor y el perfil de temperatura (Buchan, 1991). Aspectos a tener en cuenta al medir el flujo de calor y las propiedades térmi­ cas (de Vries y Philip, 1986). Considerar que el flujo de calor tiene lugar por medio de un único mecanismo supone una simplificación que sólo se justifica desde un punto de vista introductorio. En la reali­ dad, el flujo de calor tiene lugar por distintos mecanismos en simultáneo y además suele ir asociado al flujo de agua, lo que exige pasar de la ecuación de conducción «no asociada» a modelos de flujo simultáneo de agua y calor (Buchan, 1991).

3.

Propiedades térmicas del suelo

El estudio del comportamiento térmico de un suelo requiere introducir las pro­ piedades térmicas que intervienen en él, que son las de sus componentes, variando además con el contenido de agua, la granulometría de los materiales y la forma en que se agreguen. La capacidad calorífica o capacidad del suelo para almacenar calor por uni­ dad de volumen o de masa y unidad de temperatura puede expresarse como: La capacidad calorífica volumétrica definida como: La cantidad de calor necesario para que la unidad de volumen de un suelo aumente un grado su temperatura en condiciones isobáricas.

Análogamente, la capacidad calorífica másica (calor específico):

Dado que el suelo es un sistema de tres fases, y que cada una de ellas, en especial la sólida, no es homogénea, la capacidad calorífica (Cv) para un suelo húmedo vendrá dada por: 419

Cv - 6ac va+ 0WCvw+ ^ 0siCvs¡ i=l

Cv= PwCp = pb(1 + 0J Cp= pb(Cps + 0mCpw) donde: 0a = fracción de volumen de la fase a Cva = capacidad calorífica volumétrica de la fase a a = aire,

w = agua,

s = sólido

p*= densidad aparente en húmedo Cp = capacidad calorífica por unidad de masa 9ra = contenido de humedad másico Cps = capacidad calorífica media por unidad de masa de constituyente Dado que por lo general se estudia el flujo de calor a través de un volumen de suelo, Cv resulta de mayor interés que la capacidad calorífica por unidad de masa. Los componentes sólidos del suelo tienen calores específicos muy semejantes entre ellos y difieren considerablemente de la m.o. y del agua, siendo despreciable el del aire. De Vries (1986) utiliza como valores medios: C oM Jm -3 oC-' — — — — — — —

Componentes minerales (promedio) Cuarzo Minerales de arcilla Componentes orgánicos Agua Hielo Aire

1,9 2,0 2,0 2,47 4,19 1,93 1,25 x 10' 3

La capacidad calorífica volumétrica del suelo puede calcularse a partir de la expresión: Cv= 4,18 • 106 (0,46 0S+ 0,60 0a + 0W)

J n r 3 °C-'

0 W= £ t - 0 a

eT = porosidad

La organización del suelo en horizontes (Cap. 2) lleva a considerar separadamente cada uno de ellos en el cálculo de la capacidad calorífica de un suelo, y ésta variará considera­ blemente según el contenido de agua a lo largo del tiempo. La c o n d u c t iv id a d t é r m ic a (X) o coeficiente de Fourier expresa: La capacidad del suelo para transferir calor por conductividad molecular. Tiene lugar cuando distintas partes del suelo se hallan a temperaturas diferentes y el calor se trans­ fiere de los puntos de mayor a las de menor temperatura. 420

Se puede definir como la cantidad de calor (J) transferida por conducción en la uni­ dad de tiempo (s), a través de una lámina de 1 cm de espesor y 1 cm2 desuperficie iso­ terma, cuando existe un gradiente de temperatura de 1 °C entre las dos caras. Si el medio no es isótropo, la conductividad térmica vendrá caracterizada por las conductividades A,x, A.y, Xz en las direcciones de los ejes cartesianos. Si el medio no es homogéneo, Xx, Xy, Xz. serán distintas en cada punto. En un medio isótropo y homogéneo Xx = Xy = Xz = X. En unidades SI se expresa en J irr2 s~' °C~' 1 J s_1 = 1 W. La conductividad térmica depende de: — — — — —

Composición de las tres fases del suelo. Forma y tamaño de los granos. Organización de los granos: estructura. Contacto en ¡nterfase. Contenido de agua (cuanto mayor es 0a, menor es A.).

La influencia del agua se debe a que aumenta la superficie de contacto entre partículas:

Seco A*

Película de agua

Húmedo A*

Aw

Ag

La relación entre la conductividad térmica del cuarzo en masa, el agua y el aire es: 333:23:1. La relación entre el cuarzo en masa, la arena de cuarzo húmeda y la arena seca es de 200:40:7. La conductividad térmica de los distintos componentes de la fase sólida es del mismo orden de magnitud, por ello las diferencias que se observan en las medidas deben interpretarse, para un mismo contenido de humedad, como debidas al grado de empaquetamiento y a la porosidad del sistema: 421

Conductividad

10

20

30

40

C o n te nido de hum edad %

La d ifu siv id ad té rm ic a (DT) expresa la inercia térm ica del suelo, medida como la variación de tem peratura debido al flujo de calor.

En unidades SI se expresa com o [L 2 T~'] en m 2 s 1

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir como variará la conductividad térmica (X) de un epipedión por efecto del pisoteo del ganado.

2.

Cómo influye el valor de X en el almacenamiento de calor en el suelo y en el caso de suelos contiguos, por qué uno puede ser demasiado frío durante la noche y demasiado cálido durante el día, mientras que el otro tenga tempe­ raturas mucho menos contrastadas.

3.

Deducir la ecuación de dimensiones de la difusividad térmica.

4.

Analizar la influencia que puede tener el contenido de humedad del suelo en primavera, sobre el reinicio de la actividad biológica en ecosistemas cuyos suelos tengan el mismo régimen térmico.

422

Respuestas 1.

El pisoteo del ganado compacta el suelo, con lo que aumenta la densidad aparente y con ello la conductividad térmica.

2.

El valor de la conductividad térmica depende del contenido de humedad, por lo que ambos suelos deben presentar distinto contenido de humedad, por ejemplo.

3.

Dt = - ^

4.

El calentamiento del suelo en primavera será tanto más lento cuanto mayor sea su contenido de humedad. Los suelos húmedos serán más fríos durante más tiempo a la salida del invierno, por lo que la actividad biológica se verá retrasada, y el período de crecimiento será menor.

4.

t/y

[Dt ] = [L2 T-1]

Ecuación de flujo de calor por conducción

El suelo, al ser un sistema dinámico de tres fases, organizado en horizontes, transfiere calor de una forma compleja, por lo que en la presente exposición se recurre a una serie de hipótesis restrictivas:

— El flujo de calor es por conducción (predominante en suelos secos). Se ajusta bas­ tante bien a los resultados experimentales, si bien hay que tener en cuenta que en condiciones de campo con suelos húmedos, la convección térmica tiene lugar simultáneamente, por lo que habrá que utilizar ecuaciones que asocien ambos pro­ cesos. — El volumen de suelo considerado es isótropo y homogéneo, si bien cambia por seg­ mentos verticales. — Los parámetros físicos del sistema son constantes en cada segmento. — No hay transferencias de componentes, agua u otras. — Las variaciones de volumen debidas a los cambios de temperatura son despreciables. — No hay radiación de calor. — No se genera calor dentro del volumen considerado.

El flujo de calor en el suelo Q = f(x, y, z, t) viene regido por la ley de Fourier: A = conductividad térmica J m~2 s~' ¿Qs y dT ~T~ -- a4» -- ~L dt os

Q5= cantidad de calor transmitido en la dirección s, por unidad de tiempo y unidad de área (J s_l). 423

La ley de conservación de la energía resulta de aplicación al flujo de calor. En un volu­ men elemental de suelo dv se cumple:

dQ = dQ| + dQ2 q2 + dz dy+ dy

donde:

cido por conducción por el dv en dt. x

x + dx

dQ2 = cantidad de calor generado en el dv en dt.

dv = dx dy dz La cantidad de calor introducido en la dirección del eje x en dt es:

qx = densidad de flujo: cantidad de calor transmitida a través de la superficie isoterma, por unidad de área y de tiempo. Es proporcional al gradiente de temperatura. La cantidad de calor que sale por la cara opuesta es: dQx-Ki* = flx-Kix dy dz dt EL total acumulado es: dQXi = dQx- dQx+dx = (qx - qx+dx) dy dz dt La función qx+dx es continua y derivable en el intervalo [x, x + dx], por ello admite desa­ rrollo en serie de Taylor, que vendrá dado por:

Despreciando infinitésimos de orden igual o superior a 2, se tendrá: 3q dQx, = — r — dx dy dz dt

424

Análogamente dqy dQvl = — - — dy dx dz dt dy 3qz dQz, = - —— dz dx dy dt dz Por tanto, para un flujo de calor tridimensional: dQi = dQx, + dQy) + dQzl = -

dqx

dqy

dqz

dx

dy

dz

dq dx dy dz dt = - —— dv dt ds

Si en el volumen se genera calor, como es el caso de suelos con cambios de fase de agua: dQ2 = qv dv dt qv = capacidad de las fuentes internas para generar calor, por unidad de volumen y uni­ dad de tiempo. T = temperatura T = f(x, y, z, t) La variación de energía interna viene dada por: dT dQ = Cv — — • dt • dv = dQ, + dQ 2 dt de donde: Cv 4 ^ - d t dv = dt

dqx

dqy

dqz

dx

dy

dz

dv dt + qv dv dt

Teniendo en cuenta la ley de Fourier, resulta: dT dx

q*_

qy -

dT dy

Xy

dT dz

con lo cual: dq*

d2T

3qy

dx

dx 2

dy

,

d2T

dqz = _ ^ d2T

y dy 2

dz

dz 2

de donde resulta: 1

d2T

dt “ C,

x dx 2

dT _

dT _ A. dt

.

d2T

d2! dz 2

d2T | q v

Cv ds 2

.

Cv

D

d2T | qv

T ds 2

Cv

425

Recordando que v,, a2 V- = a 2 H a 2 1-------

dx2

dy2

dx2

es el laplaciano u operador de Laplace, la expresión de la variación de la temperatura en cada punto del sistema en función del tiempo, y con independencia de la difusión de agua que en condiciones de campo tiene lugar en simultáneo, será: Ecuación diferencial del flujo de calor por con­ ducción. Segunda ley de Fourier. Cuanto mayor sea el valor de la difusividad térmica, DT, más rápidamente se igualará la temperatura en todos los puntos del sistema. Para un flujo unidireccional y sin producción de calor dentro del volumen considerado, se tendrá:

[1]

5.

Soluciones de la ecuación de flujo de calor por conducción

La ecuación del flujo de calor permite abordar problemas de flujo de calor en estado estacionario en columnas de suelo seco o en condiciones de saturación. El estudio de los cambios de temperatura a lo largo del año y de las propiedades tér­ micas del suelo con cambios constantes de la temperatura constituye una aplica­ ción en régimen no estacionario (Jury y cois., 1991).

5.1. Métodos analíticos Las soluciones analíticas requieren asumir ciertas simplificaciones, por lo que se considerarán dos supuestos: conducción en estado estacionario y en régimen no estacionario.

a)

Conducción en estado estacionario (régimen permanente)

En este caso, las variaciones con respecto al tiempo son nulas, y si se supone que no hay fuentes internas de calor, se cumplirá: 426

T = f(x, y, z, t) --—= O dt

—-— - O Cv

luego D tV2T —0

La transmisión de calor a través del plano que limita dos horizontes (superficie iso­ terma) constituye un flujo unidimensional de este tipo. La cantidad de calor que atra­ viese dicha superficie viene dada por la expresión:

T

- ¿)T qz = - * . ^ dz Siendo las condiciones de contorno: Z=0

T(0) = T,

Z=d

T(d) = T2

La solución consiste en encontrar la expresión de la distribución de temperaturas en función de la profundidad z. AI haber una sola variable independiente se puede trabajar con la derivada ordinaria: d2T dz2

=

0

Integrando dos veces: T = C|Z + C2

C, C2 constantes de integración

Las condiciones de contorno permiten encontrar las constantes de integración. T(0) = T, T(d) = T2 de donde: c 2= t . Ci =

con lo que, la solución es

T , - Ti

T(Z) = J ? _ I L z + t .

(0 < z < d)

427

Para un suelo con distintos horizontes, se puede establecer la conductividad térmica equivalente. n donde: d¡ = espesor del horizonte i ¡=i

X¡ = conductividad térmica del horizonte i n = número de horizontes

ESTUDIO DE CASOS En un suelo cuyo perfil puede considerarse homogéneo desde un punto de vista de su comportamiento térmico y en estado seco, se mide la temperatura en su superficie z = 0, t = 25 °C y a una profundidad z =1,6 m, t =12 °C. Consi­ derando que la temperatura no variase con el tiempo, se quiere: a)

Hallar la expresión de su variación con la profundidad.

b)

Determinar la expresión para calcular el flujo de calor por unidad de área.

Respuestas a)

Se trata de una situación de estado estacionario, sin fuentes internas de calor. T,

= DtV2T = o r~ —tg 0

T

T —C,z + C2 Con las condiciones de contorno dadas: z=0

t, = 25 °C

1

C2 = 25

z = 1,6

t2 = 12 °C

J

C1 = -8,125

T = -8,125z + 25

z

perfil de temperaturas

b) dz - 8,125 X

428

no depende del valor absoluto de las tem peraturas, sino del gra­ diente de temperaturas.

b)

Conducción en régimen no estacionario: Aproximación sinusoidal

La radiación solar calienta la superficie del suelo durante el día y ésta se enfría a lo largo de la noche. Los datos experimentales han puesto de manifiesto que la variación de la temperatura sigue un modelo sinusoidal. La amplitud no es cons­ tante, sino que existe un efecto de amortiguamiento en función de la profundidad. La profundidad máxima de penetración es aquella a la que la amplitud es 1/100 de la amplitud de la variación de la temperatura en la superficie del suelo. Por lo general, se considera que la parte del suelo situada a 50 cm o más sólo se ve afectada por las oscilaciones estacionales de temperatura, pero no por los cambios a lo largo del día. Por ello se toma la profundidad de 50 cm como referencia para establecer el régimen de temperatura del suelo, como muestran las siguientes curvas:

En régimen transitorio, la temperatura (T) varía con el tiempo:

T = f(x, y, z, t)

i 3t r * 0

—» 429

Con un suelo homogéneo y suponiendo que los puntos situados a una misma profun­ didad definen un plano isotermo, la temperatura T es independiente de (y, x) y en ausen­ cia de producción de calor en el volumen considerado: dT dt "

d2T

[ 1]

T dz 2

las condiciones de contorno: T(0, t) = A0 sen wt

para t > 0

siendo A0 = amplitud de la senoide en la superficie del suelo. lim T(z, t) = 0 z—

para t > 0 al ser amortiguada y Ta = 0

T(0,t) = Ao

t = 13 horas después de t = 0 (se supone que la temperatura máxima en la superficie del suelo ocurre al mediodía solar).

Ta = temperatura media en el perfil durante el período, que podría considerarse distinta de cero.

p = 24 horas (Período para una onda diurna), w = 2tt/p. Al integrar la ecuación: dT dt ~

d2T T dz 2

utilizando la técnica de separación de variables, esto es, suponiendo que existe una solu­ ción T(z, t) = f(z) g(t), para integrar la ecuación diferencial, con las condiciones de con­ torno indicadas. Con ello: T(z, t) = f(z) g(t) -3 - = f(z) g ’(t) dt cTT - T - = g(t) f ’(z) dt dT dt

f(z) g ’(t) = D g(t) f ” (z) 1

g ’(t)

D

g(t)

f ” (z) f(z)

= g(t) f ” (z)

Al ser g(t) sólo función de t, y f(z) sólo de z, ambos miembros de la ecuación deben ser iguales a una constante: r g’(t) - D rg(t) = 0 f ” (z) - r f(z) = 0

430

integrando: g ’(t)

= Dr

ln g(t) = Drt + cte

g(t)

g(t) = eDrt+CIe g(t) = AeDrt

Para integrar la ecuación lineal homogénea f ” (z) - rf(z) = 0 su ecuación característica es x2 - r = 0 y las raíces de ésta son: X) = V r i,

x2 = - V r i

por consiguiente, la solución de la ecuación diferencial es: f(z) = C, ezVz + C 2e“zV" En definitiva, la solución general de la ecuación [1] será:

-1

r

T(z, t) = C, ezV^ + C 2e-zV¡: A eDn Para calcular las constantes se tienen en cuenta las condiciones de contorno: t>0

C, = 0

lim T(z, t) = 0 —» Z —X »

luego:

T(z, t) = GeDrt e_zV^

Por la primera condición debe cumplirse T(0, t) = GeDrt = A0 sen cot para ello, el argumento de la función exponencial debe ser imaginario puro y entonces Dr = ico

. a» D

Con ello: T(z, t) = G eirol e ‘zV

d

teniendo en cuenta que a /t ..o / n . n \l/2 Jt 7t 1 .1 1+ i Vi = v u = eos — + 1 sen — = eos — + i sen — = —¡= + i —7= = — 2 2) 4 4 V2 V2 V2 se obtiene T(z,t) = G e í(0, e-z(l+i)V 2d G e

/jÜL

'■\¡ 20

f

p!L)

e ¡Uút-zV 20 ) _

431

= G e~zV 2d

De las dos soluciones combinadas linealmente, se tomará la solución imaginaria, por ser la senodial: T(z, t) = G e ZV 2D sen

_ z / .JÍL. j

Para la condición de contorno indicada anteriormente: z=0

T(0, t) = G sen cot

t >0

T(z, t) = A 0 sen cot

G = A0

Finalmente, la solución de la ecuación [1] es:

T(z, t) = A 0 e ZV 2d sen j cot —z

co 2D

Al ser una sinusoide multiplicada por una exponencial, da una senoide amortiguada con la profundidad, lo que se corresponde con los datos experimentales.

Si T„ * 0 T(z, t) = Ta + M A 0 exp

432

riwT

sen cot - z

1/2

V 2D

5.2.

Métodos numéricos

Para integrar la ecuación diferencial del flujo de calor por conducción [1]: ^ D T - 327 dt dz 2 con condiciones de contorno e iniciales más complicadas y sin hipótesis restricti­ vas, deben usarse los denominados métodos numéricos; presentan la ventaja de permitir incorporar las propiedades térmicas que dependen de las condiciones par­ ticulares del suelo y del agua, así como las temperaturas de superficie que son fun­ ciones complicadas del espacio y del tiempo. La aplicación de los métodos numéricos se basa en el siguiente procedimiento. El volu­ men de suelo se discretiza, esto es, se divide en un conjunto finito de elementos de volumen de profundidad Az, separados por superficies frontera o nodos; también se discretiza el intervalo de tiempo, el cual se divide en subintervalos de amplitud At. Con ello, una ecua­ ción diferencial se convierte en un sistema de ecuaciones algebraicas, una para cada ele­ mento, incluyendo las condiciones de contorno correspondientes a la superficie del suelo y al límite inferior del elemento de volumen. Los valores Az y At reciben el nombre de paso de la discretización; si el paso es constante, el método se denomina de paso fijo y en caso contrario, de paso variable. Estos últimos se emplean a menudo para ahorrar tiempo de cálculo: el paso Az se incre­ menta a medida que aumenta la profundidad del perfil; también puede aumentarse At a medida que se abandona el régimen transitorio. Es recomendable elegir el paso At de modo que se cumpla At < del método.

, con el fin de garantizar la convergencia y estabilidad

Los métodos informáticos de cálculo existentes en la actualidad, permiten abordar el gran número de operaciones necesarias para resolver una cantidad importante de ecuaciones, obtenidas al efectuar una discretización lo suficientemente «fina» como para aproximar satisfactoriamente la solución de la ecuación diferencial; sin la existencia de estos métodos informáticos de cálculo sería impensable el planteamiento de los métodos numéricos. Los métodos numéricos empleados más habitualmente son: los de diferencias finitas, los de elementos finitos y los de analogía eléctrica; la diferencia entre ellos estriba en el procedi­ miento mediante el cual se divide el retículo espacio-temporal, las variables principales que se adoptan o el afinado de la integración respecto al tiempo. Con mayor precisión: — Métodos de diferencias finitas. Se utilizan elementos infinitesimales y se supone que el incremento de tiempo At es lo suficientemente pequeño como para que las variables puedan considerarse cons­ tantes en el interior de cada elemento infinitesimal; con ello, las diferenciales de las funciones pueden sustituirse por sus incrementos (diferencias finitas). — Métodos de elementos finitos. Se consideran elementos de tamaño finito, en los cuales la variación de las variables básicas a lo largo de cada elemento se considera constante (por ejemplo, flujo de -> 433

calor constante, variación lineal de temperatura,...). Este método optimiza el tiempo de cálculo al reducir el número de nodos. — M étodos de analogía eléctrica. Se sustituyen elementos de tamaño finito del medio real, por circuitos eléctricos con resistencias y condensadores conectados adecuadamente para que su comporta­ miento resulte análogo al del suelo, es decir, las ecuaciones que describen el sistema eléctrico, son las mismas que las que describen el flujo de calor en el suelo. La descripción realizada es necesariamente muy esquemática; los métodos numéricos son objeto de estudio de una rama muy importante de la Matemática Aplicada, denominada Análisis Numérico (Vol Kov, 1990, Scheid & di Constanzo, 1991).

ESTUDIO DE CASOS Método de diferencias finitas. Considérese un suelo de difusividad térmica DT=16 cm2/h y en él un volumen de 1,20 m de profundidad, en el cual tiene lugar un flujo vertical de calor. A las 0 horas, se sabe por lectura de geotermómetros, que cada 10 cm de profundidad, la temperatura T del suelo medida en grados centígrados vale: 18,5; 21,7; 23,1; 24,2; 22,9; 20,4; 18,1; 16,5; 15,4; 14,8; 14,5; 14,3; 14,2. En superficie, la tempe­ ratura medida cada 3 h a lo largo del día registra las siguientes lecturas: 18,5; 16,2;15,6; 20,6; 32,0; 38,1; 31,9; 24,9; 21,6. También se comprueba que la tem­ peratura del suelo permanece constante a 14,2 °C a 100 cm de profundidad. Se trata de encontrar la distribución de temperaturas en el volumen de suelo a lo largo del tiempo.

Respuestas Si se toma Az = 10 cm, resultan 12 elementos de volumen en el suelo y 13 nodos para la variable profundidad del perfil, z; si se considera At = 3 h, resultan 8 subintervalos y 9 nodos para la variable tiempo, t. Se indicará abreviada­ mente por T(i, j) el valor de la temperatura en el punto (¡Az, jAt). En virtud de esta discretización del volumen de suelo y del intervalo de tiempo, se cumple: Zo=0 , z¡+1 = z¡ + 10

t0 = 0 0 < i < 12

tj + 1

=tj

+3

0 <j < 8

Se trata de obtener en cada elemento la ecuación en diferencias finitas asocia­ das a la ecuación diferencial [1] y, por tanto, al sistema de ecuaciones que per­ mita encontrar la distribución de temperaturas en el perfil a lo largo del tiempo. La aproximación de la derivada parcial 0T/3t mediante cocientes de diferencias finitas es:

—¥ 434

¿T .

T(i, j +1) ~ T(¡, j)

3t ( ’ J)

T

At

a2T

y la derivada parcial de segundo orden — — se aproxim a mediante:

oZ

T(¡ + 1, j) —T(¡. j) a2!

(¡ ^ =

d z2

T(i, j) —T(i —1, j)

Az

T(i + 1 , j) + T ( ¡ - 1, j) —2T(i, j)

Az Az

’

(Az)

Así pues, la ecuación en diferencias asociada a [1] es: T(i, j + 1) - T(i, j)

T(i + 1, j) + T(i - 1, j) - 2T(i, j)

At

(Az)2

Designando por a = DT

At

T (Az)2

se obtiene: T(i, j + 1) = a[T(¡ + 1, j) + T(i - 1, j)] + (1 - 2a) T(i, j) En este caso el valor de a es: a = 16

102

= 0,48

con lo que se obtiene: T(i, j + 1) = 0,48[T(i + 1, j) + T(¡ -1 , j)] + 0,04 T(i, j); £ < • < ¿2 que permite el cálculo de la distribución de temperaturas buscada. El resultado de dicha distribución de temperaturas a lo largo del perfil y del tiempo es: t(h) z (cm) 0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120

0

3

6

9

12

15

18

21

24

18,5 21,7 23,1 24,2 22,9 20,4 18,1 16,5 15,4 14,8 14,5 14,3 14,2

16,2 20,8 22,9 23,0 22,3 20,5 18,4 17,7 15,6 14,9 14,5 14,3 14,2

15,6 19,6 21,9 22,6 21,8 20,5 18,6 17,0 15,8 15,0 14,6 14,3 14,2

20,6 18,8 21,1 21,9 21,5 20,2 18,7 17,2 16,0 15,2 14,6 14,3 14,2

32,0 20,8 20,4 21,3 21,1 20,1 18,7 17,3 16,2 15,3 14,7 14,3 14,2

38,1 26,0 21,0 20,8 20,7 19,9 18,7 17,4 16,3 15,4 14,8 14,4 14,2

31,9 29,4 23,3 20,8 20,4 19,7 18,7 17,5 16,4 15,5 14,8 14,5 14,2

24,9 27,7 25,0 21,8 20,3 19,6 18,6 17,5 16,5 15,6 15,0 14,5 14,2

21,6 25,1 24,8 22,6 20,7 19,5 18,6 17,5 16,5 15,7 15,0 14,6 14,2

435

6.

Flujos acoplados

6.1. Flujos de calor y agua Si bien resulta simplificador considerar separadamente los flujos de calor debidos a los distintos mecanismos actuantes, en el suelo el proceso de transferencia de calor general­ mente no tiene lugar de este modo. En la práctica, el suelo raramente está totalmente seco (flujo por conducción) o totalmente saturado de agua (flujo por convección). Al existir una parte de la porosidad total que está llena de aire, 9.,, el agua puede evaporarse en ella, con lo que en el flujo total de calor sensible, QT intervendrán tanto la fase líquida, como la fase de vapor de agua, con acople de flujos por conducción (difusión), QD, y por convección, Qv: QT = 3 , + ^

v

Las interacciones entre el flujo de calor y el flujo de agua líquida pueden considerarse generalmente despreciables (de Vries, 1986), pero no así las existentes entre el flujo de calor y el flujo de vapor de agua. La existencia de gradientes de temperatura inducen flujo de agua por su efecto sobre la tensión superficial (fase líquida) y sobre la presión de vapor (fase de vapor), mientras que los gradientes de potencial del agua inducen flujo de calor por su efecto sobre el flujo de vapor de agua y el flujo de líquido (Buchan, 1991). Los efectos combinados de los gradientes de temperatura y de potencial del agua hacen que haya una interacción entre el flujo de calor y el flujo de agua. De acuerdo con la ley de Fourier, el flujo de calor sensible transferido por conducción o difusión térmica puede describirse por:

Los flujos de vapor de agua pueden considerarse como la suma de un flujo térmico (Qvt) y <Jc un flujo isotermo (Qvl>):

Qv = -D v- ^ = QVT+ Qv dz Qvt = ~ H Dv h,

dT dz

Transporte de calor latente por transferencia de vapor regida térmicamente

Qvp = —Dy es (T)

dh dz

Transferencia de calor latente regida por el potencial de agua

donde: = presión de vapor actual en la fase gaseosa es(T) des s = —j p

436

= presión de saturación de vapor - pendiente de la curva de presión de saturación de vapor

es

= humedad relativa

Dv = a 0;,u Dva

= difusividad aparente de vapor en el aire del suelo

Dva

= difusividad en la masa de aire

0a = £A a =t

= porosidad llena de aire

u=

= factor de flujo de masa

P p -e

P n Dv

= factor tortuosidad del espacio de poros

= presión total del aire del suelo = difusividad térmica efectiva de vapor

6.2. Flujos de calor, agua y solutos En campo, el agua del suelo contiene cierta cantidad de sales en solución por lo que un enfoque global del proceso requiere describir el flujo simultáneo de calor, agua y solutos (Nassar y Horton. 1992). En este caso los coeficientes de difusión dependen del contenido de agua, de la temperatura y de la concentración de solutos en cada punto del sistema. Los flujos simultáneos de agua y de solutos (Warrick y cois., 1971) adquieren mayor importancia en suelos afectados por salinidad.

7.

Medida de la temperatura del suelo

La tem peratura del suelo es una función del tiempo y del punto considerado. Para su medida se utilizan sensores de temperatura: los termómetros de suelo o geotermómetros. Los hay de los siguientes tipos:

— Termómetros de contacto: Termómetros de expansión de un líquido en un tubo de cristal (mercurio o alco­ hol): volumen. Son los estándar, utilizados por los servicios meteorológicos. Termómetros bimetálicos de invar-bronce o invar-acero. Termómetros de expansión de líquidos y gases. Termómetros eléctricos o electrónicos. Esenciales para medidas continuas automatizadas: • De resistencia eléctrica. • De termopar: no requieren suministro externo de energía. • De termistor. — Termómetros de no contacto: Pirómetros ópticos. Radiómetros de intensidad total.

437

Las medidas en campo requieren una cuidadosa colocación del elemento sensor para lograr un contacto adecuado. La instalación se puede hacer a distintas profundidades, si bien para caracterizar el régimen de temperatura de un suelo, la medida se ha normalizado a 50 cm (S.S.S. 1975, 1992), ya que no se ve afectada por las oscilaciones diarias de tempe­ ratura, sino por el ciclo anual. La Organización Meteorológica Mundial ha establecido como profundidades de referencia para las medidas 5, 10, 20,50 y 100 cm. Es una informa­ ción de la que disponen muy pocos observatorios meteorológicos. Los momentos de reali­ zar la lectura de forma normalizada son las 07, 13 y 18 horas solares.

8.

Representación de las medidas de temperatura

La función T = f(x, y, z, t) puede representarse de diferentes formas a partir de datos experimentales de campo: Sistema tiem po-profundidad: Isotermas.

Sistema tiem po-tem peratura

438

Sistema temperatura-profundidad Temperatura (°C)

9.

Medida del flujo de calor

El flujo de calor en el suelo controla los intercambios de energía dentro del suelo y en su superficie. Las medidas se refieren principalmente a este último caso, en relación con la evaluación de la evaporación. Los métodos más corrientemente utilizados para medir el flujo de calor son (Buchan, 1991): — — — — —

10.

Transductores. Métodos de gradiente de temperatura. Métodos calorimétricos. Método de análisis de Fourier. Método de regresión de flujo.

Modificación del régimen térmico del suelo

La temperatura del suelo puede modificarse con el fin de conseguir condicio­ nes más favorables para la vegetación, ya sea en su fase de implantación, adelan­ tando la germinación al final del período frío, o bien favoreciendo el crecimiento, para lograr una producción más temprana. Los métodos se basan en tratamientos en la superficie del suelo: 439

— Cubiertas: Film de plástico negro: absorbe la m ayor parte de la energía radiante proce­ dente del sol. La cám ara de aire aisla al suelo y éste perm anece más frío. Film de plástico transparente: efecto invernadero, el suelo perm anece a m ayor temperatura. Paja picada: por su albedo refleja mucho la energía. El suelo perm anece más frío. Carbón sobre la superficie: absorbe calor. Con suelo húm edo m ayor evapo­ ración, con suelo seco éste se calienta más. Enarenado con arena cuarzosa: • Seca: refleja la energía, m enor evaporación. Efecto aislante. • Húmeda: su eficacia aislante dism inuye. Enarenado con arena de esquistos: absorbe más el calor, debido a que su albedo es más bajo. — Técnicas de cultivo: Laboreo: aum enta la porosidad y con ello su capacidad aislante. Solarización del suelo: para favorecer la desinfección natural (Hetzronil & Grinstein, 1989). Riego. Drenaje. Control de malas hierbas. M ovim ientos de tierra: Cam bia la inclinación y orientación del terreno.

El efecto de las cubiertas sobre el flujo de calor por conducción ha sido objeto de diversos estudios, habiéndose desarrollado modelos para describirlo (Chung y Horton, 1987). La tem peratura de superficie se describe por una onda con variación senoidal con el tiempo y que presenta un valor medio, amplitud y constante de fase marcadamente diferentes según se trate de áreas con suelo desnudo o con cubierta, por ejem plo, de residuos de cosecha de maíz (Kluitenberg y Horton, 1990). La amplitud de la onda resulta m enor con el suelo con cubierta que con el suelo des­ nudo, lo que tiene efectos sobre la evaporación y el flujo de calor en el suelo.

11.

Bibliografía

11.1. Bibliografía básica Campbell, G. S. y Norman, J. M.: An Introduction to Environmental Biophysics. 2nd ed. Springer, 286 pp. Berlin, 1998. Hanks, R. J.: Applied Soil Physics. Soil and Water Applications. Springer-Verlag, 176 pp. Berlin, 1992; Musy, A. y Soutier, M.: Physique du sol. Presses Polytechniques et Universitaires Romandes, 335 pp. Lausanne, CH. 1991. 440

11.2.

Bibliografía de referencia

Barceló, M. y otros: Cálcul Numéric. Ed. CPDA-ETSEIB. 1991. Buchan, G. D.: Soil Temperature Regime. En Smith, K. A. y Mullís, Ch. E. (ed): Soil Analy­ sis. Marcel Dekker, Inc. 551-612. New York, 1991. Chung, S. O. y Horton, R.: Soil heat and water flow with a partial surface mulch. Water Resource. Res. 23:2175-2186. 1987. De Vries, D. A. y Philip, J. R.: Soil heat flux, thermal conductivity, and the null-aligment method. Soil Sci. Soc. Am. J. 50:12-18. 1986. Guaraglia, D. O. y J. L. Pousa: An electrical model ofheat flow in soil. SoilSci. Soc. Am. J. 63:457-463. Hanks, R. J.; Austin, D. D. y Ondrechen, W.T.: Soil temperature estimation by a numerical method. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 35:664-667. 1971. Hetzronil, A. y Grinstein, A: The technology o f soil solarization. ActaHorticulturae, 255:189-196. 1989. Horton, R.: Canopy shading effects on soil heat and water flow. Soil Sci. Soc. Am. J. 53:669-679. 1989. Horton, R. y Wierenga, P. J.: Estimating the soil heat fluxfrom observations ofsoil tempe­ rature near the soil surface. Soil Sci. Soc. Am. J. 47:14-20. 1983. Jury, W. A.; Gardner, W. R. y Gardner, W. H.: Soil Physics. John Wiley & Sons, Inc. 159-195. New York, 1991. Katan, J.: Soil Solarization. CRC Press, Inc. London 267 pp. 1991. Kluitenberg, G. J. y Horton, R.: Analytical Solution for Two-üimensional Heat Conduction beneath a Partial Surface Mulch. Soil Sci. Soc. Am. J. 54, 5:1197-1206. 1990. Mahrer, V. y Katan, J.: Spatial soil temperature regime under transparent polyethylene mulch. Numerical and experimental studies. Soil Sci. 131:82-87. 1981. Müller, C.: Modelling Soil-Biosphere Interactions. CABI Publishing. 354 pp. Wallinford, Oxon, UK. 2000. Nassar, I. N. y Horton, R.: Simultaneous Transfer of Heat, Water and Solute in Porrous Media. I. Theoretical Development. II. Experiment and Analysis. Soil Sci. Soc. Am. J. 56:1350-1365. 1992. Scheid, F. y DiConstanzo, R. E.: Métodos numéricos (segunda edición). Ed. McGraw-Hill. 1991. Sposito, G.: Soil Chemistry. Oxford, 1989. Volkov, E. A.: Métodos Numéricos. Ed. Mir. 1990.

441

16 Ecología del suelo Los microorganismos del suelo juegan un papel vital en el ciclo de los nutrientes y en el mantenimiento de la fertilidad del suelo. A. W ild . 1993

1.

Ecología del suelo

La hojarasca, la superficie del suelo y los huecos de sus distintos horizontes sirven para alojar organismos vivientes que se han adaptado a tales condiciones, ya sean animales o plantas. Sus tamaños van desde los pequeños roedores a los orga­ nismos microscópicos unicelulares. El papel de los organismos como factor formador del suelo se trata en el capí­ tulo 18, por lo que aquí sólo se desarrollan los aspectos referentes a la ecología del suelo, que hace referencia al estudio de los organismos en su medio natural. Se tratarán los siguientes aspectos: — Naturaleza de los organismos. — Tipo y alcance de las actividades metabólicas. — Papel de los organismos en las transformaciones de energía y procesos biogeoquímicos. — Relaciones entre los distintos organismos. En un sistema, los organismos dependen de las condiciones del medio, si bien a su vez son causa de modificaciones en el medio que les rodea. Por ello, la acción de los organis­ mos aparece al ir tratando las distintas propiedades de los suelos como condicionante de las mismas. A pesar de haberse publicado trabajos importantes en el ámbito de la zoología del suelo, desde el clásico de Darwin (1881), sobre el papel de las lombrices de tierra, al de Forsslund en Suecia en 1945, y los coloquios internacionales (Kevan, 1955, Lebrun y cois., 1983), el interés por el estudio de la fauna del suelo ha sido escaso, lo que supone una limitación importante para la comprehensión de los elementos de base de la ecología de los suelos (Kevan, 1985). Esta situación ha sido debida a la complejidad del tema, y a la desconexión entre los especialistas en zoología, microbiología, ecología y edafología. A los primeros les ha preo­ cupado más el enfoque taxonómico, mientras que los ecólogos se han interesado por el papel desarrollado por los organismos, si bien a veces sin incorporar suficientemente los avances en química, física y tipología de suelos. Por otro lado, dadas las características del 443

material objeto de estos estudios, existe una gran variabilidad espacial y temporal, lo que representa una dificultad más. En los últimos años, los avances de la biología molecular han abierto la posibilidad de manipular los organismos del suelo por aplicación de procedimientos genéticos (biotecno­ logía), para producir nuevos microorganismos capaces de sintetizar productos específicos. De este modo se consigue una mayor eficacia para la producción vegetal o la calidad ambiental. Esto, junto con las grandes posibilidades ofrecidas por la utilización de las micorrizas han hecho aumentar el interés por la ecología del suelo. Este es un claro ejemplo de sistema organizado, que manifiesta interacciones entre sus componentes bióticos y abióticos, y algunos autores como Cooley (1985) lo definen como un ecosistema. Interesa conocer el conjunto de organismos (biota) que viven en un ecosistema, qué interacciones existen entre ellos y qué repercusiones tiene todo ello para el propio sistema. Dada la dificultad de identificar todos los organismos que habitan en el suelo, es frecuente recurrir al estudio de su actividad global. Así por ejemplo, medir la actividad respiratoria del suelo por medio de la producción de C 0 2. Quedan incluidos todos los procesos metabólicos que producen C 0 2, ya sean las raíces o los microorganismos. La actividad biológica resulta fundamental para el comportamiento del suelo, en especial de la materia orgánica, lo que tiene claras implicaciones en el ciclo de los distintos elementos. En el conjunto de los procesos biológicos del suelo, la actividad m icrobiana es la más destacada y según Dom m ergues (1972) expresa: — Actividad microbiana en sentido estricto: corresponde a la intervención de los microorganismos vivos que actúan por sus propios enzimas. — Actividad enzimática del suelo: corresponde a la intervención de los enzimas del suelo, por lo general adsorbidos en los coloides minerales y orgánicos.

2.

Tipos de organismos del suelo

2.1. Tipos de organismos según la fuente de energía Dependiendo de la forma en que obtienen energía y carbono para sus funcio­ nes metabólicas, los organism os pueden agruparse en productores, consum idores y degradadores de C-orgánico: Autótrofos (fotótrofos): Obtienen la energía a partir de la radiación solar. Producen C-orgánico por fijación de C 0 2 de la atmósfera durante la fotosíntesis. Ejemplos: algas, bacterias fotosintéticos y plantas superiores, que dependen del suelo para la absorción de nutrientes y agua, interaccionan con el propio suelo como factor formador y con muchos microorganismos del suelo. Autótrofos

kr'

c° 2

C-orgánico

444

7

Heterótrofos

— Quimiolitótrofos: Obtienen energía a partir de reacciones químicas y fijan C-orgánico a partir de C 0 2. Ejemplos: • En presencia de oxígeno habrá bacterias Nitroso/nonas y Nitrobacter. • En ausencia de oxígeno: las bacterias Desulfovibrio desulfuricatis, que utilizan los sulfatos como aceptor terminal de electrones. — Heterótrofos (organótrofos): Requieren compuestos orgánicos que les sirven de fuente de energía y de fuente de carbono. Descomponen los restos orgánicos por acción mecánica. Pueden segregar enzimas que actúan sobre los compuestos orgánicos fuera de la célula, provocando ya sea su degradación o su mineralización, en un proceso de reciclaje. Obtienen energía a partir de sustancias orgánicas por oxidación enzimática con des­ prendimiento de anhídrido carbónico (respiración). En un medio anaerobio las sus­ tancias orgánicas sufren una fermentación, con una liberación de energía menos efi­ caz que la respiración aerobia. Ejemplos: hongos, muchas bacterias y todos los animales. — Simbióticos: Obtienen energía y nutrientes a partir de la planta, a la que proporcionan algún bene­ ficio. Ejemplos: bacterias fijadores de N2-atmosférico, hongos de micorrizas.

Entre los autrótrofos estrictos y los heterótrofos estrictos se hallan una serie de organis­ mos que tienen la facultad de adaptarse a un cambio de condiciones de suministro. Los organismos heterótrofos desempeñan un papel fundamental en el ciclo del C, ya que evitan que las sustancias orgánicas formadas a partir de la fotosíntesis se vayan acum ulando com o biom asa m uerta. Los procesos de descom posición, degradación y finalmente el de mineralización aseguran un retorno de anhídrido carbónico a la atmósfera y de nutrientes al suelo. El papel ecológico de los microorganismos es muy importante, al intervenir en un gran número de procesos edáficos. Igualmente, el estudio de la diversidad de especies de la fauna edáfica, organizadas en redes tróficas complejas que aprove­ chan todo tipo de restos orgánicos, permite detectar perturbaciones en el funciona­ miento biológico del suelo como, por ejemplo, cuando se aplican lodos de depura­ doras (Andrés, 1999; Barrera et al., 2001).

2.2.

Tipos de organismos según el tamaño

En relación al tamaño, los organismos del suelo se suelen agrupar atendiendo a unos límites un tanto arbitrarios en: 445

— M acrofauna (de 6 a 200 mm) Vertebrados, por lo general zapadores, tales como ratones, topos y otros que viven total o parcialmente en el suelo. — M esofauna (200 a 6000 pm ) Pequeños invertebrados, tales como artrópodos, anélidos, nemátodos y moluscos. — M icroorganismos (< 200 pm ) Microfauna: protozoos y algunos nemátodos. Microflora: bacterias, actinomicetes, algunos hongos y algas.

El papel ecológico de los microorganismos es muy importante, al intervenir en un gran número de procesos edáficos.

2.3.

Principales tipos de organismos: Características

Los principales organismos del suelo, las condiciones del medio en que viven y el papel desempeñado por cada uno de ellos (Burges y Raw, 1971, Alexander, 1980), pueden sintetizarse siguiendo la sistem ática de M argulis y Schwart (1985):

MONERAS DEL SUELO (Procariotas) Bacterias Organismos unicelulares cuyo tamaño no supera en general de 0,5 a 1 pm de diámetro y 2 pm de largo. Son los más numerosos en los suelos. Se presentan con una distribución irregular, loca­ lizándose en pequeñas colonias, a menudo asociadas a fuentes de C-orgánico. En condiciones favorables pueden multiplicarse muy rápidamente, lo hacen por divi­ sión y una vez cada 20 minutos, aproximadamente en condiciones óptimas. En su mayor parte son heterótrofos, con una gran versatilidad bioquímica, degradando y mineralizando componentes orgánicos, si bien son poco eficaces frente a las sustancias húmicas. Ejemplos: — Pseudomonas: metabolizan un amplio intervalo de compuestos incluyendo los pes­ ticidas. — Nitrobacter: sólo son capaces de extraer energía de la oxidación de los nitritos a nitratos. — Thiobacillus ferrooxidans: su energía procede de la oxidación de sulfuras y hierro ferroso. — Streptomyces: producen antibióticos. En su mayor parte son aerobios, si bien los hay anaerobios y aerobios facultativos. Ejemplos: — Nitrosomonas: aerobios, pocas exigencias en pH y temperatura. Acción óptima entre 30 y 35 ° C (mesófilos).

446

— Nitrobacter: aerobios, prefieren suelos neutros o básicos. Son mesófilos. — Clostridium: anaerobios. Pueden producir reducciones del C-orgánico a metano. Algunos son patógenos para el hombre, por ejemplo C. tetani, que producen el tétanos. — Actinomicetes: Bacterias con hifas productoras de micelios. Por su morfología miceliar recuerdan a los hongos, si bien son más próximos a las bacterias. Son abundantes en los suelos, siendo los géneros más comunes Streptomyces y Nocardia. Son heterótrofos y aerobios. Son poco tolerantes a la acidez. Los Streptomyces están adaptados a condiciones de sequía. Su papel en la degradación y mineralización no es tan importante como el de bacte­ rias y hongos, su papel deriva de su eficacia en la degradación de sustancias húmi­ cas y de su aptitud para sintetizar sustancias bióticas (vitaminas) y antibióticos. Cianobaclerias (anteriormente conocidas como algas verde-azuladas): Viven en o cerca de la superficie del suelo, al precisar luz para la fotosíntesis. Prefieren medios neutros o básicos. Los géneros Nostoc y Anabaena pueden fijar el N2-atmosférico e incorporarlo a los aminoácidos. PROT1STAS DEL SUELO Protozoos Son invertebrados, heterótrofos, esencialmente unicelulares (de 5 a 40 pm). Se hallan en los horizontes de superficie asociados a restos vegetales en descomposición (saprófitos). Otros constituyen los principales consumidores de bacterias (micrófagos). Requieren humedad, viviendo en las películas de agua que se mantienen en los poros. Las amebas testáceas tienen la capacidad de degradar sustancias recalcitrantes como la lignina. Ejemplos: — Flagelados: Bodo, Oikomonas. — Amebas testáceas: Cyclopixis, Nebela. — Ciliados: Colpoda (puede constituir entre un 50 y 95 % de los protozoos edáficos), Chilodonella, Vorticella. HONGOS DEL SUELO Son heterótrofos y aerobios. En su desarrollo dan lugar a una estructura filamentosa denominada micelio, formando hifas individuales largas de 1 a 20 pm de diámetro, lo que hace que su biomasa llegue a ser comparable a la de las bacterias, a pesar de ser menos numerosos. Se desarrollan en todos los suelos y son tolerantes a la acidez, donde crecen mejor, al faltar la competencia de las bacterias. Viven en horizontes superficiales ricos en materia orgánica. Algunos son capaces de descomponer la lignina. Ejemplos: — Ascomicetes: Penicillium, Aspergillus, Peziza y Morchella. — Basidiomicetes: Russula, Boletus, Amonita y Cantharellus.

447

PLANTAS DEL SUELO Clorófitos (anteriormente conocidas como algas verdes) Son organismos fotosintéticos con clorofila. En suelos inundados, en especial en los arrozales, es frecuente el desarrollo de clorófi­ tos en superficie, donde pueden utilizar la energía solar. Son más frecuentes en suelos ácidos, si bien existen igualmente en los básicos e incluso en suelos alcalinos, como en los arrozales de la provincia de Huesca, por ejemplo.

1-------------- 1

M oneras

1M

A ctinom icetos Bacterias

CIZ) I______ I 10p Hongos

Esporas M icelio

i______ i 10p

Testáceo C iliado Flagelado

448

ANIMALES DEL SUELO Gusanos pseudocelomados Nemátodos Gusanos microscópicos de 0,5 a 1,5 mm de largo y 10 a 30 pm de diámetro, muy abun­ dantes en el suelo y en la naturaleza, donde ocupan el segundo lugar como grupo de ani­ males más abundantes, detrás de los insectos. Cuerpo cilindrico, no segmentado, recubierto por una cutícula resistente. Su crecimiento se ve favorecido en suelos de textura gruesa. Los hay: — Parásitos: invaden las raíces de las plantas (Fitoparásitos) y suponen un problema para los cultivos. Por ejemplo, el Meloidogyne es un endoparásito que produce deformaciones en las raíces. — Depredadores: Macrótrofos: se alimentan de animales pluricelulares. Micrótrofos: se alimentan de otros microrganismos, tales como protozoos, rotíferos, esporas de hongos, enquitreidos y otros nemátodos. — Fungívoros: disminuyen la población de hongos patógenos. — Bacterívoros: viven a costa de bacterias. — Omnívoros. Cuando el suelo se seca o las condiciones son adversas, responden con la criptobiosis que corresponde a una pérdida de la actividad metabólica, sin producción de C 0 2 ni de productos de desecho, o con la quiescencia, período de disminución de la actividad metabólica (Altaba y cois. 1991). Gusanos celomados Tienen un tubo digestivo completo, largo, acabado en un ano y una cavidad general del cuerpo esquizocélica (celoma). Un sistema circulatorio bien establecido y presentan quetas (Altaba y cois. 1991). Entre los grupos reunidos en los gusanos celomados interesa el de los Anélidos y dentro de él, la clase de los Anélidos oligoquetos, por su importancia en el suelo. Anélidos oligoquetos Animales vermiformes que se han adaptado al ámbito ecológico terrestre y de agua dulce. Son especies hermafroditas de desarrollo directo. Como obra clásica sobre la ecología y relaciones de las lombrices de tierra y los suelos cabe citar la de Lee (1985). Lumbricus terrestris (Lombriz de tierra) Familia Lumbrícidos. Presentan en la faringe unas células glandulares y una potente musculatura capaz de producir una gran succión, lo que hace que ingieran una gran cantidad de masa de suelo. —» 449

Descomponen los restos orgánicos por fragmentación mecánica, favoreciendo la acción de bacterias y hongos. Mezclan la materia orgánica y la mineral en su tracto intestinal. Poseen glándulas de Morren en el esófago, que segregan carbonato cálcico en forma de concreciones de calcita. Son órganos homeostáticos que regulan el contenido de Ca2+, Mg2+, S r + y P 04,_ en la sangre (Altaba y cois. 1991). Excretan N-NH4 y N-ureico. Requieren medios básicos, ricos en carbonato-Ca. Cabe distinguir: — Lombrices epigeas: viven en la superficie del suelo, allí donde hayaabundancia de materia orgánica. Han desarrollado homocromia como defensa, coloración del cuerpo semejante a la del suelo. Requieren un ambiente húmedo. — Lombrices endogeas: viven dentro del suelo. Excavan galerías creando unespacio de huecos que favorece los fenómenos de transferencia y aireación. Requieren que el suelo esté húmedo, sin estar saturado de agua y unas condiciones físicas favora­ bles. En regiones de clima húmedo estas condiciones se dan en la parte superior del perfil. Estos hábitat son ocupados por los grupos polihúmicos, que viven cerca de la superficie y entre las raíces, los mesohúmicos viven próximos a los horizontes superficiales medianamente ricos en materia orgánica. En regiones de clima semiárido, la parte superior del suelo se seca, se endurece y per­ manece así durante períodos prolongados. Las condiciones favorables corresponden a los horizontes subsuperficiaies, más pobres en materia orgánica y que están habitados por los grupos oligohúmicos. En suelos mediterráneos la actividad de la fauna se con­ centra dentro del suelo y el resultado puede ser la formación de horizontes Bw, cuya estructura se puede deber casi enteramente a la acción de la fauna. En el Workshop celebrado en Damasco, Tavernier y cois. (1981) proponían introducir un epipedión vérmico para designar aquellos horizontes modificados por una actividad biológica intensa. A pesar de que tal propuesta no ha sido aceptada, la importancia de la acción de la fauna se recoge a nivel de Grupo (Vermustolls y Vcrmudolls), en aquellos casos en que un 50 % o más del volumen está formado por cavidades, galerías, cavida­ des rellenas, etc. (edaforrasgos excrementales). Eisenia foetida Vive en suelos o en medios con una gran cantidad de materia orgánica en descomposi­ ción. El potencial de óxido-reducción allí donde vive esta lombriz alcanza valores del orden de Eh = -180 a 460 mV. Estos valores bajos se deben al contenido anormalmente alto de materia orgánica, con una microflora mucho más activa y una tendencia a unas condi­ ciones menos aerobias (Usuki, 1955). En las primeras etapas de su ciclo vital su desarrollo se ve muy influenciado por la tem­ peratura. Artrópodos Poseen una cutícula endurecida o exoesqueleto, principalmente de quitina, que recubre todo el cuerpo. Este está formado por segmentos o metámeros que se articulan entre ellos. Cada metámero del tórax cuenta con un par de apéndices articulados, de donde viene su nombre (Armengol y cois. 1986). —> 450

Arácnidos Ácaros (Norton, 1985) Son arácnidos de pequeño tamaño, con un cuerpo globoso y sin ningún tipo de segmen­ tación externa, del cual emergen los apéndices articulados. Constituyen la población más importante de artrópodos en el suelo. Los hay: — Depredadores de otros artrópodos, de hongos y esporas. — Saprofitos que participan en la degradación de la materia orgánica. Crustáceos Isópodos: Cochinillas de humedad. Son el único grupo de crustáceos (oniscoideidos) que ha sido capaz de colonizar el medio terrestre de una manera total, es decir, sin necesidad de ambientes acuáticos en ninguna de las fases de su ciclo vital (Castelló, 1986). Requiere ambientes húmedos: viven en la hojarasca y debajo de las piedras, etc. Son detritívoros. Ejemplos: — Porcellio, vive en lugares relacionados con el hombre. — Oniscus. M iriápodos Diplopodos: milpiés. Su característica más representativa es la existencia de dos pares de apéndices locomo­ tores en la mayoría de los segmentos del tronco. Son vegetarianos, alimentándose de materia orgánica fresca o en descomposición. Son higrófilos, viven en la hojarasca, bajo las piedras, troncos en descomposición. Son frecuentes en los hayedos por la humedad elevada del ambiente. Quilópodos: ciempiés. Cada segmento del tronco tiene un par de patas excepto los cuatro últimos que son ápo­ dos. En total tienen más de veinticinco pares de patas. Son higrófilos y lucífugos: Prin­ cipalmente carnívoros. Cuando la parte superficial del suelo se seca se desplazan hacia los horizontes más profundos. Insectos (Blas, 1987) Apterigotos: insectos sin alas. Colémbolos: Pequeño tamaño y cuerpo blando. Viven en lugares húmedos, ya sea entre la hojarasca o dentro del suelo. —> 451

Se alimentan de materia vegetal en descomposición, pero ingieren también algas, hon­ gos, liqúenes, polen y plantas vivas, según los casos. En zonas áridas presentan anhidrobiosis, es decir, dcshidratación progresiva en épocas desfavorables, por lo cual llegan a perder hasta un 65 % de su agua corporal, en proceso reversible. Polineópteros lsópteros: termitas Son insectos que abundan en zonas tropicales y subtropicales. Viven en lugares cerrados, donde no entra la luz, la humedad relativa del aire es supe­ rior al 50 %, y la concentración de anhídrido carbónico es alta. Hay nidos epigeos (ter­ miteros en forma de montículo o de seta) e hipogeos (red de galerías subterráneas) (Lee y Wood, 1971). Oligoneópteros Himenópteros: hormigas Son insectos sociales que se reúnen construyendo hormigueros en el suelo. Ejemplos: Lasius, Fórmica, Leptothorax, etc. Coleópteros: escarabajos Muchos de ellos son fitófagos, ya sea de materia vegetal viva o muerta contribuyendo a su descomposición. Ejemplos: Melolontha, Agriotes.

Moluscos Gasterópodos: Helicoideos: Caracoles. Ejemplos: — Helicella: vive en prados más o menos secos. — Sphineterochila: caracoles de concha muy blanca que vive en zonas áridas y en el litoral mediterráneo. Limacoideos: Babosas Ejemplos: — Umax: babosas de gran tamaño. — Deroceras: babosas de pequeño tamaño.

En un suelo se puede encontrar representada una gran variedad de grupos, den­ tro de un intervalo de tam años muy am plio, com o puede observarse en el esquema modificado y redibujado, tomado de la Historia Natural deis Pai'sos Catalans (Terradas, 1989): 452

M icrofauna

M esofauna

Protozoos

M acrofauna

/ Tardígrados Rotíferos N em atodos Ácaros Colém bolos

O pilionos

\\\ C oleópteros Isópodos

m D iplópodos Q uilópodos M oluscos

Lum brícidos

i—

20

3.

40

80

~ I6 0 um

320~

640

ii

1,3

:_

2,6

10 mm

20

40

Í°

Ciclos biogeoquímicos

3.1. Aspectos generales En el capítulo 8 se ha introducido el concepto de ciclo biogeoquímico de los diferentes elementos químicos en un sistema. Se ha destacado el papel de los orga­ nismos del suelo en el intercambio de elementos entre las partes bióticas y abióticas del sistema. En el suelo, compartimento de un sistema, los microorganismos actúan como reactores, por lo que gracias a ellos tienen lugar una serie de procesos que evitan 453

que los componentes orgánicos se acumulen indefinidamente. Esto hace posible la existencia de ciclos de elementos en la naturaleza:

ENTR AD AS

P R O C E SO S

SALID AS

IN TER VE N C IÓ N DE LOS M IC R O O R G A N IS M O S

C om puestos inorgánicos

Com puestos orgánicos —^ D escom posición B io d e g ra d a c ió n ........................► m ineralización Síntesis

En el ciclo biogeoquímico de un elemento, éste sufre cambios en su estado de oxida­ ción y se mueve de un compartimento a otro del sistema. El potencial de un ecosistema para actuar en el ciclo biogeoquímico depende de las características cualitativas y cuantita­ tivas de los microorganismos. Los microorganismos desempeñan un importante papel en el ciclo al degradar y sinteti­ zar compuestos orgánicos y porque al morir liberan la energía de sus constituyentes que vuelve a ser disponible para el crecimiento de nuevos organismos en el sistema.

3.2. Ciclo de elementos: Caso del carbono El ciclo del carbono es el más importante desde un punto de vista cuantitativo y los organismos vivos desempeñan un destacado papel en él. El suelo desempeña un importante papel en el regulación del ciclo global del carbono (Rovira, 2001). Los organismos fotótrofos fijan C procedente del C 0 2 atmosférico, que pasa a formar parte de los tejidos vegetales y de los microorganismos en forma de C-org. Los organismos organótrofos utilizan estos compuestos orgánicos como alimento, sus restos y residuos, al ser mineralizados, liberan C 0 2 con lo que se cierra el ciclo: 454

Atmósfera

Las rocas carbonatadas y los sedimentos constituyen la reserva más importante de car­ bono, si bien el tiempo de «turnover» (retorno) es tan largo que el flujo a partir de este com­ partimento resulta despreciable a escala humana, si bien no así en el sistema global. La materia orgánica del suelo representa una reserva importante de C-orgánico, así como la biomasa. El C 0 2 atmosférico es una reserva importante, si bien su tiempo de resi­ dencia es corto. La mayor parte del carbono del suelo se halla formando parte de las sustancias húmicas. La distribución de C en diversos compartimentos de la biosfera es la siguiente (Delwiche, 1987), expresado en xlO 12 kg: — — — — — — — —

Atmósfera Materia orgánica del suelo Humus marino Forma de vida terrestre Forma de vida marina Carbonato-bicarbonato disuelto en los océanos Carbón y petróleo Sedimentos

700 2500 3000 480 50 3840 1 x 104 6 x I07

En el ciclo intervienen una serie de reacciones redox que en mayor o menor medida están catalizadas por microorganismos. La biodegradación de los compuestos orgánicos proporciona energía, cuyo almacenamiento y liberación deben ser regulados adecuada­ 455

mente para que pueda ser aprovechada de forma efectiva en el crecimiento de los organis­ mos, así, el sistema ADP/ATP permite este tipo de regulación. La celulolisis depende del contenido de nitrógeno disponible para la actividad micro­ biana, temperatura, aireación, humedad, pH, presencia de otros carbohidratos y la propor­ ción relativa de lignina en los restos vegetales (Alexandre, 1980). La descomposición de la celulosa con el tiempo varía, por consiguiente, según se trate de los tallos o de las hojas de una planta, así, en el caso del maíz, el porcentaje de celulosa remanente es considerable­ mente mayor en restos de tallos que de hojas: % Celulosa remanente

Semanas de descomposición

En el suelo son también muy importantes el ciclo del N, que se trata en el capítulo 27, el del fósforo y el del azufre, de especial relevancia en suelos con mal drenaje y que está ligado al ciclo del hierro.

4.

Acciones de los organismos del suelo

4.1. Acciones y factores de control Los organismos que viven en el suelo, por su diversidad y su capacidad de adaptación a condiciones diversas pueden desem peñar m últiples funciones, de gran importancia para el sistema, si bien serán únicamente los organismos activos los que producirán efectos ecológicos por: 456

— Acción mecánica: Descomposición de restos y residuos orgánicos por fragmentación. Bioturbación del material del suelo favoreciendo la mezcla de material orgánico e inorgánico. Creación de un espacio de huecos en la masa del suelo, eficiente en la transferencia de fluidos. Diseminación de organismos dentro del suelo. Por ejemplo, las larvas de nemátodos pueden fijarse al exoesqueleto de los artrópodos, — Acción química: Degradación de los compuestos orgánicos a moléculas más sencillas. Mineralización de componentes orgánicos a formas inorgánicas: liberación de nutrientes para las plantas. Síntesis y excreción de productos orgánicos en el suelo, por ejemplo, secreción de mucopol isacáridos. Fijación biológica de N2-atmosférico. Intervienen en el ciclo de numerosos elementos, C, N, P, Ca, Fe, Mn, entre otros. Producen compuestos biorreguladores, sustancias alelopáticas, así como de acción bactericida, fungicida, entre otras. Las acciones de los organismos del suelo se ven reforzadas en muchos casos, por las interacciones y asociaciones entre ellos. Las acciones pueden ser simultá­ neas (efecto sinérgico) o ser acciones sucesivas, en las que unos organismos utili­ zan los productos residuales de los que han actuado en la etapa anterior de la cadena trófica. La acción de los microorganismos vendrá influenciada por: — Disponibilidades de energía y nutrientes: Fuentes de energía: luz solar, compuestos orgánicos y compuestos inorgánicos. Aceptores de electrones: 0 2, compuestos orgánicos, NO f, N 02”, N20 , S042 , C 02 Fuentes de carbono: C 02, HCOy, compuestos orgánicos. Elementos requeridos: carbono oxígeno con relaciones C:N:S del orden de 100:10:1 hidrógeno nitrógeno y relaciones C:N:P del orden de 100:10:1 fósforo potasio magnesio azufre hierro calcio manganeso cinc . 457

cobre cobalto molibdeno:

necesario para los bacterias fijadores de N2-atmosférico: Azotobacter y Rhizobium

sodio boro y otros Factores de crecimiento: aminoácidos vitaminas — Condiciones de medio: Temperatura. Los microorganismos, según su temperatura óptima para actuar se agrupan en: — Termófilos: 45 a 65° C — Mesófilos: 15 a 45° C — Psicrófilos: inferior a 20° C Disponibilidad de agua. Aireación. Los microorganismos, según sus requerimientos de oxígeno se agrupan en: — Aerobios estrictos: requieren oxígeno como aceptador terminal de electrones en la respiración. — Aerobios facultativos. — Microaerófilos. — Anaerobios estrictos: el oxígeno resulta tóxico para ellos. Como aceptor termi­ nal de electrones utilizan nitratos, sulfatos, hierro (Fe3+), anhídrido carbónico, entre otros. — Reacción del suelo: Neutrófilos: Azotobacter y Nitrobacter. Acidófilos: bacterias del azufre y la mayoría de hongos. Indiferentes; bacterias amonificantes.

Dado el pequeño tamaño de los microorganismos, su hábitat también lo es y para designarlo se utiliza el término microambiente. Describe las condiciones en el lugar donde vive el organismo. Un suelo presenta una gran variabilidad espaciotemporal, por lo que pueden existir en él muchos microambientes físicos y quím i­ cos. Así por ejemplo, en un agregado de un horizonte que haya estado reciente­ mente saturado de agua, el contenido de oxígeno variará considerablem ente desde la pared del agregado, en contacto con la atmósfera del suelo (21 % de oxígeno en el supuesto que el agregado estuviese en contacto directo con la atm ósfera exte­ rior), al centro del agregado, donde puede haber condiciones reductoras por ausen­ cia de oxígeno. El siguiente m apa de concentraciones de 0 2, construido a partir de m edidas con m icroelectrodos en un agregado de unos 12 mm de tam año, m uestra distin­ tos m icroam bientes, que condicionan la presencia de unos u otros m icroorga­ nismos: 458

mm

Hábitat: f^ |

C ondiciones aerobias

□

C ondiciones anaerobias

Atendiendo al tipo de componente orgánico (Cap. 8) que se vea afectado, la acción de los microorganismos puede ser: Componente

C

Celulosa

Lignina

N

Proteínas ácidos nucleicos Aminoácidos

Amoniaco

Nitratos

Sulfures Azufre Pirita Sulfatos

Procesos debidos a los microorganismos

celulolisis: hidrólisis por acción de enzimas microbianos (celulasas) en condiciones aerobias pueden actuar: Bacterias: Cylophaga, Cellevibrio, Cellulomonas, entre otras; algunos hongos y actinomicetos celulosa —> azúcares en condiciones anaerobias actúan: Closlridium y Plectricidium celulosa (fermentación mctánica) —» C 0 2 + CH4 C 0 2 + 4H2 -> CH4 + 2H20 ligninolisis: principalmente actúan hongos degradación lenta lignina -» compuestos fenólicos compuestos fenólicos + péptidos -» complejos poiifenol-proleína (proteasa) proteolisis: proteína ------------ > aminoácidos amonificación actúan bacterias, actinomicetes y hongos aminoácidos —» R-CH2OH + C 0 2 + NHj nitrificación (nitrosación + nitratación): actúan bacterias autótrofos NH4++ 1,5 0 , -> N 0 2 + H ,0 + Nitrosomonas N 0 2“ + 0,5 0 2 —» NO," Nitrobacter desnitrificación actúan: Bacillus, Pseudomonas (anaerobios facultativos) NO," -» N 0 2- -> NO -> N20 -> N2 con enzimas específicos para cada una de las reacciones Oxidación actúa: Thiobacillus

s2- ->so,2- -> so42al actuar la T. ihiooxidans: 2S + 3 0 , + 2 H ,0 —> 2H2S 0 4 (fuerte acidez) al actuar la T. ferrooxidans sobre la pirita: 2FeS2 + 7 0 2 + 2H20 -> 2FeS04 + 2H2S 0 4 reducción: actúa: Desulfovibrio desulfuricans

so42-

so,2- -> s,o62-

s2o,2- -» s2459

La mineralización de la materia orgánica produce cambios en la relación C/N (Alexander, 1980) a lo largo del tiempo hasta que se llega a un valor de estado estacionario:

S em anas

4.2.

Medida de ia actividad biológica del suelo

Dada la com plejidad de los estudios taxonóm icos sobre m icroorganism os y fauna del suelo, se recurre a m edir alguno de sus procesos m etabólicos com o indicadores de las funciones que realizan. Así la actividad respiratoria potencial de suelos incubados en condiciones controladas, la biom asa m icrobiana, el flujo de C 0 2 desprendido por el suelo, y distintas actividades enzim áticas (fosfatásica, ureásica, proteásica, etc.) son procedim ientos muy usados. La determ inación de coeficientes m etabólicos de los m icroorganism os del suelo, por ejem plo, el q C 0 2 que indica la actividad respiratoria por unidad de biom asa m icrobiana del suelo, o el Cm in/Corg, son útiles para detectar problem as de degradación del suelo por contam inación, com pactación o los efectos de cam bios de uso (Anderson, 1994). 460

ESTUDIO DE CASOS En el Delta del Ebro, al estudiar una muestra procedente de un horizonte Bg de un suelo de arrozal recién segado, y cortar la muestra con un cuchillo, se observa que alrededor de una raíz fina aparece un círculo de color gris, en húmedo 2,5 YR 8/2. rodeado por una corona de calor marrón. 1.

Describir las condiciones de estos dos microambientes, así como sus posi­ bles causas.

2.

Teniendo en cuenta lo estudiado en el capitulo 14, ¿a qué microambiente le corresponde un valor de Eh de -2 0 0 mV y a cuál de 800 mV, si el valor del pH del suelo es 8,4?

Respuestas 1.

La ra íz p ro v o c a u n a d e m a n d a b io ló g ic a d e o x íg e n o a lta , p o r lo q u e é ste se a g o ta en el m ic ro a m b ie n te m á s p ró xim o . Las b a c te ria s a n a e ro b ia s p ro s p e ra n a q u í y o b tie ne n e n e rg ía a p a rtir de la re d u cció n del h ie rro , el Fe3* de c o lo r ro jo o p a rd o p a sa a Fe2* de c o lo r g ris -v e rd o s o .

2. Un Eh d e 800 mV c o rre s p o n d e

a un m e d io o xid a d o , m ie n tra s q u e -200 mV son típ i­ c o s d e un m ic ro a m b ie n te re d u cid o . E sta s c o n d ic io n e s va ria rá n rá p id a m e n te al d e ja r d e e s ta r in u n d a d o el c a m p o d e sd e el m o m e n to d e la sie g a .

5.

Interacciones entre organismos del suelo

5.1. Interacciones entre microrganismos Las interacciones entre microrganismos del suelo tienen lugar en relación con la cadena trófica: — Bacterias que aprovechan excretas de otras bacterias, por ejemplo, vitaminas, sus­ tancias de crecimiento, antibióticos, entre otras. — Bacterias que actúan de depredadores de otras bacterias. Para ello excretan enzimas extracclulares que disuelven o lisan las membranas bacterianas y absorben los con­ tenidos celulares (Harris, 1992). Las interrelaciones entre dos especies pueden ser de distintos tipos (Alexander, 1980): — — — — —

Neutralismo: independencia. Simbiosis: dependencia mutua y beneficio para ambos. Protocooperación: asociación de beneficio mutuo, si bien no obligada. Comensalismo: sólo una especie obtiene beneficios. Competencia: eliminación de uno de los organismos al competir por cantidades limitadas de los nutrientes disponibles. Sólo los mejor adaptados sobreviven. — Amensalismo: supresión de una especie (secreción de toxinas). — Parasitismo y predación: ataque directo. 461

5.2.

Interacciones microrganismos-fauna del suelo

El papel de las lom brices de tierra se conoce desde antiguo (Darwin, 1881, Lee 1985). Contribuyen tanto en la formación del suelo com o en la estructura­ ción de los distintos horizontes en que actúen, dando lugar a la form ación de agregados. En el tubo digestivo de las lom brices hay una im portante acción microbiana, gracias a la cual los nutrientes son liberados de los restos vegetales (Edwards, 1985). La introducción de Eisenia foetida en un medio estéril da por resultado un cre­ cimiento muy lento de estas lombrices. A l añadir protozoos se observa una interac­ ción positiva, pudiendo concluirse que éstos deben ser una componente esencial de la dieta de la E. foetida (Miles, 1963). La importancia de los microorganismos en la dieta de las lombrices ha sido puesta de manifiesto en otros casos. La interacción lombrices-nemátodos se manifiesta por el hecho de que la pre­ sencia de las primeras hace dism inuir la población de nemátodos en el suelo.

5.3.

Interacciones planta-microorganismos: Rizosfera

Las raíces exploran un determinado volumen de suelo, compartiendo el espa­ cio de huecos con los microorganismos. Estos encuentran un medio cuya humedad es menos variable que en la parte aérea de la planta y cuya concentración de nutrientes es mayor. Por ello, las raíces de las plantas constituyen una zona de importante actividad microbiana, generándose una serie de interacciones de natu­ raleza bastante compleja. La rizosfera es un volumen de suelo, inmediato a la raíz, muy limitado, en el que la población de m icroorganism os está condicionada tanto cuantitativa camo cualitativamente por la presencia de las raíces de las plantas. Es una zona de acti­ vidad biológica intensa, con una transferencia importante de agua y nutrientes. En la rizosfera se distinguen la superficie de la raíz o rizoplano y la zona exterior inme­ diata o endorrizosfera.

462

ESTUDIO DE CASOS El número de bacterias se estima observando el crecimiento de colonias en medios de cultivo especiales, que se han inoculado con gotas de una suspen­ sión de suelo muy diluida. Justificar si es esperable que el número de Nitrobacter sea grande en un Haplorthod últico.

En la rizosfera hay una serie de compuestos orgánicos derivados de la raíz, carbohidratos en su mayor parte, pudiendo distinguir (Wood, 1989): — Exudados: Compuestos de bajo peso molecular. Escapan de las células por los espacios intercelulares y pasan al suelo por las unio­ nes entre células, o directamente por las paredes celulares epidérmicas. — Secreciones: Compuestos de bajo peso molecular y mucílagos de alto peso molecular. Son liberados activamente por la cofia de la raíz y las células epidérmicas. — Mucigeles: Capa de un material gelatinoso en el rizoplano, visible al microscopio electrónico. Está formado por mucílagos, células bacterianas y sus productos metabólicos, así como materia mineral coloidal y materia orgánica. — Lisatos: Compuestos procedentes de la autolisis de células epidénnicas viejas, atacadas por microorganismos. Los microorganismos más beneficiados por la presencia de las raíces son las bacterias, que incluso llegan a asociarse con ellas. Las principales interacciones planta-microorganismos se manifiestan por: — Infección de los órganos subterráneos. Por ejemplo, el Streptomyces scabies (sarna de la patata). — M icorrización: asociación simbiótica entre la raíz y hongos especializados (Harley & Smith, 1983). — Fijación biológica de N2-atmosférico. (Bergensen, 1980, Rao, 1979). Las micorrizas son el resultado de la asociación de hongos con las raíces. El orden de los endogonales, con una sola familia Endogonaceae, son hongos cuyas hifas se ven estimu­ ladas a alargarse si en su proximidad hay raíces jóvenes vivas hacia las que crecen, pene­ trando en las células del parénquima radicular, estableciéndose una relación simbiótica entre ambos. Se forman las micorrizas endotróficas vesículo-arbusculares (Llimona, 1991), llama­ das así por la forma arbuscular que adquiere la hifa que se introduce en la célula radicular. 463

Hay dos clases de micorrizas: — Endomicorrizas: Las hifas invaden las raíces jóvenes ramificando entre y dentro de las células. Son las más abundantes, aunque sólo participan un bajo número de géneros de hongos. Se observan en un 90 % de las especies superiores. Tienen un gran interés para la agricultura. Ejemplos: Sclerocystis, Glomus, Acaulospora y Gigaspora. — Ectomicorrizas: Las hifas penetran ligeramente en la epidermis radicular. Su crecimiento se continúa fuera de la raíz, formando una extensa cubierta a su alrededor. Inducen deformacio­ nes morfológicas en la raíz. Las hifas del hongo sirven a modo de extensión de la raíz favoreciendo la absorción de agua y nutrientes, en especial el fósforo. Se encuentran muy frecuentemente en las especies forestales, por ejemplo, en coni­ feras. Gran diversidad de hongos basidiomicetes y ascomicetes. La anatomía de una micorriza ectotrófica y la forma de insertarse el hongo en los teji­ dos del vegetal son las siguientes (Marx y Terradas, 1989):

464

Las micorrizas producen sustancias de crecimiento para la planta, aumentan su resisten­ cia a la sequía y disminuyen las infecciones por parte de organismos patógenos. Los efectos beneficiosos de las micorrizas se dejan sentir principalmente en suelos pobres, así por ejemplo, en escombreras de mina rehabilitadas, los árboles inoculados antes de plantar cre­ cen más rápidamente que los no inoculados. La planta proporciona carbohidratos sencillos y vitaminas al hongo, dado que la micorriza no es capaz de atacar la celulosa.

5.4. Interacciones entre hongos y algas: Liqúenes Los liqúenes resultan de la asociación simbiótica de como mínimo un alga, a veces un cianobacteria y un hongo, generalmente de los ascomicetes. Los filamen­ tos micelares del hongo aprisionan células verdes (gonidios) del alga. Gracias a esta asociación el hongo es autótrofo y el alga cuenta con un anclaje y una reserva de humedad y nutrientes. Este método nutricional permite que los liqúenes puedan vivir en hábitats en los que ninguno de los dos organismos podría hacerlo de forma independiente. Un ejemplo de condiciones extremas lo constituye la superficie de una roca, que los liqúenes son capaces de colonizar, actuando de forma eficaz en la degradación física y en la descomposición química de la roca. Como ejemplos cabe citar a Pertusaría, Porpidia, Lecidella, etc., que son colonizadoras de rocas. Los liqúenes son los organismos más sensibles a la contaminación atmosférica, debido a que dependen casi exclusivamente de la atmósfera o del agua que circula sobre el sustrato (Llimona, 1991). Absorben agua y concentran materiales del aire y no tienen forma de excretarlos, por lo que fácilmente se alcanzan concentracio­ nes que pueden resultar letales (Brock y Madigan, 1991).

6.

Organismos del suelo y calidad ambiental

Los aspectos referentes a la degradación de suelos y calidad ambiental se estudian en el capítulo 27, por lo que aquí únicamente se introducen algunos aspectos. Los microorganismos del suelo intervienen en la degradación de aquellos productos orgánicos de origen no biológico (xenobióticos) que se incorporan al sucio. Entre ellos los más frecuentemente encontrados en el suelo son los productos fitosanitarios. Determinadas actividades industriales o algunos accidentes pueden dar lugar al aporte de hidrocarburos al suelo. Ciertos microorganismos son capaces de biodegradar estos con­ taminantes, con un claro efecto beneficioso para la calidad ambiental. Existen microorganismos que son capaces de consorciarse para metabolizar algunos sustratos y repartirse entre ellos la energía liberada. Este proceso se conoce como cometabolismo. Esta propiedad tiene interés en la descontaminación de suelos (Cap. 28), en los que existan compuestos de origen xenobiótico no metabolizables pero sí cometabolizables (Dommcrgucs, 1972). Los Collembola, como uno de los principales grupos de microartrópodos que son, vie­ nen recibiendo una atención creciente. Uno de los aspectos que se ha estudiado es el refe­ 465

rente a sus reacciones frente a la contaminación química y perturbaciones de su hábitat. Los Collembola muestran una capacidad para vivir en medios contaminados, de forma que cier­ tos metales tóxicos pueden ser acumulados en células medio descompuestas que son aban­ donadas por el animal durante la muda (Joose y Buker, 1979). De este modo el animal puede hacer frente a niveles altos de metales sin sufrir un efecto letal inmediato. Se ha observado que la aplicación continuada de fungicidas a lo largo de muchos años en huertos de manzanos provoca la desaparición de las lombrices de tierra, lo que ocasiona un deterioro de la estructura en los 40 primeros centímetros del suelo (Westeringh, 1972). Para beneficiarse de los efectos de la introducción de lombrices en el suelo se requiere un adecuado conocimiento de su ecología. La falta de tal conocimiento ha llevado a intro­ ducir de forma generalizada la Eisenia foetida como mejorador del suelo, si bien esta lom­ briz sólo vive en materiales ricos en materia orgánica y, por consiguiente, no es eficiente en campos de cultivo (Lee, 1985). La utilización de la E. foetida para mejorar lodos de depuradora exige tener en cuenta que, si bien esta lombriz está adaptada a vivir en condiciones poco aerobias, para que su crecimiento sea posible el Eh debe ser superior a 250 mV (Kaplan y cois. 1980). Esto exige una aireación de los lodos inicialmente anaerobios o su mezcla con el suelo en condiciones de buen drenaje. Por consiguiente, el uso del potencial de la E. foetida como bioconvertidor de residuos orgánicos exige que se mantengan determinadas condiciones de medio, fijadas por las exigencias ecológicas de la lombriz. El vertido de aguas residuales al suelo y su posible incidencia sobre las capas freáticas han llevado a estudiar el papel depurador que podían desempeñar los microrganismos que viven a profundidades de decenas de metros y hasta 300 m (Brock y Madigan, 1991). Se ha comprobado la existencia de microorganismos, principalmente bacterias, a tales profundidades. No parecen estar relacionadas con las que viven en el suelo, su actividad viene condicionada por la disponibilidad de nutrientes y su papel en la degradación de xenobióticos y agroquímicos puede tener un interés grande para evitar la contaminación de acuíferos.

ESTUDIO DE CASOS 1.

2.

Discutir el papel desempeñado por las lombrices de tierra en un bosque de coniferas sobre un Dystrochrept úmbrico (S.S.S. 1996) y en una pradera sobre un Haploxeroll calciorthídico y un Vermudoll típico. Indicar qué tipo de organismos pueden adquirir importancia al reinundar una antigua laguna costera desecada, sabiendo que el suelo del fondo de la laguna contenía yeso vermiforme.

Respuestas 1.

El D y s tro c h re p t ú m b rico e s un su e lo á c id o p o r lo q u e no es un h á b ita t a d e c u a d o p a ra el d e s a rro llo d e la s lo m b ric e s d e tie rra . En el H a p lo x e ro ll C a lc io rth íd ic o la s lo m b ric e s e n cu e n tra n un m e d io m á s a d e cu a d o , p u e s a la p re s e n c ia de m a te ria o rg á n ic a (e p ip e ­ d ió n m óllico) se u n e un p o rce n ta je de s a tu ra ció n d e b a se s alto, p e ro el c a rá c te r xé rico (m á s d e 4 5 d ía s c o n s e c u tiv o s co n la s e c c ió n co n tro l s e c a d e s p u é s d e l s o ls tic io de v e ra n o ) o b lig a rá a las lo m b rice s a d e s c e n d e r en el p erfil o a d e te n e r su a c tivid a d e n ca p s u lá n d o se . F in a lm e n te el V e rm u d o ll típ ico cu e n ta co n to d a s las co n d ic io n e s fa vo ra b le s.

2.

El n u e v o m e d io s e rá reductor, p o r lo q u e p u e d e a c tu a r el Desuifovibrio desulfuricans red u c ie n d o el a n ió n s u lfa to p ro c e d e n te de la d is o lu c ió n del y e s o y p o s te rio r re d u cció n d e l Ión s u lfa to a su lfu ro , q u e e n p re s e n c ia de h ie rro p o d ría p re c ip ita r en fo rm a d e pirita.

466

7. 7.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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7.2.

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468

17 Procesos formadores Una explicación científica es una respuesta satisfactoria a una pregunta sobre el porqué o el cómo D i j k e r m a n , 1974

1.

Formación de suelos: Enfoques conceptuales

La génesis de un suelo o edafogénesis consiste en un conjunto de procesos pro­ gresivos por los cuales un material originario, posiblemente isotrópico, se trans­ forma en un suelo con uno o más horizontes (Barrett y Schaetzl, 1998). Los estudios sobre génesis de suelos se refieren a las investigaciones realizadas para explicar el origen y modo de cómo se ha formado un suelo (horizonación), a partir de un mate­ rial originario, que puede ser una roca in situ, un material transportado o un suelo anterior. La apariencia externa, los componentes, la organización y las propiedades de un suelo en un momento dado son el resultado de los procesos formadores que han actuado hasta aquel momento. Los procesos pueden variar a lo largo del tiempo, al hacerlo las condiciones (agentes o factores form adores) que caracterizan el medio. Por ello, los suelos evolucionan de una forma compleja a lo largo del tiempo. Para explicar la formación de los suelos se han propuesto diversos modelos científicos, con distintos enfoques conceptuales, los más importantes son: — Enfoque basado en los factores formadores (Dokuchaev, 1883, Jenny, 1941): Se centra en el análisis de factores tales como material originario, clima, posi­ ción en el paisaje, entre otros (Cap. 18), para establecer relaciones cuantitativas, por medio de correlaciones estadísticas, entre el valor de uno o más factores y el de una o más propiedades o características del suelo. Hay que tener en cuenta que la validez de este tipo de relaciones, la más de las veces, es de carácter local. Constituye una metodología de trabajo cuyo uso se ha generalizado debido a su aparente simplicidad y por permitir identificar los agentes más importantes de la edafogénesis. No obstante, con este enfoque no se llega a profundizar sobre las causas, ya que todo el sistema se contempla como una unidad, sin considerar su estructura interna (reguladores, contenidos y flujos). Con este planteamiento de carácter empírico, conocido como de caja negra, sólo se ana­ lizan los inputs (factores) y los outputs (propiedades o características). En levantamientos de suelos (Cap. 21) este enfoque resulta útil, ya que al esta­ blecer relaciones factor-característica del suelo, permite formular hipótesis e inferir características, comportamientos o respuestas esperadles del suelo en distintos emplazamientos. Por ello sigue siendo un planteamiento de interés y 469

se ha revalorizado con el uso de los ordenadores, al facilitar éstos el estableci­ miento de modelos de génesis de suelos.

ESTUDIO DE CASOS Para los suelos derivados de diorita, gabros y alguna otra roca básica, única­ mente, el promedio total de arcilla de un suelo expresado en tanto por ciento se relaciona con la tem peratura media anual por medio de una función lineal (Jenny, 1941): a = 4,94 x T - 37,4 Deseando saber si tal ecuación es aplicable o no en los correspondientes sue­ los, se pide: a) b)

¿Entre qué intervalos se puede hallar la temperatura para que sea compa­ tible con la existencia de arcilla? Hallar los valores de arcilla para dos localidades en las que las temperatu­ ras medias anuales sean: T, = 15,5 °C y T2 = 10,1 °C

Respuestas a. b.

7,57 °C < T < 27,81 °C (1) a = 39,2% ; (2) a = 12,5%

— Enfoque basado en los procesos form adores: (Sim onson, 1959): Los proce­ sos form adores son aquellos que provocan los cambios en el suelo, es decir, son la causa de que éste vaya evolucionando a lo largo del tiempo. El estudio de los procesos puede lim itarse a alcanzar una visión parcial del sistem a (nivel de caja gris) o bien bastante com pleta de la estructura interna del sistema, iden­ tificando y analizando todos los reguladores, alm acenam ientos y flujos posi­ bles (nivel de caja blanca). Los procesos formadores se pueden agrupar en: — Procesos específicos, tales com o disolución, hidratación, hidrólisis, disolución, carbonatación, oxidación, reducción, entre otros, que son los que potencial­ mente pueden contribuir al desarrollo del suelo y cuyo peso variará de unos medios a otros. — Procesos compuestos, son los que resultan de la acción de un conjunto de pro­ cesos específicos. Cabe citar la calcificación, gleificación, podsolización, salinización, entre otros. Este tipo de procesos son los responsables de la form a­ ción de horizontes determ inados, por la acción preponderante de uno de ellos. En definitiva, son los responsables de la génesis de un suelo, por lo que se les denom ina procesos edafogénicos. Este enfoque requiere un tratam iento mucho más com plejo y exige técnicas de trabajo de m ayor precisión. — Enfoque basado en las relaciones suelo-paisaje: Los suelos no existen com o entes aislados, sino que presentan una organización espacial en el paisaje 470

(Gerard, 1980). Por ello es posible enfocar los estudios de génesis de suelos desde una perspectiva que tenga en cuenta tanto los procesos geomórficos (procesos de superficie y dinámica del paisaje), como los procesos que han dado lugar a los suelos en dicho paisaje y determinan su evolución y distribu­ ción. El estudio de las propiedades de las formas del paisaje y de los factores y procesos responsables de su formación constituye, por consiguiente, otro enfo­ que posible para intentar explicar las variaciones, tanto verticales como latera­ les que presentan las propiedades y explicar así la distribución de los suelos en un paisaje determinado. El concepto de catena (Cap. 18) y de toposecuencia resultan fundamentales en este enfoque, para explicar el modelo de distribu­ ción de los suelos en una ladera.

2.

Procesos de meteorización

2.1. Concepto La meteorización o intemperización puede definirse como: La transformación parcial o total, isovolúmica o no, de las rocas y de los mine­ rales de una roca «in situ», de materiales transportados y depositados o de un suelo fósil, al entrar en contacto con la atmósfera, por aflorar o estar muy cerca de la superficie, a unos pocos metros de ella. La meteorización está integrada por un conjunto de procesos que afectan a las rocas y minerales, prolongándose y confundiéndose con la edafogénesis, como uno más de los pro­ cesos que tienen lugar en ella. No existe una separación nítida entre meteorización como proceso previo y edafogénesis, durante la cual las rocas y minerales pueden seguir meteo­ rizándose, si no han alcanzado un estado de tendencia estacionaria en un medio dado. Si esto ha sucedido, los procesos típicos de la meteorización se amortiguan. En la bibliografía en español se utilizan tres términos, el de meteorización, alteración e intemperización, que traducen el término inglés «weathering», derivado de «weather» (tiempo atmosférico). Siguiendo a los autores anglosajones «alteration» queda reservado a las transformaciones que sufre una roca o un mineral fuera del contacto con la atmósfera, como por ejemplo una alteración diagénica. Los términos meteorización y su equivalente intemperización, éste de uso generalizado en países latinoámericanos, parecen más adecuados, por su mayor precisión, que el de alte­ ración que, no obstante, es el que utilizan los autores francófonos: «altération». Las condiciones termodinámicas bajo las cuales se forma una roca o un mine­ ral, pueden diferir considerablemente de las que rigen en o cerca de la superficie terrestre, de ahí las transformaciones que se desencadenan. El resultado será un producto más estable en las nuevas condiciones de medio. Para citar algunos ejemplos, una granodiorita se origina por consolidación de un magma, un basalto se forma a partir de una colada volcánica, una caliza puede resultar de una precipitación en el agua, un esquisto puede ser el producto del metamorfismo de un sedimento. Cualquiera de estas condiciones difiere grandemente de las que rigen en las zonas en las que tiene lugar la meteorización. 471

Interesa precisar los siguientes conceptos: Roca originaria: — No afectada por la meteorización. Estabilidad de los minerales (SSS, 1998) — La estabilidad de un mineral en un medio (suelo) es, en parte, función del régimen de humedad (del suelo). — En taxonomía de suelos, al hablar de minerales resistentes y de minerales meteorizables, se asume que las condiciones corresponden a un clima húmedo. Una caliza, p.e., es perfectamente estable en suelos de zonas áridas. Minerales resistentes (SSS, 1998) — Son aquellos que perduran en la fracción arena (20 - 2000 pm). — El más común en los suelos es el cuarzo. Menos comunes son las esfena, rutilo, zircón, turmalina y berilo. Minerales meteorizables (en sentido restringido) (SSS, 1998) — Fracción arcilla: Minerales de arcilla 2:1, excepto las cloritas con una capa alumínica entre láminas. Sepiolita, talco y glauconita, aunque a veces no tengan tamaño arcilla. — Fracción arena (20 a 2000 pm): feldespatos, feldespatoides, minerales ferromagnesianos, vidrios, micas, zeolitas y apatito. No se toman en consideración la calcita ni el yeso. Alterita (Chatelin y Martin, 1972); saprolita (Becker, 1884; Calven et al., 1980): — Material con un cierto grado de meteorización, sin haber sido transportado. — Conserva una disposición más o menos próxima a la de la roca de que procede. — No ha alcanzado una organización estructural de tipo estrictamente edáfico. — De composición mineralógica muy variable, desde minerales resistentes a minerales meteorizados parcialmente. — Corresponde a un horizonte C. Frente de m eteorización (Mabbutt, 1961): — Constituye el límite de la capa meteorizada (alterita) y la roca originaria. — El espesor de la capa meteorizada depende de las características de la roca y de las condiciones del medio. En el siguiente esquema se muestra un frente de meteorización que presenta un límite que puede ser irregular abrupto (p. ej.: con un basalto o una caliza dura), o bien gra­ dual (p. ej.: con un granito). Llanura Frente de m eteorización

Regolita (regos = cubierta; litos = piedra): — Capa no consolidada de material meteorizado y material edáfico, sobre una roca dura. — Ausencia de materia orgánica o sólo trazas. — Puede alcanzar varios metros y su límite inferior es el frente de meteorización. — Un suelo es una regolita que contiene materia orgánica y es capaz de soportar plantas.

472

2.2.

Meteorización: Esquema general

La meteorización está integrada por un conjunto de procesos específicos, que dan lugar a una serie de productos. El sistema puede esquematizarse del siguiente modo, en el supuesto de que se parta de una roca no meteorizada:

Los resistatos son fragmentos de roca resultantes de su fragmentación (meteoriza­ ción física). El grado que alcancen las transformaciones químicas (meteorización quí­ mica) hace que los productos resultantes sean minerales preexistentes en la roca (hereda­ dos), minerales con ciertas modificaciones (transformados), o bien minerales formados como resultado de una reorganización de los productos liberados en la meteorización (neoformados). Los componentes solubles, si el régimen de humedad es percolante, se perderán por lavado, mientras que en régimen no percolante (p. ej. en clima mediterrá­ neo) se translocarán dentro del suelo. Si llegan a una posición con condiciones de drenaje impedido pueden dar lugar a neoformaciones. Los procesos de meteorización compatibles con unas determinadas condicio­ nes de medio pueden actuar de modo simultáneo. A pesar de ello, y por cuestiones de claridad en la exposición, se estudian separadamente, como si se tratase de pro­ cesos independientes, lo cual no se corresponde con la realidad. Una primera divi­ sión permite diferenciar: 473

— M eteorización física: Consiste en la desagregación mecánica de la roca, con disminución del tamaño de los fragmentos y aumento de la superficie de ataque físico-químico. — M eteorización geoquímica: Las transformaciones de tipo químico y mineralógico tienen lugar sin apenas inter­ vención de la materia orgánica. — M eteorización biológica o bioquímica: Viene condicionada y está íntimamente ligada a la acción de la materia orgánica. Los agentes principales de la meteorización son los seres vivos y los productos que liberan. Las características clim áticas, precipitación y tem peratura, determ inan funda­ m entalmente el predominio de uno u otro tipo de m eteorización. En función del clima, m odificando un m odelo propuesto por Barnes (1980), los tipos de m eteori­ zación predominantes serán los siguientes:

a)

Meteorización física

La meteorización física se debe a la aparición de tensiones im portantes en el interior de la roca, que provocan roturas a favor de planos de fractura o de líneas de debilidad, sin que se produzcan cam bios apreciables en la m ineralogía de los constituyentes. Se han propuesto muchos mecanismos para explicar la meteorización física, si bien pocos se basan en la observación y menos en la experimentación. 474

Atendiendo al origen de las fuerzas que provocan la disgregación de la roca cabe distinguir: Procesos endocinéticos: — Las fuerzas se generan dentro de la roca por: Efecto de descarga. Efecto de los cambios de temperatura: termoclastia. Procesos exocinéticos: — Las fuerzas actuantes son externas a la roca y se deben a: Saturación por agua. Cristalización del agua intersticial. Cristalización de sales: halocinesis. Efecto mecánico de animales y plantas.

a. 1)

Procesos endocinéticos

Los efectos de descarga se deben a que la erosión va desmantelando los materiales de forma que la presión litostática sobre los subyacentes se va haciendo cada vez menor. Llega un momento en que la presión confinante ha disminuido tanto, que la roca puede sufrir una cierta expansión. Esto genera un sistema de fracturas muy próximas. La gran elasticidad del granito favorece la aparición de diaclasas por disminución de pre­ sión. Al erosionarse la cubierta y sumarse la acción de la meteorización química, quedan en superficie bloques de gran tamaño, dando lugar a un paisaje berroqueño muy característico. La secuencia en el desarrollo de los bloques puede esquematizarse (Twidale, 1976) con tres estadios: meteorización diferencial subsuperficial controlada por el sistema de diacla­ sas (a y b) y paisaje berroqueño (c): a)

b)

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1

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-3 JE ihÍ Í

----El resultado final en los Cuatro Postes (Ávila, España) sobre el río Adaja corresponde a la figura de la derecha:

475

La term oclastia es el mecanismo de rotura de las rocas debido a los cambios de tem­ peratura. Su eficacia real ha sido cuestionada por muchos autores. A pesar de ello se le atri­ buyen una serie de procesos, entre ellos la exfoliación de ciertas rocas en capas paralelas a la superficie del terreno, dando lugar a escamas concéntricas, denominada disyunción esfe­ roidal o en capas de cebolla; y, en rocas policristalinas, la disgregación en granos indivi­ duales. En ambos casos la interacción de los procesos químicos contribuye a hacer más efi­ caz la desintegración de la roca.

a.2) Procesos exocinéticos La saturación por agua tiene importancia en rocas que contengan arcillas expandibles. La expansión-retracción hace que la roca aflorante se fracture dando fragmentos de tamaño milimétrico. Este material suelto será fácilmente arrastrado por el agua que circule en con­ tacto con él. Este mecanismo es frecuente en las lutitas (margas). La cristalización del agua intersticial por helada tiene efectos sobre la roca, si el agua ocupa cavidades semicerradas llenas en un 80 % o más. El incremento de volumen del agua fragmenta la roca. El proceso será tanto más eficaz cuanto más frecuentes sean las secuencias hielo-deshielo (Potts, 1970). La meteorización por cristalización de sales (halocinesis), con hidratación, genera tensiones dentro de la roca, favoreciendo su fragmentación o disgregación. Las areniscas con un cierto contenido de sales pueden verse afectadas por este mecanismo, al que se le atribuye la meteorización alveolar y los taffonis. El resultado es la formación de oquedades de 20 a 100 mm y a veces de hasta 50 cm (alveolos), pudiendo llegar a tener un metro de diámetro, en cuyo caso reciben el nombre de taffonis (Sparks, 1986). La hipótesis de la deflación por el viento para explicar su formación ha sido abandonada, pero no así el efecto de hielo-deshielo. Los edificios construidos con calizas o dolomías en zonas industriales pueden verse ata­ cados por el ion sulfato resultante de la contaminación atmosférica, con cristalización de yeso (CaS04.2H20 ) que, al ser un componente relativamente soluble, su formación acele­ rará la degradación del edificio.

b)

Meteorización geoquímica

La roca en o cerca de la superficie tiende a adaptar sus com ponentes a las nuevas condiciones que impone el contacto con la atm ósfera, hidrosfera y biosfera de acuer­ do con el principio de Le C hatelier. La m eteorización quím ica se caracteriza por: — Transformaciones que afectan a la composición, química y mineralógica de la roca, que dan lugar a mezclas de minerales de composición variable y compleja por trans­ formación y por neoformación. — Reacciones sencillas, exotérmicas, lentas (de 103 a 106 años), incompletas e irrever­ sibles, al tener lugar en un sistema abierto. — Producción de compuestos intermedios y finales, cuyas características dependen de la roca originaria, de la estabilidad de los minerales y de las condiciones del medio en que tiene lugar la meteorización: los modelos de meteorización varían según el área geográfica considerada, si bien existen elementos comunes entre ellos. 476

La meteorización química es de fundamental importancia tanto para el desa­ rrollo de la fertilidad química del suelo, al posibilitar la liberación de los elemen­ tos inmovilizados en las redes cristalinas, como en el deterioro de aquellas partes de un edificio expuestas a la intemperie (Vicente et al., 1993). b. 1 )

Secuencias de meteorización: Estabilidad de los minerales

La facilidad con la que se meteorizan las rocas y los minerales depende de una serie de factores. Para los minerales de las rocas ígneas se ha establecido una secuencia (Goldich,1938) que permite ordenarlos según su estabilidad creciente desde el olivino al cuarzo. Está relacionada con las respectivas energías teóricas de formación que, deducidas a partir de los valores aproximados de las fuerzas de enlace, tienen los valores que se indican:

Olivino (78,99 MJ mol ') Anortita (133,80)

Augita (128,75) Homblenda (133,61)

X

Biotita (127,69)

Albita (143,86)

Ortoclasa (143,57) Moscovita (136,15)

/

X '

Cuarzo (156,37) Zircón Turmalina De esta secuencia se pueden extraer las siguientes conclusiones: — Las energías de formación aumentan, por lo general, al hacerlo la complejidad de las estructuras. — Existe una correlación entre estabilidad frente a la meteorización y la energía de for­ mación. — Al aumentar los oxígenos compartidos entre tetraedros de sílice contiguos, aumenta la estabilidad frente a la meteorización. Las aparentes excepciones no son tales, sino que se pueden explicar atendiendo a otros aspectos que inciden sobre la estabilidad de los minerales frente a la meteorización, así: — Las características del enlace químico: • Tipo de enlace. Ordenados según la estabilidad decreciente: covalente > iónico > metálico > puentes de H > fuerzas de van der Waals 0-Me"+ (n = 1,2) < < 0-A l1+ < 0-Si4+ • Longitud de enlace. En enlaces de tipo iónico, a mayor distancia menor fuerza de enlace. -> 477

• Carga del elemento. Por ejemplo, el olivino (Fe, Mg)2 S i04 es altamente meteorizable, frente al zircón ZrSiü4, siendo ambos nesosilicatos. — La estructura del cristal: • Estructura cristalina. • Cristales homodésmicos-heterodésmicos: un mineral con diferentes tipos de enlaces (heterodésmico) resulta menos estable, al ser vulnerable por el enlace más débil. • Sustituciones isomórficas: hacen disminuir la estabilidad, así la albita NaAlSi30 8 es más estable que la anortita CaAl2Si20 8. — Las condiciones de medio a las que se encuentre sometido el mineral, en especial el régimen de humedad del suelo. Así, por ejemplo, en condiciones de aridez o de semiaridez, resultan estables minerales tales como el yeso y la calcita, que en medios más húmedos son de los primeros en ser meteorizados y ser eliminados por lavado. Las condiciones del medio son las que permiten explicar la existencia de determinados minerales en las fracciones finas (arcilla y limo), ya que su baja estabilidad relativa no jus­ tificaría la presencia de algunos de ellos en el suelo. Jackson y Sherman (1953) establecie­ ron la siguiente secuencia de estadios de meteorización: E s ta d io d e M ete o riza c ió n

MINIMO 1 2 3

4

5

MODERADO 6 7 8 9 INTENSO 10 11 12 13 478

... , „ .. M in e ra le s e sta b le s

Yeso Halita Calcita Dolomita Olivino Hornblenda Piroxeno Biotita Glauconita Nontronita Albita Anortita Microclina Ortosa

S u e lo s m a s re p re s e n ta tiv o s ■. . e n q u e se p u e d e p re s e n ta r

Zona árida y semiárida, con suelos con régimen de humedad no percolante (xérico y arídico)

Zona templada Cuarzo Moscovita Arcillas 2:1 incluyendo vermiculita Esmectita (montmorillonita) Caolinita Gibsita Hematita y goetita Anatasa, rutilo y zircón

Zona tropical húmeda, suelos muy meteorizados, ácidos y de baja fertilidad.

b.2)

Mecanismos de meteorización geoquímica y bioquímica

Las reacciones químicas que tienen lugar en la meteorización son sencillas y bien conocidas. Al ser exotérmicas tienen lugar de forma espontánea, si bien el grado de progreso que alcanzan es muy variable en función de las condiciones del medio. Las principales reacciones (procesos específicos) son:

— — — —

b.2.1)

— Óxido-reducción — Intercambio-iónico — Complexación

Disolución Hidratación Hidrólisis Carbonatación

Meteorización por disolución

La meteorización por disolución se caracteriza por: — Tener importancia en rocas solubles (yeso, halita y otras). La fachada del Palacio del Marqués de Dos Aguas (Valencia, España) es de alabastro y presenta procesos de este tipo. Afecta además a los productos solubles resultantes de otros procesos de meteorización. — Depender del pH del medio, temperatura e interacción con otros iones (efecto ion común y otros) y de la cantidad de agua que circule. — La movilidad de los productos solubles determina la forma de proseguirse las reacciones y, por consiguiente, los productos finales. La relación entre la carga del ión (z) y el radio iónico (r) se ha utilizado (Masón, 1966) para establecer el comportamiento de un ion frente al agua y, por consiguiente, en la meteorización o en el suelo:

CATIONES SOLUBLES

• Cs

• Rb

• Ba

• K

PRECIPITADO POR HIDRÓLISIS

• Sr • Ca

• Na

>

Fe • Li

• Se

• Th • U • Zr

• Fe • Ga • Al

• Ti • Mn ------

«Be • C i

0

1

____ 1_______ 2

1

3

• Nb, Ta z /t = 12 ___ ___ — ■ • V • P • s ANIONES COMPLEJOS # N SOLUBLES

__ 1_____ ___ I___________I___________ 4

5

6

7

carga iónica Z

479

b.2.2)

Meteorización por hidratación

La meteorización por hidratación se caracteriza por: — La incorporación de moléculas de agua, de manera que entran a formar parte de la estructura cristalina, dando lugar a un mineral distinto. Por ejemplo: CaS04 (anhidrita) + 2H20 -» CaS04.2H20 (yeso) Fe20 3 (oligisto) + nH20 -» Fe20 3.nH20 (limonita) — Provocar un incremento de volumen, con ahuecamiento y esponjamiento de la roca. — Ser un proceso cuantitativamente poco importante, al ser pocos los minerales afecta­ dos, si bien cualitativamente tiene una alta significación, al ser el hierro un elemento cromógeno de los suelos.

b.2.3)

Meteorización por hidrólisis

La meteorización por hidrólisis se caracteriza por: — Consistir en la reacción entre un mineral y el agua para dar un ácido y una base: 2H20 <-> H ,0 + + OH sal + H20 —>ácido + base El ión H30 + separado de la molécula del agua pasa a formar un complejo de esfera interna (Sparks, 1995). — Afectar a los alumino-silicatos que se comportan como si fuesen sales de un hipoté­ tico ácido silícico (débil) y una base fuerte, con lo que el catión de la sal tenderá a ser sustituido por un ión H+. Los productos intermedios permanecerán o serán elimi­ nados, según sea su solubilidad, con lo que habrá un enriquecimiento relativo de algunos componentes. El pH, la clase de drenaje y el posible aporte de elementos en solución condicionarán los productos. Tomando como ejemplo la hidrólisis de una albita en un medio percolante: NaAlSijOg + H20 -> HAlSi30 8 + Na+ + OH' inestable HA1Sí30 8 + H20 —¥ n S i02 + productos neoformados — Afectar a un gran número de minerales, dada la abundancia de silicatos en la corteza terrestre. — No actuar sobre los enlaces Si-O, por lo que en muchos casos aparecerá el S i02 como producto final.

480

La reacción del mineral con el agua hace variar el pH de ésta. Esto llevó a Stevens y cois. (1948) a introducir el concepto de p H d e a b r a s ió n que es el que alcanza el agua al incorporarle un mineral pulverizado. Resulta ser característico para cada especie mineral y podría utilizarse como un ensayo para identificar de forma aproximada minerales puros: pH de abrasión

Minerales Feldespatos Albita Oligoclasa Anortita Ortoclasa Microclina

9-10 9 8 8 8-9

Micas Biotita Moscovita

8 7

Anfíboles Actinolita Hornblenda

11 10

Minerales

pH de abrasión

Piroxenos Augita Hiperstena Olivino Nefelina

10 8 10-11 11

Carbonatos Calcita Dolomita Siderita

8 9-10 5-6-7

Minerales de arcilla Caolinita Montmorillonita Cuarzo

6 7 6-7

La neoformación a formas cristalinas puede dar lugar a arcillas dioctaédricas (proceso de monosialitización) y a arcillas trioctaédricas (proceso de bisialitización) (Pedro, 1968) según la concentración de S i02 en el medio. Se detallarán los procesos de meteorización por hidrólisis de los principales minerales petrogénicos: feldespatos, micas y ferromagnesianos. Las principales ecuaciones de meteorización de los feldespatos, para el caso de una microclina son: Reacción inicial de hidrólisis: 2 KA1Sí30 8 + 2H20 -» 2HAlSi,08 + 2 K+ + 20H" según las condiciones de medio esta reacción proseguirá de distintas maneras: a)

M edio confinado La secuencia puede ser: feldespato —» mica —> ¡lita (Kato, 1965) La reacción será: HAlSi3Og + H20 + K+ -> HAl2(Al,Si3)Ol0(OH)2 + S i02 ilita

b)

M edio percolante (pérdida de potasio y presencia de magnesio).

La secuencia puede ser: feldespato

vermiculita —» montmorillonita

La reacción será: 3 HAlSi3Og + 2 H20 + Mg-+ —> (OH)4Si8(Al334,Mgo66)0 2o + S i02 montmorillonita

481

c)

M edio percolante (Sand, 1956) La secuencia puede ser: feldespatos con mica asociada —» caolinita (bien cristalizada). La reacción será: 4 HAlSi30 8 + H20

Al4Si4O |0(OH)8 + 8SÍO,

La secuencia puede ser: feldespatos sin mica asociada —> halloisita 10 Á (mal cris­ talizada). La reacción será: d)

4 HAlSi30 8 + 6 H20 —» (OH)8Si4Al4O |0.4H2O + 8 S i0 2

M edio muy percolante y agresivo (tropical)

La secuencia puede ser:

feldespatos ---------- gibsita (Stephen, 1963) halloisita (Bates, 1962)

La reacción será: H A lS iA + H ,0

Al(OH)3 + 3S¡02

Los trabajos de microscopía electrónica han permitido pasar de los estudios teóricos sobre estabilidad, basados en cálculos energéticos, a una observación directa. En el caso de los feldespatos se ha puesto de manifiesto que los granos individuales presentan frecuente­ mente irregularidades muy marcadas, tales como composición zonal, intercrecimientos laminares de distintas especies, y películas de sustitución y revestimientos. La inherente complejidad de estos minerales, lo que puede denominarse fenómenos de orden-desorden, debe tener un efecto significativo sobre los procesos de meteorización (Wilson,1975). En la meteorización de las m icas se observa una mayor estabilidad en el caso de las micas dioctaédricas (moscovita) frente a las trioctaédricas (biotita). La mayor energía de formación de la moscovita da una primera explicación. Las fórmulas teóricas KAl2(AlSi3)O|0(OH)2 para la moscovita y K (Mg,Fe)3(Al,Si3)Oifl(OH)2 para la biotita sugieren que, con hierro ferroso en la estructura, en un medio oxidante, la biotita será menos estable. Ambos minerales son heterodésmicos, por presentar diferentes tipos de enlaces, de forma que las uniones del potasio interlaminar con las caras siloxanas representan un punto débil en la estructura. La mayor facilidad de transformación de las micas trioctaédricas en vermiculita parece poderse explicar por la orientación del dipolo hidroxilo en la capa octaédrica. El hecho de que sea perpendicular a la capa silicatada (Basset, 1960), hace que la carga protónica sea adyacente a K+ y éste se halle en un medio relativamente inestable. En micas dioctaédricas, la orientación del grupo hidróxilo está inclinada y, por consiguiente, más alejada del pota­ sio, que puede estar fijado más firmemente entre las láminas (Wilson, 1975). Las condiciones del medio controlan la meteorización de las micas trioctaédricas (Wil­ son, 1975): Oxidación activa e intercambio catiónico. biotita —» hidrobiotita. Oxidación en medio neutro y mal drenado. biotita -* esmectita 482

—»

Oxidación en medio ácido. biotita —» vermiculita Meteorización en medio rico en Mg2+ biotita —» clorita Meteorización en condiciones extremas: biotita —» caolinita, goetita, gibsita La m eteorización de los m inerales ferrom agnesianos ha sido poco estudiada; por ser minerales de elevada temperatura de formación tienen menores valores de energía de for­ mación, por lo que son fácilmente meteorizables. La presencia de Fe2+ en su estructura favorece la desorganización del mineral en un medio oxidante. Los productos finales dependen grandemente de las condiciones del medio, en especial de drenaje:

— Olivino: Meteorización en medio mal drenado. olivino —¥ iddingsita (Smith, 1962). Meteorización en medio drenado. Mg2S i04 + H20 + C 0 2 S i02 + Mg2+ + HCOj — Piroxenos: Meteorización en medio mal drenado. piroxeno —> silicato laminar. Meteorización en medio con drenaje libre, piroxeno —» desorganización total. — Anfíboles: Meteorización en medio mal drenado (Stephen, 1952). homblenda - » clorita -> interestratificado clorita-vermiculita. Meteorización en medio con drenaje libre, anfiboles —> desorganización total. Al igual que ocurre con los feldespatos, las superficies de los granos de olivino presen­ tan signos que denotan que la disolución se produce en puntos concretos en los que existe una dislocación estructural (Wilson, 1975), la eliminación de los iones Fe2+ y Ca2+ que enlazan los tetraedros provoca el colapso de la estructura (Besoain, 1985). b.2.4)

M ete orizació n por carbo n ata ció n

La carbonatación se caracteriza por:

— Basarse en la reacción de iones carbonato o bicarbonato con los minerales y afectar a todo tipo de rocas, si bien es fundamental en la meteorización de las rocas carbonáticas. Los iones carbonato y bicarbonato se originan por la disolución del anhídrido carbónico procedente de la actividad de las raíces y microorganismos, siendo de menor importancia el C 0 2 aportado por las aguas de lluvia. — Depender de la concentración de C 0 2, del valor del pH y de la temperatura.

483

Como ejemplos de meteorización por carbonatación se exponen las ecuaciones corres­ pondientes a los carbonates (calcita), plagioclasas (anortita y albita), feldespato potásico (ortosa) y la del olivino (forsterita): — Meteorización de la calcita. CaC03 + H ,0 + C 0 2 -> Ca2+ + 2HCO, — Meteorización de plagioclasas. CaAl2Si20 8 + 3H20 + 2CO, Al2Si20 5(0H)4 + Ca2+ + 2HCCV anortita caolinita 2NaAlSi3Og + 3H20 + 2C 02 -» Al2Si20,(OH)4 + 4Si02 + 2Na+ + 2HC03" albita — Meteorización de la ortosa. 3KAISÍA, + 2H20 + 2C 02 -> KA12(A1Sí 3)OI0(OH)2 + 6Si02 + 2K+ + 2HCCV ortosa ¡lita — Meteorización del olivino. Mg2Si04 + H20 + C 0 2 -> S i02 + Mg2+ + HCOjforsterita

ESTUDIO DE CASOS Discutir los siguientes aspectos: 1. Importancia de la meteorización física en las zonas tropicales húmedas. 2.

Comparar la velocidad de los procesos de meteorización química en zona templada y en zona tropical.

3.

Efecto de las lluvias cálidas, frente al de la lluvias frías en relación con un proceso de meteorización por carbonatación.

4.

Establecer relaciones entre la meteorización y las fuentes de nutrientes inorgánicos de las plantas.

5.

En macizos formados por rocas calcáreas, la erosión puede dejar al descu­ bierto formas cársticas. Si la roca presenta una alternancia de estratos hori­ zontales de calcita y de dolomita puede ocurrir que las formas dejadas al descubierto aparezcan recortadas con entrantes y salientes, dando lugar a formas singulares, como en el caso del célebre «torcal» de Antequera (Málaga, España). Explicar el porqué.

Bases para la discusión 1.

El paso de una roca a una regolita. Importancia de los procesos de hidratación e hidrólisis frente a la meteorización física.

2.

Aplicar la Ley de van’t Hoff.

3.

Estudiar la relación entre la temperatura y la solubilidad del anhídrido car­ bónico.

4.

Estudiar la composición de las rocas a nivel detallado e identificar la proce­ dencia de los principales nutrientes: potasio, calcio, magnesio, fósforo, etc.

5.

Comparar la resistencia a la carbonatación de la calcita y de la dolomita.

484

b.2.5)

M eteorización por óxido-reducción

Los procesos de meteorización por redox se caracterizan por: — Afectar a aquellos elementos que pueden actuar con diversos estados de valencia, tales como el hierro, manganeso, azufre, entre otros (Cap. 14). Estos elementos pue­ den presentarse en forma reducida en las rocas y algunos sedimentos marinos o de estuario, como es el caso de la pirita, FeS2. La oxidación puede producirse por el contacto con el aire o por la acción de bacterias autótrofas. — Llevar asociado un cambio de volumen, de color, o formación de revestimientos de color negruzco. Como ejemplos cabe citar: — Referentes al hierro (Fe2+): Fe2+ + O, + H20 -> Fe20,.2Fe00H .nH 20 -> a-Fe20 3 -> a-FeOOH ferrihidrita hematites goetita Fe2+ —> Fe3+

incremento de volumen = 22 %.

—Referentes a sedimentos con piritas: 4FeS2 + 1502 + 8H20 -> 2Fe20 3 + 8S042- + 16H+ Los productos finales pueden ser muy variados en función de las condiciones del medio. La oxidación de los sulfuras por bacterias, Thiobacillus ferrooxidans, en presencia de glauconita, ilita y microclina da lugar a la formación de jarosita: KFe3(S04)2(0H)6, mientras que con albita se forma natrojarosita (Ivarson y cois., 1978). La jarosita se presenta en forma de moteados de color amarillo, en suelos extremada­ mente ácidos con valores de pH de 2 a 3,5: suelos de sulfatos ácidos. Estos suelos son muy problemáticos para la agricultura. Su importancia en el ámbito mundial deriva del hecho que ocupan unos 20 millones de hectáreas, generalmente en países en vías de desarrollo (Bloomfield y cois., 1973). b.2.6)

M eteorización por intercam bio iónico

Los procesos de intercambio iónico entre las superficies de las raíces y catio­ nes alojados en una red cristalina en las inmediaciones de la superficie del mineral pueden provocar una desorganización y el progresivo colapso de la estructura. b.2.7)

M eteorización por form ación de com plejos

La formación de complejos (Caps. 8 y 9) entre determinados compuestos orgá­ nicos, que actúan de ligandos y cationes metálicos, puede afectar tanto a cationes en solución, como a los alojados en las redes cristalinas en las inmediaciones de la superficie del mineral. 485

La formación de complejos influye en la liberación de cationes de las rocas. Así, por ejemplo, una cubierta de liqúenes sobre un basalto da lugar a una capa de roca meteorizada de mayor espesor que en la misma roca sin liqúenes (Jackson et al., 1970). Por otro lado, la formación de un complejo puede hacer variar la movilidad del elemento dado en el sis­ tema.

Modelos y grados de meteorización

b.3)

Los minerales se pueden meteorizar de acuerdo con unos modelos más o menos com­ plicados, que pueden estar predeterminados por factores internos o externos. Stoops y cois. 1979 establecieron los siguientes modelos: — — — — — — — — —

Pelicular: empieza por el borde e invade gradualmente al mineral. Lineal irregular: sigue grietas, fisuras u otras superficies de debilidad del mineral. Lineal paralelo. Lineal cruzado. Bandeado paralelo. Bandeado cruzado. Bandeado irregular. Punteado. Complejo: combinación de diversos modelos.

El grado de meteorización de un mineral expresa la cantidad relativa de mineral origi­ nario sustituida por un mineral secundario o espacio de poros en el caso de disolución. Puede describirse en una lámina delgada observada con un microscopio petrográfico, por medio de una escala de cinco clases (Stoops et ai, 1979). Clase

486

Grado de meteorización

0

Mineral originario

1

Ligero Ejemplo: Pelicular, ligeramente meteorizado.

2

Moderado Ejemplo: Cruzado, moderadamente meteorizado.

3

Fuerte Ejemplo: Punteado, fuertemente meteorizado.

% de mineral meteorizado < 2,5 % 2,5 a 25 %

9

25 a 75 %

75 a 97,5 %

4

b.4)

> 97,5 %

Completo Ejemplo: Lineal, completamente meteorizado.

Factores de control de la meteorización química

El tipo de meteorización predominante (física o química) depende de la rela­ ción precipitación/temperatura, como se ha indicado. La meteorización química, su velocidad y la naturaleza de los productos finales viene determinada por diver­ sos factores: Factor Agua

Temperatura Oxígeno Anhídrido carbónico Agentes complejantes Materia orgánica Iones H* y OH Microorganismos Interacción entre iones Posición en el paisaje Condiciones de drenaje

c)

Acciones Interviene en las reacciones: hidrólisis. Contiene sustancias activas. Transporta fuera del sistema los elementos solubles. Acelera las reacciones. Ley de van’t Hoff. Procesos redox. Equilibrio carbonatos-bicarbonatos. Carbonatación. Transporte elementos. Agente reductor. Condiciones de pH del medio. Catalizan ciertas reacciones. Puede afectar la solubilidad. Entrada y salida de materia. Exportación de elementos. Neoformaciones (drenaje deficiente).

Meteorización biológica

Los organismos vivos pueden desempeñar un papel muy activo en la meteori­ zación, tanto física como química (meteorización bioquímica) (Cap. 16), pudiendo destacar:

Desprendimiento de anhídrido carbónico en la respiración. La secreción de productos orgánicos activos en la meteorización. La formación de complejos y quelatos. La intervención en la movilidad de los distintos elementos. La formación de humus (Cap. 8). Efectos mecánicos de animales y plantas.

487

ESTUDIO DE CASOS Los procesos de meteorización pueden llegar a suponer un problema impor­ tante para la conservación de edificios, así por ejemplo, sufren procesos de degradación la portada románica del monasterio de Ripoll (Girona, Cataluña, España), los edificios construidos con piedra de Villamayor en Salamanca, la antigua catedral de Lleida, entre otros muchos. En Salamanca se trata de una grauvaca feldespática (Corrochano y cois., 1984) y en Lleida de una arenisca de cemento calizo con presencia de sales solubles. Discutir qué procesos tienen lugar en estos u otros casos.

Respuestas • La arenisca se meteoriza por crecimiento de cristales y por disolución del cemento calizo. Las grauvacas feldespáticas de Villamayor contienen esmec­ titas por lo que sufren procesos de expansión-retracción.

d)

Meteorización y contaminación de suelos

Los estudios sobre m eteorización suelen centrarse en las rocas y m inerales más frecuentes, en especial los silicatos, y en el ciclo biogeoquím ico de los elem entos químicos mayores. Para poder diagnosticar si la presencia de un determ inado ele­ mento químico en un suelo puede deberse a un proceso de meteorización o bien a una contaminación, interesa estudiar el com portamiento de aquellos m inerales que contienen elementos potencialm ente contaminantes. En el medio natural puede haber iones fosfato, sulfato, cloruro, que reaccionen con los productos de meteorización. La m eteorización de la galena (PbS) puede liberar plomo, plata, arsénico y antimonio, procedentes de inclusiones de argentita (AgS2), de tetraedrita (Cu, Fe)i2Sb4S i3 o de otros sulfuras: La meteorización de la galena tiene lugar por oxidación, dando lugar a minerales secun­ darios de plomo: piromorfita: Pb5(P04)3Cl cerusita: PbCO, plumbogumita: PbAI, (P04)2(OH)v H20 anglesita: PbS04 (primer paso a la formación de cerusita) mimetita: Pb5 (As0 4)3C1 La esfalerita (ZnS) al oxidarse puede dar lugar a smithsonita (Z nC 03); hopeíta Zn3.(P04)2.4H20 ; piromorfita Pb3 (P 04)3C1, que suelen ser relativamente frecuentes en la naturaleza. La estructura de la esfalerita es característica de un gran número de com­ puestos, que presentan con frecuencia soluciones sólidas (Berry y Masón, 1966), por lo que es posible que el proceso de meteorización libere algunas veces cadmio, dando lugar a octavita (CdC03), mineral que suele ser relativamente raro, como también lo son los fosfatos a base de cadmio (Hester y Harrison, 1997).

488

El estudio de estos comportamientos puede ayudar a interpretar la existencia de concen­ traciones elevadas de estos elementos en un determinado terreno, pudiendo servir para identificar una posible fuente de contaminación (Cap. 27).

3.

Procesos edafogénicos

3.1. Aspectos generales Los procesos edafogénicos consisten en una serie de reacciones y redistribu­ ciones de materia, de manera que un material originario más o menos isotrópico sufre una progresiva diferenciación de horizontes (horizonización) y alcanza un grado de organización (estructuración). Los procesos edafogénicos que dan lugar a un suelo concreto son aquellos que resultan compatibles con los factores formadores que prevalecen en un lugar y momento determinados y se prolongan suficiente­ mente a lo largo del tiempo. La importancia de cada factor formador puede cambiar a lo largo del tiempo, lo que puede hacer variar la velocidad, e incluso la trayectoria de desarrollo del suelo, es decir, el tipo de procesos. Estos cambios pueden ser debidos a variaciones en el clima, la vegetación o responder a aspectos internos (Muhs, 1984). Esta sucesión de procesos a lo largo del tiempo hace que la génesis de muchos suelos sea compleja y difícil de interpretar y reconstruir. La mayoría de suelos pueden ser conside­ rados poligénicos (Johnson y Hole, 1994), como ocurre con los suelos que han soportado las pulsaciones climáticas del Cuaternario. La sucesión de procesos a lo largo del tiempo hace que algunos rasgos de un suelo se hayan formado bajo las condiciones iniciales (relictos) mientras que otros correspondan a procesos actuales. Por otro lado, además de considerar la edafogénesis como un proceso progresivo, que da lugar a un aumento de espesor del suelo, a la formación de estructura y a una diferenciación de horizontes; cabe identificar procesos regresivos que provocarán una haploidización del perfil del suelo (Phillips, 1993, Johnson et al., 1990). Estos procesos regresivos pueden ir ligados a una degradación del suelo por erosión superficial o bien a procesos de edafoturbación por acción de la fauna o a una expansión/retracción de arcillas al humectarse y secarse. La forma de agrupar los distintos procesos no es única, como tampoco lo es la impor­ tancia que las distintas Escuelas edafológicas confieren a procesos concurrentes, al propo­ ner hipótesis acerca de cómo se puede haber formado un determinado suelo. Este carácter un tanto especulativo de la edafogénesis limita su interés como criterio para basar entera­ mente en ella la clasificación de los suelos. Se pueden establecer agrupaciones de procesos de las siguientes formas: — — — — —

Físicos / químicos / biológicos. De homogeneización / de diferenciación. Cíclicos / alternantes. Continuos / de agotamiento. Actuales / fósiles (paleo). 489

La complejidad de la mayor parte de los procesos edafogénicos se debe a la acción con­ junta de diversos agentes que intervienen en la génesis del suelo, con distinta intensidad y velocidad. Por ello no resulta sencillo establecer una agrupación única. Teniendo en cuenta que el suelo es un sistema dinámico abierto, los procesos que se pueden identificar son: — Adiciones al suelo: Agua: Por la superficie. Lateralmente. A partir de una capa freática. Energía solar. Oxígeno. Materia orgánica: oscurecimiento. Sales disueltas en el agua o procedente de aerosoles: salinización. Polvo: eólico o volcánico. Materiales procedentes de la erosión, ricos en materia orgánica: aluvionamiento y coluvionamiento. Materiales aportados a la superficie del suelo por el hombre. — Transformaciones dentro del suelo: Meteorización. Descomposición, degradación y mineralización de la materia orgánica. Desarrollo de estructura. Rubefacción. Edafoturbación. Por fauna. Vermificación. Argiloturbación (arcillas expansivas). Crioturbación. Seismoturbación. Compactación con horizontes helados. Cementación. Desarrollo de rasgos redoximorfos. deificación. Ferrolisis. Piritización y material sulfuroso. Formación sulfatos ácidos, jarosita y materiales sulfúricos. Sodificación: incremento del porcentaje de sodio intercambiable. — Translocaciones dentro del suelo. Cambios de posición de materia en sentido vertical dentro del suelo: Eluviación: migración descendente u oblicua de sustancias en suspensión. Proceso de pérdida. Iluviación: translocación de materiales diversos de un horizonte a otro del mismo suelo. Proceso de enriquecimiento o acumulación (por ejemplo: arcilla, materia orgánica). 490

Translocación de arcilla: argiluviación. Translocación de hierro, aluminio y materia orgánica: queluviación. Formación de humus mor o moder, meteorización y queluviación: podsolización. Translocación de caliza: calcificación. Translocación de yeso: gypsificación. Translocación de sílice Acumulación y redistribución de sales más solubles que el yeso: salinización. — Pérdidas a partir de la superficie del suelo: Gases. Agua (evaporación). Energía calorífica. Material del suelo: erosión. C 0 2 por mineralización de la materia orgánica. — Pérdidas por la parte inferior del suelo: Agua. Pérdidas por lavado: Sales solubles. Yeso. Carbonatos-Ca, Mg. Bases: acidificación. Sílice y bases con acumulación relativa y/o absoluta de hierro y/o aluminio. Pérdidas de material en suspensión.

ESTUDIO DE CASOS 1.

De los procesos que se relacionan, indicar cuáles pueden haber actuado simultáneamente, secuencialmente, alternativamente, tener acciones con­ trapuestas o ser incompatibles con la formación de un Natrixeralf vértico.

2.

Indicar cuáles son químicos, cuáles de homogeneización, cuáles alternan­ tes, cuáles de agotamiento y cuáles paleo?

Los procesos a que se hace referencia son: Argiloturbación, gleificación, gypsificación, sodificación, piritización, iluviación, erosión, rubefacción, podsolización, cementación de caliza. 3.

El establecimiento de relaciones entre las propiedades de un suelo (morfo­ logía y propiedades químicas) y los procesos permite avanzar en el conoci­ miento de la edafogénesis. Ahora bien, la poligénesis de los suelos deri­ vada de los cambios climáticos a lo largo del Cuaternario (Chadwick et al. 1995) dificulta las interpretaciones de los rasgos edafogénicos, en el sen­ tido de saber si el proceso que les dió origen es todavía activo o no.

¿Cómo podría averiguarse si un rasgo es relicto o actual?

491

Bases para la discusión 3. Retallack (1990) en su obra Soils of the past indica que las propiedades de ia fase sólida de los suelos contienen un registro de la edafogénasis pasada. Para determinar si un rasgo es actual o relicto se puede recurrir al estudio de las soluciones del suelo. Su composición puede ayudar a interpretar qué proce­ sos son todavía activos. Se suelen utilizar dos técnicas para estudiar procesos de translocación: por un lado la succión y los lisímetros (Ugolini et al. 1988, Barbee y Brown, 1986); y por otro, resinas quelatantes e intercambiadoras de iones, enterradas en el suelo (Ranger et al., 1998, Barrett y Schaetyl, 1998).

ESTUDIO DE CASOS Los productos resultantes de la meteorización de un mismo material originario pueden ser distintos debido a que lo sean las trayectorias según las condicio­ nes climáticas dominantes. Discutir el resultado de la meteorización de un material piroclástico (ceniza vol­ cánica) en tres supuestos distintos: a) clima húmedo, b) clima mediterráneo semiárido, c) clima templado.

Respuestas a)

M aterial con bajo grado de ordenación (alófana e im ogolita); filosilicatos 1:1 y gibsita. Consultar: W ada 1 9 8 0 ,1 9 8 7 M izota etal., 1988 Jongm ans e tal., 1995.

b)

Haloisita y alófana.

c)

Vermiculita, m ica y caolinita.

Consultar: Silbert e tal., 1994 Consultar: Ezzaím e tal., 1999.

3.2.

Principales procesos formadores

De acuerdo con el esquema planteado, se hará una síntesis de cada uno de los principales procesos.

a) a.1)

Adiciones Incremento del contenido de materia orgánica

Es un proceso muy general, que deriva de la presencia de vegetación (Cap. 8). Es res­ ponsable del mayor o menor oscurecimiento de los epipediones, así como de la posterior existencia de otros procesos. 492

a.2)

Aportaciones

Hay que englobar diversos mecanismos de adición de materiales al suelo: aluvionamiento o aporte por las corrientes fluviales de materiales erosionados que fueron compo­ nentes de otros suelos; coluvionamiento de materiales por escorrentía difusa y efecto de la gravedad al pie de una ladera; y tcfra-aportación, según la cual materiales volcánicos de granulometría más o menos fina recubren un suelo.

b)

Transformaciones dentro del suelo

b.1)

Meteorización

Descrita anteriormente con detalle (Cap. 17.2).

b.2)

Humificación

Se ha explicado con detalle en el Cap. 8.

b.3)

Edafoturbación

Proceso por el cual los materiales del suelo sufren cambios posicionales y efectos de mezcla dentro del propio suelo. Pueden deberse tanto a comportamientos de la meso y macrofauna del suelo, como a raíces gruesas de los árboles en los efectos de caída y arran­ que, típicos de los bosques de coniferas boreales (bioturbación). El efecto de la expan­ sión-retracción de las arcillas (argiloturbación), el de hielo-deshielo (crioturbación), y otros agentes mecánicos son también origen de procesos de este tipo.

b.4)

Rubefacción (rubefacere = hacer rojo)

Proceso caracterizado por la evolución del hierro. Se trata de una deshidratación de los oxi-hidróxidos de hierro liberados por la meteorización y ligados a las arcillas. La deshidrata­ ción casi irreversible se debe a una desecación estacional más o menos acentuada. La rubefac­ ción confiere al suelo un color rojo. Es típica de la zona mediterránea, si bien no exclusiva de ella. Este proceso suele llevar asociado uno de iluviación de arcilla durante la estación húmeda.

b.5)

Brunificación

Este proceso se da en suelos de regiones de clima atlántico templado o semicontinental, en medios biológicamente activos (mull), con buena aireación, con suficiente hierro y arci­ lla para que se pueda formar una estructura bien desarrollada. El hierro actúa de enlace entre los ácidos húmicos y las arcillas. La mayor humedad del clima no permite la deshi­ dratación de los óxidos de hierro y el color del suelo es pardo.

b.6)

Gleificación (del ruso, masa de suelo fangoso)

Proceso en el que dominan las condiciones de reducción de los óxidos de hierro que llegan a alcanzar la forma ferrosa, mediando de ordinario la demanda de oxígeno por parte 493

de los microorganismos. Ello se debe a la presencia de un régimen de humedad con exceso de agua, como por ejemplo, el de carácter «ácuico». La movilidad de los compuestos ferro­ sos a causa de su solubilidad puede provocar una decoloración del horizonte afectado. Puede precipitar en forma férrica allí donde el oxígeno llegue en cantidad suficiente, al menos en alguna parte del año, si existe alternancia de condiciones aerobias y anaerobias de la capa freática. En la zona de oscilación se pueden llegar a formar concreciones esferoi­ dales duras de hierro y manganeso. Su número, tamaño y composición responde al régimen de humedad y a la estructura del medio poroso, por lo que pueden ser utilizadas como indi­ cador de los procesos de hidromorfismo (Blagoveschensky y Samsonova, 1999, Rabenhorst et al., 1998).

b.7)

Formación de materiales sulfurosos

La reducción de los sulfatos puede producirse en áreas costeras, en estuarios y albuferas con aguas salobres, en zonas con efecto mareal, con sedimentos ricos en materia orgánica y extrema gleificación. La actividad de los microorganismos anaerobios da lugar a la forma­ ción de monosulfuros de hierro y posteriormente bisulfuros, que pueden precipitar en forma de pirita, FeS2. (Caps. 12 y 16).

b.8)

Formación de materiales sulfúricos

El drenaje de suelos con materiales sulfurosos provoca su oxidación conducente a la aparición del anión sulfato. Si este proceso tiene lugar en un sedimento rico en carbonato cálcico, el resultado será la formación de yeso. En los demás casos se pueden formar sulfa­ tos de hierro, de aluminio, mientras que en presencia de iones sodio y potasio se produce natrojarosita y jarosita (suelos de sulfatos ácidos), cuya reacción es extremadamente ácida con pH inferiores a 3,0, con consecuencias desfavorables para la vegetación y los cultivos (Van Breemen, 1976).

b.9)

Ferrolisis

La ferrolisis ha sido descrita por Brinkman (1970) en suelos hidromorfos con horizontes superficiales gleificados, ácidos, de colores pálidos (generalmente álbicos), bajos contenidos de arcilla y materia orgánica. Suelos que ocupan formas prácticamente llanas de terrazas mari­ nas o fluviales y que se inundan estacionalmente debido a las lluvias. La alternancia de condi­ ciones reductoras y oxidantes comporta una acidificación y una destrucción de las arcillas. Van Breemen y Buurman (1998) distinguen dos fases. En la principal, el Fe(II) formado en condiciones reductoras entra en las sedes de intercambio y desplaza cationes basifican­ tes, que pueden perderse por lavado o por difusión y drenaje lateral. Al repetirse el proceso, la parte superior del suelo, afectada por el proceso de redox, se irá acidificando. En las épo­ cas en las que existen condiciones oxidantes, el hierro pasa a Fe (III) y precipita, mientras que las sedes de intercambio liberadas por el Fe(II) pueden ser ocupadas por los H+ libera­ dos en la oxidación de un hidróxido de Fe(II). Las arcillas-H son inestables y su colapso libera sílice amorfa y Al3+, que pasa a ocupar sedes de intercambio. Un nuevo ciclo Fe(III) a Fe(II) consume H+ con lo que se eleva el pH; el intercambio de Fe(II) por Al3+ hace apa­ recer aluminio en la solución que, al hidrolizarse, da productos intermedios y si el pH es superior a 5,5 precipita como gibsita. Los hidróxidos-Al con carga pueden dar lugar a la formación de una capa gibsítica (cap. 7) que, al intercalarse entre las láminas de arcillas 494

2:1, dará lugar a una clorita alumínica o clorita secundaria (Duchaufour, 2001), con lo que el Fe(II) y las bases que ocupaban estas posiciones de intercambio serán desplazados. La ferrolisis puede haber ido precedida de un proceso de iluviación de arcillas y, en casos extremos, puede ir seguida de un proceso de podsolidación, si bien se trata de proce­ sos separados (Van Breemen y Buurman, 1998).

b.10)

Formación de un plácico

Este endopedión consiste en una capa delgada (1 a 40 mm), negra o rojiza oscura, sinuosa, fuertemente cementada, de acumulación de hierro y manganeso o un complejo de hierro y materia orgánica. Se encuentra en Spodosoles (ST) o Podzoles (WRB) y suelos gley. Soil Taxonomy (1999) considera que este horizonte está asociado con estratificacio­ nes en el material originario. Van Breemen y Buurman (1998) consideran que la formación de un plácido no tiene nada que ver con el proceso de podzolización. De acuerdo con estos autores, se forma a partir del momento en que un espódico llega a ser suficientemente denso para provocar la estagnación del agua de lluvia o crea una capa freática de pendiente en montaña (Duchafour, 2001). Esto provoca condiciones reductoras en la parte superior del suelo, el hierro ferroso se mueve y se acumula en el límite con la parte inferior aireada.

b.11)

Maduración

En suelos con condiciones extremas de hidromorfismo, sin desecaciones temporales siquiera, no puede desarrollarse estructura. Al ser drenados parcialmente tiene lugar un pro­ ceso de maduración, que puede caracterizarse por medio del índice de subsidencia, n.

b.12)

Formación de fragipan (del lat. fragilis, frágil)

Formación de un horizonte subsuperficial de textura media, a veces arenosa, densidad aparente elevada en relación con los horizontes que lo rodean. Es duro y compacto cuando está seco, por lo que parece cementado, pero al humedecerse, las unidades estructurales se rompen bruscamente cuando se las presiona entre los dedos. Un fragmento seco se deshace o se fractura al sumergirlo en agua. Es pobre en materia orgánica. Su conductividad hidráu­ lica es lenta, el drenaje es imperfecto, presenta moteado y tiene grietas aproximadamente verticales, que son caras de poliedros o prismas gruesos o muy gruesos, emblanquecidas y de textura más gruesa y forma poligonal (Smeck y Ciolkosz, 1989). Para explicar su formación cabe distinguir los fragipanes asociados a fenómenos de gla­ ciarismo del Cuaternario de aquellos formados en otras condiciones. La génesis de los fragi­ panes formados a partir de materiales morrénicos se explica por la presión ejercida por la masa de hielo o por las compactaciones resultantes de procesos repetidos de hielo y deshielo de un material saturado de agua y situado encima de una capa permanentemente helada. Los fragipanes también pueden haberse formado debido a procesos de expansión/retrac­ ción ligados a fases de humectación/desecación de un material de textura de media a gruesa. Las grietas originadas durante el proceso de desecación se habrían rellenado con material procedente de la parte superior. AI humectarse volverían a cerrarse, lo que habría generado una presión importante sobre el material entre grietas, que no habría podido ser neutralizada con la formación de caras de deslizamiento (SSS, 1998). 495

En algunos casos el proceso de formación de un fragipan puede haber ido acompañado de iluviación de arcilla lo que habría contribuido a aumentar la densidad aparente y a la unión de partículas en el horizonte.

c)

Translocaciones

La translocación implica un cambio de posición de un componente y la consiguiente acumulación dentro del perfil, lo que da lugar a una concentración de materiales en ciertos puntos o niveles en el interior del suelo.

c.1)

Translocaciones en solución

El incremento de ciertos componentes, tales como caliza, yeso, sales más solubles que el yeso, así como ópalo, se produce tras un desplazamiento, preferentemente en solución, y posterior precipitación en ciertas zonas del perfil a causa de diversos meca­ nismos. Por su importancia en climas áridos y semiáridos interesa detallar algunos de estos procesos:

Procesos de translocación, acumulación y cementación de carbonato cálcico: calcificación y petrocalcificación En zonas áridas y semiáridas el carbonato cálcico puede haberse acumulado preferente­ mente en un horizonte (u horizontes) a poca distancia de la superficie del suelo. Los hori­ zontes en los que predomina una acumulación de carbonato cálcico, que puede llegar a suponer el 80 % del horizonte, se denominan: Bk (no cementado) o Bkm (cementado). La meteorización de la calcita tiene lugar por carbonatación, dando lugar a iones bicarbonato y calcio, que pueden ser translocados y reprecipitados, lo que da lugar a su concentración y posible cementación en el material receptor. Tanto el aumento de la presión de C 0 2 en el agua del suelo por actividad biológica, como las aguas frías con C 0 2 disuelto favorecen la disolución de la caliza. El régimen de humedad no percolante (arídico, xérico o ústico) de los suelos hace que el lavado sea débil o inexistente, ya que el frente de humectación no llega a atravesar todo el perfil. La disminución de la presión de C 0 2 en profundidad provoca la reprecipitación y acu­ mulación de carbonato cálcico. Este proceso interviene principalmente bajo pradera y cés­ ped y da lugar a formas difusas y no endurecidas y a acumulaciones filiformes o pseudomicelios, estudiadas por Butel y Ducloux (1989), mientras que la concentración de la solución por secado del suelo puede provocar precipitaciones que obturen completamente los poros o den origen a formas endurecidas: cemento geopetal en la base de los elementos gruesos, formas esferoidales concrecionadas de estructura concéntrica (oolitos, pisolitos y nodulos) e incluso cementaciones masivas (petrocálcico). Las acumulaciones masivas no cementa­ das, el cemento geopetal y las concreciones esferoidales son características de los endopediones cálcicos. Las acumulaciones continuas cementadas, que no se deshacen al sumergir­ las en agua durante un cierto tiempo, constituyen un endopedión petrocálcico. Estos horizontes son muy viejos (de 8.000 a 50.000 años y más), por lo que tienen una génesis muy compleja (Gile et al. I966), como lo evidencia la presencia de estructuras conglomeráticas; los distintos colores del carbonato cálcico según el grado de cristalización; la pre­ sencia de capas acintadas en la superficie de la acumulación, y otras estructuras (Ruellan, 496

1973; Rabenhorst et al., 1991; Goudie y Pye, 1985). Los procesos de disolución/reprecipi­ tación pueden haberse repetido a lo largo del tiempo, lo que se refleja en la complejidad de la morfología. Las acumulaciones de carbonato cálcico se pueden formar de distintas maneras. El ori­ gen del carbonato cálcico varía según la posición geomorfológica ocupada por el suelo. En unos casos puede haberse movilizado dentro del propio perfil; en otros puede haber habido aportes laterales, tal como ocurre en superficies en glacis (Cap. 18) (Bock et al. 1990). En ellas los horizontes petrocálcicos son el resultado de precipitaciones - cementaciones - redisoluciones parciales sucesivas. Los suelos pueden haber sufrido procesos erosivos que hayan dejado el horizonte cementado en o cerca de la superficie y posteriores aportes de materiales constituyen el epipedión actual. En la etapa durante la cual el petrocálcico ha quedado muy superficial, puede haber habido zonas de su superficie con mayor humedad, en las que se haya concentrado una masa de raíces que, tras su muerte y posterior calcifica­ ción, puede ser el origen de una capa de estromatolitos de raíces, capa acintada que aparece cementada en la superficie del petrocálcico formando parte de él. El estudio en lámina del­ gada permite identificar formas derivadas de estructuras de raíces. En muchos casos las superficies de antiguos glacis aparecen actualmente desconectadas del área origen de los materiales, por erosión y encajamiento de la red de drenaje. Esta disección puede dar lugar a formas del paisaje tales como plataformas residuales (inversión del relieve), que están coronadas por un petrocálcico que las protege del avance de la ero­ sión en sus bordes (Twidale, 1976; Porta et al. 1983). Este tipo de acumulaciones, para las que Soil Taxonomy introdujo las denominaciones de endopedión cálcico y petrocálcico, han sido estudiadas por los autores australianos bajo la denominación genérica de duricrusts (Woolnough, 1930) y calcretas para las de carbo­ nato cálcico (Lamplugh, 1902), recibiendo otros muchos nombres tales como: caliche, nari, kankar, kunkar (Twidale, 1976; Goudie y Pye, 1985).

Gypsificación El proceso de gypsificación ha sido estudiado por diversos autores pudiendo acudir a los trabajos de Eswaran y Zi-Tong (1991), Porta y Herrero (1988), Benayas et al. (1988), Herrero et al. (1992), Arricibita et al. (1988), entre otros. Se trata de un proceso menos general que la calcificación, pues en éste, los dos iones que intervienen, bicarbonato y calcio, son de presencia casi universal y en cantidades importantes en las regiones áridas y semiáridas. El ion sulfato no se halla tan extendido, no obstante, formaciones geológicas del Secundario (Triásico) y Terciario lo contienen, lo que explica la relativa frecuencia con que se encuentran suelos con yeso asociados a tales for­ maciones y al agua que ha circulado por ellos. La mayor solubilidad del yeso determina que cuando ambos procesos de acumulación han tenido lugar en un mismo suelo, el horizonte de acumulación de yeso ocupe una posición inferior a la de carbonato cálcico. El yeso se puede presentar en el suelo (Herrero et al., 1992) como: — Acumulaciones vermiformes: pequeños hilillos de varios milímetros de largo y aproximadamente 1 mm de diámetro. Se observa en campo con ayuda de una lupa. — Yeso lenticular, es la forma en que cristaliza el yeso en el suelo. Se observa al microscopio. 497

— Yeso microcristalino, cristales lenticulares de yeso menores de 20 pin. En campo aparece como una masa blanca o rosada, semejante a la harina. Es muy suave al tacto. Se observa al microscopio con más de 500 aumentos.

Petrogypsificación Este proceso exige unas condiciones de extremada aridez. Un horizonte gypsico expuesto al aire adquiere una gran dureza durante la estación seca, lo que puede llevar a confusiones, al igual que los meros depósitos de yeso roca. Una acumulación de yeso cementada, observada al microscopio muestra cristales indentados, en lugar de los lenticu­ lares, típicos de un endopedión gypsico.

Salinización Proceso de enriquecimiento del suelo en sales más solubles que el yeso, por lo general se trata de cloruros y sulfatos de sodio y de magnesio. Ello provoca valores muy altos de la presión osmótica en la fase líquida del suelo, con evidentes repercusiones sobre la vegeta­ ción. Es un proceso que tiene lugar principalmente en zonas semiáridas y áridas, en zonas bajas con mal drenaje. Puede ser natural o bien inducido por el hombre por un uso inade­ cuado del agua de riego (Cap. 24).

Sodificación Este proceso, también denominado solonetización, consiste en un enriquecimiento en sodio intercambiable, por el contacto del suelo con soluciones de sales neutras sódicas. Suele ir acompañado de un proceso de iluviación de arcillas sódicas, ya que su dispersión favorece la translocación. Conlleva una degradación de la estructura del suelo y unas condiciones físi­ cas muy desfavorables para el crecimiento de las plantas y la circulación del agua (Cap. 24).

Alcalinización Proceso de sodificación con formación de carbonato sódico. El pH adquiere valores de 9 a 11 y las condiciones son muy desfavorables para la circulación del agua y sólo pueden vivir especies vegetales especializadas. (Cap. 24).

Formación de duripán Este horizonte subsuperficial está endurecido por sílice cementada, generalmente ópalo o formas microcristalinas de sílice (Cap. 7). El silicio procedente de la meteorización, se halla en solución principalmente como ácido silícico, Si(OH)4 y como tal se puede mover, para precipitar como A-ópalo. Los fragmentos secos no se deshacen en agua, ni en ácido clorhí­ drico. A veces contiene además otros cementos secundarios, tales como carbonatos y óxidos de hierro, por lo que pueden formar parte o estar asociados con endopediones cálcicos. Los duripanes (Thirby, 1997) se presentan principalmente en suelos de áreas con mate­ riales volcánicos recientes, con climas mediterráneos subhúmedos y climas áridos, es decir, con una estación seca durante la cual se concentra la solución del suelo y la sílice precipita. Durante la estación húmeda puede tener lugar la meteorización que libere sílice y favorezca la translocación. La sílice procede de la meteorización de los vidrios volcánicos o de loess. 498

En medio alcalino la sílice es soluble, mientras que en medio ácido tiende a precipitar en forma de ópalo (Chadwick et ai, 1987). Las acumulaciones con más de 85 % de sílice, cementadas han sido estudiadas por los autores australianos bajo el nombre de «silcreta» (Summerfield, 1983, Twidale, 1976).

Petroferrización La cementación de los óxidos hidratados de hierro u oxihidróxidos puede obedecer a dos orígenes distintos: uno, la precipitación de los materiales ferrosos que al pasar a férricos son insolubles. En general, el proceso está relacionado con la presencia de una capa freática o de una capa freática colgada, a la que llegan aportes ferrosos. Es el caso de algunos materiales petroférricos formados en plataformas (rañas) con hidromorfia acentuada reciben la denomi­ nación de «alios» por parte de los edafólogos de la escuela francesa. Otro origen posible son las acumulaciones de óxidos en países ecuatoriales, relacionables con los procesos de acu­ mulación residual, más cercanos en su génesis a la formación de plintita.

c.2)

Translocaciones en suspensión

El desplazamiento puede afectar a partículas discretas en el seno del suelo, de un hori­ zonte a otro en el que tiene lugar la acumulación. El transporte se produce en suspensión en el agua que circula a través del suelo. Los componentes afectados pueden ser arcilla, humus, oxihidróxidos, hierro y aluminio que sean objeto de quelación.

Argiluviación Consiste en la acumulación de arcilla translocada. Para que la iluviación pueda tener lugar se requiere que la arcilla esté dispersa, lo que exige una previa eliminación de la caliza por lavado y una ligera acidificación o bien que se trate de arcillas sódicas. Las partí­ culas más afectadas por la iluviación son las de arcilla fina (0 < 0,2 pm). Al atravesar la suspensión de arcilla un horizonte seco, el agua de los macroporos es suc­ cionada por los microporos y la arcilla se deposita en las paredes (Dorronsoro y Aguilar, 1988):

Poro lleno de agua con arcilla en suspensión

Vaciado

Poro vacío con revestimiento de arcilla

El depósito está finamente estratificado y la cantidad es suficiente para que sea observable en poros y caras de los elementos de estructura. Da lugar a revestimientos brillantes observa­ bles con una lupa. Reciben la denominación de cutanes (ing. clays Kin). Corresponden a eda­ forrasgos texturales (Cap. 4). 499

El proceso ha sido estudiado por diversos autores, entre ellos cabe citar a McKeague (1983) y Dorronsoro y Aguilar (1988) y su importancia es grande si se atiende a la superfi­ cie ocupada por los suelos con procesos de argiluviación (p. e. Alfisoles y Utisoles). T ranslocación de a rcilla s só dica s

Un proceso de sodificación hace que las arcillas estén dispersas, incluso en presencia de caliza en el suelo. Por ello, las arcillas sódicas pueden ser fácilmente translocadas. El resultado es un endopedión nátrico. P odsolización

Este proceso da lugar a la formación de Spodoso­ les (SSS, 1999) o de Podzoles (WRB, 1998), suelos con una secuencia de horizontes: O, A: ricos en m.o., un horizonte eluvial emblanquecido: E, y un hori­ zonte iluvial pardo-rojizo: Bh, Bhs y Bs (endopedión espódico). Su edafogénesis tiene lugar en condiciones climáticas diversas, si bien tienen de común el ser de tendencia fría y húmeda, con una vegetación acidifi­ cante (p.e. brezo: Calluna vulgaris) y escasa actividad biológica, lo que da lugar a una acidificación progre­ siva del suelo (Mokma y Buurman, 1982). El proceso no se da en presencia de carbonatos en el suelo. La presencia de m.o., aluminio y hierro en el endopedión iluvial implica mecanismos de movilización en el horizonte eluvial (eluviación), de translocación e inmovilización en el horizonte iluvial (iluviación). La interpretación más clásica para explicar la podzolización se ha formulado como la teoría del fulvato (Duchaufour, 2001, Petersen, 1976), según la cual los ácidos fúlvicos intervienen en la meteorización de los minerales por complexolisis. Disuelven el hierro y el aluminio en la parte superior del suelo y forman complejos organominerales solubles o pseudosolubles que son translocados (queluviación). El horizonte afec­ tado por la eluviación se pone de manifiesto por su color blancuzco debido a la abundancia de cuarzo y limo residuales y sin revestimientos. Los complejos precipitan a aquella profun­ didad del suelo a la que se satura el ligando orgánico (compensación de la carga) (Righi et al, 1987) o bien se descompone por acción microbiana (Lundstróm et al., 1995). Complementariamente, se ha formulado la teoría de los ácidos de bajo peso molecular (LMW) para explicar el proceso (Lundstróm et al., 1995). En este caso los agentes orgánicos de bajo peso molecualr (LMW) son los responsables de la translocación del hierro y el alumi­ nio. La precipitación se produce con la degradación microbiana del transportador. La combina­ ción de estos dos procesos parece explicar la podzolización (van Breemen y Buurman, 1998). Sin embargo, para los investigadores que han formulado la teoría de la alófana (Anderson et al., 1982, Farmer et al, 1985), el aluminio y el hierro pueden moverse independientemente de la m.o. en forma de soles silicáticos con carga. La precipitación en forma de alófana y de imo­ golita tendría lugar a aquella profundidad a la cual hubiese un aumento del pH. La m.o. preci­ pitaría posteriormente sobre la alófana, dando lugar a un enriquecimiento secundario. Este proceso puede haber precedido la podzolización pero no parece esencial (van Bre­ emen y Buurman, 1998). Los trabajos de Jakobsen (1991) y Barrett (1998) han puesto de 500

manifiesto que los diversos mecanismos expuestos, orgánicos e inorgánicos, pueden tener lugar en la podzolización, ya sea secuencialmente o simultáneamente. La podsolización requiere materiales originarios filtrantes (cuarzosos), pobres en arcilla y hierro libre, para que no liberen demasiado hierro y aluminio, de lo contrario los comple­ jos organo-metálicos formados se insolubilizarían en la parte superior del suelo. Sobre rocas metamórficas la movilización puede verse frenada rápidamente, no llegándose a dife­ renciar un horizonte eluvial (criptopodzolización).

d) d.1)

Pérdida de componentes Eluviación

Término genérico para la pérdida de componentes. Es un proceso característico de los epipediones y que se incorpora a la definición del horizonte A, si bien debe quedar restringido a los casos en que le sucede la complementaria iluviación. La máxima eluviación lleva a la génesis de horizontes sumamente empobrecidos, E, que se consideran de carácter residual. d.2)

Lavado

Este término resulta poco preciso. Se refiere a procesos de pérdida de componentes en forma soluble en agua. d.3)

Lixiviación

La lixiviación refiere una migración más o menos continuada de un componente del suelo, por la acción de un agente químico. Algunos autores agrupan bajo esta denomina­ ción el lavado de sales solubles (desalinización); la migración de carbonatos por la acción del anhídrido carbónico en medio acuoso (descarbonatación); la movilización de yeso por el agua que circula por el suelo (desgypsificación); la pérdida de elementos alcalinos y alcalino-térreos, de lo que se deriva una desaturación del complejo de cambio y una progre­ siva acidificación; la migración de Fe2+ en medio hidromorfo. En aquellos casos en que el frente de humectación atraviese habitualmente todo el perfil habrá una pérdida progresiva del componente afectado, en otros casos la lixiviación puede afectar únicamente a la parte superior del perfil, pudiendo hablarse de horizontes lixiviados y de translocación. d.4)

Erosión

Es un proceso de trayectoria regresiva. Consiste en la pérdida de integridad del suelo empezando por la parte superior del perfil. El suelo puede llegar a ver truncados sus hori­ zontes superiores, determinando unas nuevas condiciones generadoras en el suelo resul­ tante. Su estudio es objeto del capítulo 23. d.5)

Formación de líneas de piedras («stone-lines»)

En algunos suelos se presentan capas de piedras a cierta profundidad y que siguen más o menos la superficie topográfica. Al hacer una excavación o al observar un corte en el terreno, la capa aparece como si fuese una línea y de esta morfología deriva su nombre. Puede tratarse del resultado de un proceso erosivo que habría provocado un enriqueci­ miento relativo de piedras por pérdida de elementos finos. Esta superficie tapizada de pie­ dras habría sido posteriormente enterrada por un coluvionamiento. 501

e)

Procesos edafogénicos en ambientes tropicales

Al referirse a suelos tropicales hay que tener en cuenta la imprecisión que ello supone, dada la gran variedad de ambientes en la zona tropital. En los trópicos húmedos se pueden hallar Oxisoles, Ultisoles y Andisoles, mientras en los trópicos secos puede haber suelos calizos y suelos yesosos. También puede haber paisajes caracterizados por la presencia de Vertisoles, suelos hidromorfos, suelos aluviales o de suelos afectados por salinidad. Los Entisoles pueden estar igualmente presentes en las zonas intertropicales. Las equivalencias aproximadas con WRB (1998) pueden verse más adelante y en el capítulo 20. Los procesos que se van es describir son: la meteorización ferralítica o ferralitización que da lugar a Oxisoles (SSS, 1999) y Ferralsoles (WRB, 1998) y la plintización o laterización característica de los Plintisoles (WRB, 1998) y de algunos Oxisoles y Ultisoles (SSS. 1999). e.1)

Ferralitización, meteorización ferralítica o alitización

La ferralitización es un término que fue propuesto por Aubert (1965) para describir un proceso de edafogénesis que tiene lugar en zonas intertropicales cálidas, con temperaturas medias de alrededor de 25 °C a lo largo de todo el año, y húmedas, con precipitaciones bien repartidas de unos 2.000 a 3.000 mm anuales. Afecta a un espesor de varios metros de suelo. En estas condiciones la meteorización por hidrólisis es rápida y muy intensa, desaparecen prácticamente todos los minerales meteorizables de las fracciones arena y limo (su contenido es inferior al 10 % en la fracción de 50 a 200 pm). Los cationes basificantes liberados se pier­ den por lavado en un medio con régimen percolante, que se acidifica progresivamente, si bien el pH se mantiene por encima de 5. En estas condiciones la sílice liberada es eliminada de forma preferencial del sistema (desilificación), lo que da lugar a un enriquecimiento relativo en hierro y aluminio en forma de hematita (roja), goetita (ocre) y gibsita. La pobreza en sílice del medio resultante sólo permite la neoformación de minerales alíticos, es decir, ricos en alu­ minio. La arcilla que se neoforma es la caolinita. Resulta una baja capacidad de intercambio catiónico, menor o igual a 16 cmol(+)kg_l de arcilla a pH = 7 y una capacidad de intercambio catiónico efectiva baja, menor o igual a 12 cmol(+)kg_1 de arcilla. El horizonte resultante es un óxico o ferrálico y los suelos Oxisoles (SSS, 1999) o Ferralsoles (WRB, 1998). Se trata de suelos viejos, ya que los procesos que les dan origen son lentos, si bien la naturaleza del material originario (mineralogía y grado de fragmentación) incide considera­ blemente sobre la duración de la edafogénesis. Sobre rocas máficas (basalto) se neoformará poca arcilla en estos medios y tendrá lugar un proceso de ferralitización, mientras que con rocas félsicas (granito) se requerirá mucho más tiempo si bien se puede neoformar abun­ dante caolinita, dando lugar a un proceso de caolinitización. La formación de agregados caolinita-goetita, caolinita-hematita y a veces caolinita-gibsita muy estables frena la iluviación de arcilla. Bajo ciertas condiciones puede haber una translocación de la arcilla fina dispersa, que dará lugar a una acumulación de arcilla en pro­ fundidad, si bien de forma difusa y poco visible a simple vista. Este proceso da lugar a la formación de un horizonte kándico (Duchaufour, 2001). e.2)

Plintización o laterización

El término laterita (lat. later, ladrillo) es el más antiguo de entre los utilizados para designar las formaciones de superficie o cerca de la superficie, rojas, susceptibles de endure­ 502

cer rápida e irreversiblemente en contacto con el aire y estar sometido el material a cambios de humectación y secado (Tardy, 1993). Se puede utilizar como material de construcción (Buchanan, 1807). El término, introducido por primera vez en la India, ha sido utilizado con gran laxitud para describir un amplio intervalo de materiales ricos en hierro o de suelos tro­ picales fuertemente meteorizados, por lo que existen múltiples definiciones, lo que ha cre­ ado confusión al ser un término muy impreciso (Twidale, 1976). El término laterita llegó incluso a ser sinónimo de suelos tropicales (Smarks, 1986), cuando en realidad la superficie con laterita no llega a superar el 7 % de la ocupada por los suelos tropicales (Sánchez, 1981). En la versión de 1960 de Soil Taxonomy (SSS, 1960) se introdujo el término plintita (gr. plinthos, ladrillo), indicando que es una forma de material (cap. 2) al que se había denominado laterita. Alexander y Cady (1962) indican que una laterita es «un material fuertemente meteorizado, arcilloso, rico en óxidos secundarios de hierro y aluminio o de ambos. Desprovisto de materia orgánica, cationes basificantes y de minerales silicáticos, si bien puede contener cantidades importantes de cuarzo y caolinita. Su endurecimiento, al someterla repetidamente a humectación y secado, se debe a que los óxidos de hierro crista­ lizan de forma irreversible». En este sentido estricto el término laterita, se puede considerar sinónimo al de plintita que utilizan Soil Taxonomy (SSS, 1999) y la World Reference Base for Soil Resource (ISSSWG, 1998). En Australia se mantiene el término laterita (Northcote, 1992; Charman y Murphy, 1993), al igual que lo hacen las escuelas geológicas (Sparks, 1986; Riba, 1997). La plintita se define en base a criterios de campo y, si bien ha habido propuestas para establecer una definición y clasificación basada en los contenidos de Si02, A120 3 y Fe20 3 (Schellmann, 1981, 1986), no llegan a resolver el problema, ya que sólo son aplicables a modelos de formación que impliquen únicamente movimientos verti­ cales (Bourman y Ollier, 2002, Thirby, 1997). La plintita se forma actualmente en zonas intertropicales húmedas y regiones adyacen­ tes, en América del Sur (Brasil), Africa (Madagascar, Costa de Marfil) e India. Como forma relicta, paleosuelos, se presenta en muchos otros lugares, tales como centro y sur de Austra­ lia, Tasmania, Este de Africa o en Portugal. Un perfil típico de una plintita consiste en un horizonte A arenoso (muy erosionable, por lo que a veces habrá desaparecido), que tiene debajo una capa rica en óxidos de hierro y alú­ mina que puede tener hasta 5 m de espesor; su estructura es pisolítica y vesicular; el material es pardo, amarillo y blanco, comúnmente presenta como concentraciones redox de color rojo oscuro, normalmente en diseños laminares, poligonales o reticulados y zonas decolora­ das más blancas. Debajo de esta capa rica en hierro hay una zona caolinitizada que puede tener 30 m de espesor, blanca, aunque con manchas de rojo y amarillo; y en algunas áreas, masas de calcedonia pequeñas y de formas irregulares (Twindale, 1976; SSS, 1999). Algu­ nos autores subdividen la capa caolinitizada en una parte superior moteada y una parte infe­ rior pálida. Este perfil tipo puede presentar muchas variantes locales. Al endurecerse deja de considerarse plintita y pasa a denominarse contacto petroférrico, coraza petroplíntica o duricrust, proceso que es más característico de las zonas de savana con una estación seca. El origen de la plintita es complejo (McFarlane, 1983). Las acumulaciones de hierro y aluminio puede deberse a procesos in situ, si se produce un lavado de la sílice debido a una meteorización ferralítica (Sparks, 1986). Muchos trabajos han puesto en evidencia, no obs­ tante, la importancia del papel del transporte lateral para explicar la génesis de plintita (Bourman y Ollier, 2002). En algunos casos, la capa caolinítica subyacente puede haber actuado como material impermeable, permitiendo el movimiento lateral de agua freática rica en hierro (Thomas, 1974). 503

La resistencia a la denudación de una plintita cementada permite interpretar ciertas formas del paisaje. Puede haber dado lugar a una inversión de relieve y formación de plataformas resi­ duales. coronadas por una capa petroplíntica. Algunos autores consideran que se trata de una roca sedimentaria cementada, que data del Terciario o de finales del Mesozoico (Sparks, 1986). La presencia de plintita a poca profundidad puede suponer una limitación para la circu­ lación del agua y el crecimiento de las raíces.

ESTUDIO DE CASOS En una zona con régimen de humedad údico, se produjo la sustitución de una vegetación a base de Calluna vulgaris (brecina) por Quercus robur (roble albar o carballo). Comparando suelos con brezo y otros con robles con más de cincuenta años con estos usos, se identifica que éstos últimos contienen menos m.o.; los colores de los horizontes B son distintos; menores contenidos de compuestos fenólicos en el agua de los horizontes O y A (Miles, 1985). Se pide: 1.

2.

Realizar alguna hipótesis acerca de qué proceso puede ser activo bajo la vegetación de brezo, cuyo humus posee una fuerte actividad quelatante (Nielsen et al., 1987). ¿Los procesos bajo roble serán progresivos o regresivos?

Bases para la discusión 1. 2.

Podzolización. Regresivo: despodzolización. Los procesos de podzolización cesan o revierten debido al cambio de vegetación, si bien la morfología del suelo requerirá mucho más tiempo para reflejar el cambio de trayectoria edafogénica (Nornberg et al., 1993).

ESTUDIO DE CASOS En el esquema se representan las posiciones a, b, c, d, e y f en el paisaje y los perfiles de distribución de arcilla y caliza: 1, 2, 3, 4, 5 y 6. El (5) presenta una distribución irregular de materia orgánica en profundidad. Relacionar unas y otros atendiendo a los procesos edafogenéticos que han podido tener lugar:

V = 1:1.000

Respuestas 1.

a.5. llanura aluvial con una distribución irregular de materia orgánica por aportes sucesivos. Las terrazas son más antiguas cuanto más alta es su posición en el paisaje por ello: b.1 c.4 d.2 e.3. La plataforma f puede presentar suelos más evolucionados, en los que la caliza haya sido completamente lavada y en profundidad aparece la roca caliza. La iluviación de arcilla es muy marcada. La llanura aluvial presenta carácter fluvéntlco: a.5

2.

Procesos. a. aluvionamiento: adición, carácter fluvéntico. b, c: translocación de caliza: cambio de posición y acumulación. d, e: translocación de caliza y posterior argiluviación. f:

4.

meteorización de la roca caliza por carbonatación, posterior argiluvia­ ción de la arcilla residual: f.6

Procesos y categorías de suelos

4.1. Procesos edafogénicos en los Entisoles WRB (1998): Regosoles (pp), Fluvisoles (pp), Arenosoles (pp), Gleysoles (pp) y Anthrosoles.

a)

Concepto de Entisol

El orden de los Entisoles agrupa suelos minerales que no tienen un perfil diferen­ ciado, siendo de tipo AR, ACR, AC, A2C3C...nC y en algunos casos ABwC, si bien el Bw no cum ple las exigencias para endopedión cámbico, a pesar de presentar una estructura edáfica bien desarrollada, por lo general ligada a la actividad de la fauna. El escaso o nulo desarrollo de horizontes distintos de los m encionados puede explicarse por diversas causas: 505

— Insuficiente lapso de tiem po para su desarrollo: Suelos en posiciones geom orfológicas con una fuerte erosión, lo que va reju­ veneciendo el perfil. Por ejemplo, los Xerorthents líticos, frecuentes en áreas de montaña con fuertes pendientes. Suelos de llanuras aluviales en las que las inundaciones aportan materiales perió­ dicamente, o zonas que reciben frecuentemente coluvios al pie de una ladera. Por ejemplo los Xerofluvents típicos. Suelos en superficies jóvenes resultantes de una intervención humana, ya sea por movimiento de tierras y nivelaciones, o bien por vertido de materiales, como en una escombrera de mina u otro tipo de vertedero. Por ejemplo, los Arents (presentan fragmentos de horizontes de diagnóstico), los Xerorthents úrbicos (suelos de verte­ deros, Cap. 28). — M aterial originario muy rico en m inerales de tam año arena. Presenta una ele­ vada inercia edafogénica ya que los minerales de la arena suelen presentar una ele­ vada estabilidad frente a la meteorización. Por ejemplo, los Psamments, típicos de dunas estabilizadas. — Exceso de agua que impide la diferenciación de horizontes, Presentan procesos de gieificación ligados a condiciones reductoras o alternativamente oxidantes y reduc­ toras, que dan lugar a rasgos redoximorfos resultantes de la reducción y la oxidación del hierro y el manganeso. Por ejemplo, los Epiaquents típicos, que presentan una capa freática colgada con capas saturadas y otras no saturadas dentro de los dos pri­ meros metros.

b)

Principales procesos edafogénicos En los Entisoles se han podido describir los siguientes procesos edafogénicos:

— Oscurecimiento: La progresiva incorporación de materia orgánica al material mineral que tiene lugar en la parte superior del suelo por las raíces y restos vegetales da lugar al oscureci­ miento de los horizontes A y del epipedión ochrico. — Procesos derivados de condiciones ácuicas: gieificación. Dan lugar a la aparición de rasgos redoximorfos tales como moteados, concrecio­ nes, nodulos de Fe y Mn, coloraciones grises. Provocan la reducción del azufre a sulfuras. — Procesos insuficientem ente desarrollados, por lo que su acción se manifiesta de forma incial en los Entisoles. Esto hace que se intergrade a otras categorías de sue­ los, será allí donde se describirán estos procesos. Por ejemplo, los Fluvaquents vérticos (caracteres derivados de una cierta presencia de arcillas expansibles), los Quartzipsamments lamelicos (con láminas debidas a la translocación de arcilla).

506

4.2.

Procesos edafogénicos en los Inceptisoles

WRB (1998): Cambisoles, Leptosoles (pp), Regosoles (pp), Calcisoles (pp), Gypisoles (pp), Gleysoles (pp), Fluvisoles (pp), Umbrisoles.

a)

Concepto de Inceptisol

El concepto de Inceptisol resulta difícil de acotar. Se trata de un Orden extraor­ dinariam ente heterogéneo, del que se ha desgajado todo un nuevo Orden, el de los Andisoles (S.S.S., 1990). El propio térm ino de Inceptisol puede resultar un tanto confuso, ya que procede del latín «incipiere» (= com enzar) lo que puede llevar a pensar que se trata de suelos «incipientes», cuya edafogénesis em pieza, y éste no es el caso en m uchos de los suelos que se incluyen en este Orden, así por ejemplo, los X erochrepts petrocálcicos (S.S.S., 1996). La consideración de incipiente se debe a que el estadio de m eteorización es m ínim o (Jackson y Sherm an, 1953), lo que explica la presencia de com ponentes tales com o yeso, calcita o dolom ita, por la aridez o sem iaridez del clima. Los Inceptisoles de zona húm eda presentan perfiles m enos evolucionados, y la sola presencia de un epipedión úm brico con un horizonte C o R subyacente hace que el suelo se incluya ya en los Inceptisoles.

b)

Principales procesos edafogénicos Los principales procesos identificados en los Inceptisoles son: Procesos

Meteorización Oseureci miento en más de 25 cm Formación de un horizonte sómbrico Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Formación de un endopedión sulfúrico Formación de un horizonte plácico

Horizontes Hon/Caract. Genéticos Diagnóstico A Úmbrico Sómbrico

Umbrepts (SCS, 1996d) Sombritropepts (1996d) Aquepts

Sulfúrico

Sulfaquepts Sulfochrepts (1996d) Placaquepts (1996d) Petraquepts plácico (SCS, 1999) Halaquepts Vermaquepts sódico (1999) Fragiaquepts Fragiochrepts ( 1996d) Fragiudepts (1999) Plinthaquepts Petraquepts plínticos (1999) Humaquepts hístico

Ag Bg Cg

Plácico

Sodificación Formación de un fragipán

Fragipán

Ferralitización

Plintita

Acumulación de materia orgánica en medio saturado de agua

Hístico

Argiloturbación

Ejemplos

Fragiaquepts húmico Endoaquepts vérticos Epiaquepts vérticos

—»

507

Horizontes Hor/Caract. Genéticos Diagnóstico

Procesos

Ejemplos

Eutrudepts vérticos (1999) Calciustcpts vérticos (1999) Cryochrepts laméllicos (1996d) Haplustepts laméllicos (1998) Haploxerepts laméllicos (1998) Dystrochrepts (1996d) Dystrudepts (1998) Dystrustepts (1998) Dystropepts petroférricos (1996d) Xerochrepts calcixeróllicos ( 1996d) Bk, K Cálcico Ustochrepts calciorthídicos ( 1996d) Ustochrepts cálcicos ( 1996d) Calcixerepts (1998) Calciustepts (1998) Haploxerepts cálcico (1998) Bkm, Km Petrocálcico Xerochrepts petrocálcicos (1996d) Calciustepts petrocálcicos (1998) Calcixerepts petrocálcicos (1998) Xerochrepts gypsicos (1996d) By,Y Gypsico Haplustepts gypsico (1998) Calciustepts gypsico (1998) Haploxerepts gypsico (1998)

lluviación de arcilla

Lavado y acidificación

Formación de un contacto pelroférrico Carbonatación

Carbonatación y cementación

Gypsificación

d: d e s a p a re c e e s ta d e n o m in a c ió n e n el a ñ o q u e s e in d ic a .

4.3.

Procesos edafogénicos en los Andisoles

WRB (1998): Andosoles

a)

Concepto de Andisol

Suelos generalm ente desarrollados a partir de m ateriales volcánicos, de colo­ res oscuros. Por sus características tan específicas en 1990 pasaron a constituir un Orden, desgajándose de los Inceptisoles, donde aparecían com o los Andepts.

b)

Principales procesos edafogénicos Procesos

Horizontes Genéticos

Meteorización alofánica Oscurecimiento Humificación especialmente acentuada Acumulación de m.o. en condiciones de saturación de agua Formación de rasgos redoximorfos: gleificación Formación de un plácico

508

Hon/Caract. Diagnóstico

Móllico Úmbrico Melánico Hístico

Ejemplos

Materiales amorfos (alófana) Vitricryands húmicos Vitricryands húmicos Melanaquands Cryaquands hísticos Aquands

Ag Bg Plácico

Placaquands

Procesos

Horizontes Genéticos

Acumulación y cementación de hierro Translocación de carbonatos-Ca, Mg Translocación y cementación de carbonatos Ca-Mg Translocación de arcilla Translocación y cementación de sílice Formación de un endopedión óxico

4.4.

Hor./Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Contacto petroférrico Cálcico Petrocálcico

Endoaquands petroférricos (1992)

Argílico Duripán Óxico

Hapludands álficos Durustands Hapludands óxicos

Vitritorrands calcicos Vitritorrands petrocálcicos

Procesos edafogénicos en los Vertisoles

WRB (1998): Vertisoles

a)

Concepto de Vertisol

Los Vertisoles son suelos m inerales que se caracterizan por su elevado conte­ nido en arcilla, un 30 % o más en todo el perfil y com o m ínim o en un espesor de por lo menos 50 cm. Las arcillas son predom inantem ente esm ectíticas, general­ mente se trata de m ontm orillonita, por lo que al secarse desarrollan grietas vertica­ les anchas y profundas, que aparecen durante algún período del año. Son suelos de colores gris oscuro (de negro a pardo-rojizo).

b)

Principales procesos edafogénicos Las características de los Vertisoles suelen ser debidas a los siguientes procesos: Horizontes Genéticos

Hor./Caract. Diagnóstico

A Bw

Óchrico Cámbico

Bw

Cámbico

Translocación de carbonatos-Ca, Mg

Bk

Cálcico

Translocación de yeso Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

By

Gypsico

Ag Bg

Procesos

Meteorización — Hidrólisis progresiva de rocas preexistentes: neoformación de arcillas expandióles — Física: herencia de arcillas Oscurecimiento Desarrollo de estructura cdáfica y color Argiloturbación: expansiónretracción

Ejemplos

Xererts

Formación de microrrelieve gilgai Caras de deslizamiento (Slickenside) Self-mulching Caliza pulverulenta Nodulos calizos Calciaquerts (1992) Calciusterts (1992) Calcixererts (1992) Gypsiustcrts (1992) Aquerts (1992)

509

Procesos

Acumulación muy acentuada de sales más solubles que el yeso: Salinización Salinización moderada Translocación y cementación de sílice Translocación de arcilla sódica (ESP > 15 %) Sodificación (E SP> 15 %) Translocación y cementación de carbonatos

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Sálico

Bkm, Km

Ejemplos

Salaquerts (1992) Salitorrerts (1992)

Duripán

Epiaquerts hálico (1992) Duraquert (1992)

Nátrico

Natraquert (1992)

Petrocálcico

Epiaquert sódico (1992) Calciusterts petrocálcicos (1992)

4.5. Procesos edafogénicos en Afisoles WRB (1998): Luvisoles, Planosoles (pp), Albeluvisol (1998), Lixisoles (pp), Solonetzs (pp)

a)

Concepto de Afisol

Los A lfisoles son suelos m inerales que presentan un endopedión argílico, nátrico o kándico, con un porcentaje de saturación de bases de m edio a alto. Su régimen de hum edad es tal que son suelos capaces de sum inistrar agua a las plantas m esofíticas durante más de la m itad del año o por lo m enos durante más de tres meses consecutivos a lo largo de la estación de crecim iento. En condiciones xéricas el epipedión es duro o muy duro y m acizo en seco.

b)

Principales procesos edafogénicos Los principales procesos edafogénicos identificados en los A lfisoles son: Procesos

Meteorización Oscurecimiento

Horizontes Genéticos

Hor./Caract. Diagnóstico

A

Ochrico Úmbrico

Lavado de carbonatos-Ca, Mg

Translocación de carbonatos Ca-Mg

Bk

Cálcico

Translocación de carbonatos Ca-Mg y cementación Eluviación máxima Translocación de arcilla Translocación de arcilla sódica Translocación muy acentuada de arcilla: cambio textural abrupto

Bkm, Km

Petrocálcico

E Bt Btna Bt

Álbico Argílico Nátrico Argílico

510

Ejemplos

Umbraqualfs (SCS, 1996d) Requisito para que pueda haber translocación de arcilla, excepto si ésta es sódica. Haploxeralf cálcico Rhodoxeralf cálcico Palexeralf petrocálcico Rhodoxeralf petrocálcico Albaqualfs Requisito para los Alfisoles Natrixeralfs Palexeralfs —>

Procesos

Rubefacción, matiz. 2,5YR o más rojo Formación de rasgos redoximórficos: gleificación Translocación y cementación de sílice Formación de un fragipán Formación de plintita

4.6.

Horizontes Genéticos

Bt Ag Btg Cg

HorJCaract. Diagnóstico

Ejemplos

Argílico

Rhodoxeralfs Aqualfs

Duripán Fragipán Plintita

Durixeralfs Fragixeralfs Plinthoxeralfs

Procesos edafogénicos en los Aridisoles

WRB (1998): Gypsisoles (pp), Calcisoles (pp), Solonchaks (pp), Solonetzs (pp)

a)

Concepto de Aridisol

Los Aridisoles se caracterizan por tener un régim en de hum edad arídico (Caps. 5 y 19), es decir, no contienen agua disponible para las plantas mesofíticas durante períodos prolongados a lo largo del año. Durante la m ayor parte de la estación de crecim iento el agua del suelo se halla a potenciales inferiores a -1 .5 0 0 kPa (suelo seco). Sólo las plantas muy adaptadas son capaces de vivir en estas condiciones, por ejem plo, aquellas que dispongan de sistem as radiculares profundos o extensos y otros tipos de adaptación a la aridez. Las zonas de Aridisoles reciben pocas lluvias y las que caen tienen un carácter torrencial, por lo que al provocar una im portante escorrentía superficial la lluvia efectiva es baja y hace aum entar poco la reserva de agua en el suelo. El régimen de humedad del suelo es no percolante. Estos suelos se presentan en desiertos, zonas áridas y en las de transición del árido al sem iárido (Cap. 26).

b)

Principales procesos edafogénicos

Los procesos identificados en los Aridisoles presentan rasgos com unes, como consecuencia de las condiciones de medio:

— La meteorización es poco intensa, por lo que los suelos presentan componentes cuyo estadio de meteorización corresponden al 1 y 2 de Jackson & Sherman (1953). — Las reacciones químicas progresan con lentitud debido a la escasez de agua para que puedan tener lugar. — En algunos suelos de estas regiones se observan rasgos morfológicos que no pueden haberse formado con los factores formadores actuales, sino que corresponden a pro­ cesos del pasado.

511

Los principales procesos identificados en los Aridisoles son los siguientes:

Procesos

Horizontes Genéticos

Ejemplos:

Hor/Caract. Diagnóstico

SSS 1992

SSS 1998

A Bw

Óchrico Cámbico

Camborthids

Cambids(1994)

Bk.K

Cálcico

Calciorthids

Meteorización Oscurecimiento escaso Desarrollo de estructura edáíica y color Translocación de carbonatos-Ca, Mg: calcificación Calcificación y cementación

Bkm, Km

Petrocálcico

Paleorthids

Translocación de yeso: Gypsificación Gypsificación y cementación de yeso

By, Y Bym, Ym

Gypsico Pctrogypsico

Gypsiorthids Gypsiorthids petrogypsicos Argids

Haplocalcids (1994) Pctrocalcids (1994) Gypsids (1994) Petrogypsids (1994) Argids

Aigfiico con petrocálcico debajo Nátrico

Paleargids

Petroargids

Natrargids

Natrargids

Sálico

Salorthids

Salids (1994)

Argílico con un duripan debajo

Durargids

Petroargids dúricos

Duripán

Durorthids

Durids(l994)

Translocación de arcilla: Argiluviación (Generalmente paleoclimática) Transudación previa de carbonatos-Ca, Mg con cementación y translocación de arcilla posterior Iluviación de arcillas sódicas (ESP> 15%) Acumulación muy acusada de sales más solubles que el yeso Translocación y cementación de sílice y translocación de arcilla Translocación y cementación de sílice

4.7.

Bt

Bt con Bkm debajo Btna Cz Btcon Cqm debajo Cqm

Argílico

Procesos edafogénicos en los Mollisoles

WRB (1998): Chernozems, Kastanozems, Phaeozems, Leptosoles (pp)

a)

Concepto de Mollisol

Los M ollisoles son suelos m inerales que tienen un epipedión móllico, form ado bajo una vegetación herbácea de gram íneas en clim as tem plados de subhúm edos a semiáridos. Son suelos de colores oscuros en su parte superior, ricos en bases y bien estructurados. Son los suelos representativos de praderas y estepas, e incluso de enclaves hidromorfos. En otros casos pueden ser suelos de bosque húm edo com o las antiguas «Rendzinas» formadas a partir de una roca caliza.

b)

Principales procesos en los Mollisoles Los principales procesos identificados en los M ollisoles son:

512

Procesos

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Meteorización moderada Oscurecimiento: En condiciones de saturación de agua Por raíces profundas (espesor mayor de 40 cm)

A

Móllico Hístico

Epiaquolls hísticos Argiborolls páquicos ( 1996d)

Móllico de 50 cm o más

Cryaquolls cumúlicos

Bt

Argílico

Argiudolls

Btna

Nátrico

Natralbolls, Natrustolls Natrixerolls

Eluviación máxima

E

Álbico

Albolls

Formación de rasgos redoximórficos: gieificación

Ag Bg

Por aportes: cumulización Translocación de arcilla Translocación de arcilla sódica

Translocación y cementación de sílice

Aquolls Duripán

Duraquolls, Durustolls, Durixerolls

Translocación de carbonatos-Ca, Mg

Bk, K

Cálcico

Calciaquolls, Calciustolls, Calcixerolls

Translocación de yeso

By, Y

Gypsico

Calciaquolls, Calciustolls gypsicos, Calcixerolls

Petrocálcico

Calciaquolls petrocálcicos Calciustolls petrocálcicos

Translocación de carbonatos Ca-Mg y cementación

Bkm, Km

Acumulación muy acusada de sales más solubles que el yeso

Sálico

Calciustolls salorthídicos (1992) Calciustolls salídicos (1994) Vermustolls Vermudolls

Acción de la fauna: vermificación Argiloturbación y sodificación

4.8.

Bt,na

Nátrico

Natrixerolls vérticos

Procesos edafogénicos en los Spodosoles

WRB (1998): Podsoles

a)

Concepto de Spodosol

Los Spodosoles son suelos minerales que tienen un horizonte espódico. Se trata de un horizonte B formado por acumulación de materiales amorfos negros o rojizos, su capacidad de intercambio catiónico es elevada y está más relacionada con la cantidad de materia orgánica que con la de arcilla. Es pobre en bases. Los Spodosoles pueden presentar un endopedión plácico, horizonte cementado por hie­ rro y que se halla encima del espódico o sobre un fragipán.

b)

Principales procesos edafogénicos

Los principales procesos edafogénicos identificados en suelos del orden de los Spodosoles son: 513

Procesos

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Meteorización A

Úmbrico Hístico

Eluviación máxima

E

Álbico

Translocación de materia orgánica y aluminio

Bh

Espódico

Translocación de materia orgánica, aluminio y hierro amorfos

Bs

Espódico

Oscurecimiento: formación de humus tipo mor o moder

Formación de un fragipán Formación de un horizonte plácico

Epiaquods úmbricos (1992) Endoaquods hísticos (1992)

Fragipán

Fragiaquods

Plácico

Placaquods Aquods

Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Ag Bg

Translocación de arcilla

Bt

Argílico

Endoaquods árgicos Haplorthods álficos

Formación de un endopedión kándico

B

Kándico

Epiaquods álficos Epiaquods últicos Haplorthods últicos

4.9. Procesos edafogénicos en los Ultisoles WRB (1998): Plinthosoles, Nitisoles (pp), Acrisoles, Alisóles (pp), Planosoles (pp)

a)

Concepto de Ultisol

Los U ltisoles son suelos que presentan un endopedión argílico con un p o r­ centaje de saturación de bases m enor de un 35 % o un kándico o un fragipán. Son suelos de regiones tropicales a tem pladas, si bien ocupan m ayores ex ten ­ siones en clim as húm edos cálidos, que presentan un déficit estacional de preci­ pitación.

b)

Principales procesos edafogénicos Los Ultisoles son el resultado de algunos de los siguientes procesos:

Procesos

Horizontes Genéticos

Hor/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Meteorización: Plintita

Formación de plintita

Caolinita

Hidrólisis y neoformación de arcilla Oscurecimiento Melanización

514

Plinthaquults Plinthohumults

A

Óchrico Úmbrico

Umbraquults Humults

—>

Procesos

Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Aquults

Ag Bg Cg

Lavado de bases Acidificación. V (%) baja. Argílico

Translocación de arcilla

Bt

Translocación muy acentuada de arcilla: cambio textural abrupto

Bt

Albaquults

Eluviación máxima

E

Albaquults

Formación de un fragipán

Bx

Fragipán

Fragiaquults Fragiudults

Formación de un kándico

Kándico

Kandiaquults

Formación de un sómbrico

Sómbrico

Sombrihumults

Rubefacción

Argílico

Rhodudults Kandiudults rhódicos

Ferralitización

Contacto petroférrico

Haplustults petroférricos

4.10. Procesos edafogénicos en los Oxisoles WRB (1998): Ferralsoles, Plinthosoles

a)

Concepto de Oxisol

Los Oxisoles son suelos minerales de zonas tropicales cálidas y húmedas, que han sido objeto de procesos de meteorización y lavado muy intensos y prolonga­ dos. Presentan un endopedión óxico, cuya identificación requiere análisis de labo­ ratorio. Algunos Oxisoles pueden presentar un endopedión kándico. Se presentan en superficies muy antiguas o en sedim entos que derivan de aquellas, así como en materiales que se meteorizan muy rápidamente.

b)

Principales procesos edafogénicos Procesos

Meteorización Hidrólisis Lavado de bases y sílice

Horizontes Genéticos

Box

Oxico

Ejemplos

Rico en óxidos de hierro residuales Haplustox pl íntico

Formación de plintita: Ferralitización Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Hon/Caract. Diagnóstico

Ag Bg Cg

Aquox

515

Horizontes Genéticos

Procesos

Acumulación de materia orgánica en suelo saturado de agua Formación de un kándico

B

Ferralitización

HorVCaract. Diagnóstico

Hístico

Eutraquox hístico

Kándico

Kandiperox

Contacto petroférrico

Acrudox petroférrico Haplustox rhódico

Rubefacción

4.11.

Ejemplos

Procesos edafogénicos en los Histosoles

WRB (1998): Histosoles

a)

Concepto de Histosol

Los Histosoles son suelos orgánicos, corresponden a las turbas. Se caracterizan por su elevado contenido en m ateria orgánica.

b)

Principales procesos edafogénicos La formación de los Histosoles se debe a los siguientes procesos:

Procesos

Horizontes Genéticos

Acumulación de la materia orgánica en un medio saturado de agua

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

H ístico

Fibras: fragmento de tejido vegetal (0 > 150 pm) que presenta estructura celular identificable de la planta de que procede. Se desmenuza y disgrega al presionarlo con los dedos. El % de fibras dependerá del grado de descomposición del material orgánico. Grado de descomposición: escaso intermedio elevado

4.12.

Fibrist Hémists Sáprists

Procesos edafogénicos en los Gelisoles

WRB (1998): Cryosoles

a)

Concepto de Gelisol

Suelos permanentemente helados a partir de una cierta profundidad (permafrost), éste actúa como una barrera para el movimiento descendente del agua. 516

b)

Principales procesos edafogénicos

La génesis de estos suelos y sus propiedades son el resultado de procesos crio­ génicos (crioturbación y otros). M ateriales gélicos.

5. 5.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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5.2.

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520

18 Factores formadores Las variaciones que presentan los suelos en el paisaje tienen un sentido, pueden entenderse y, hasta cierto punto, predecirse. C. D i t z l e r . USDA-CSC 1994

1.

Variabilidad espacial de los suelos

Los suelos varían de un lugar a otro del paisaje, si bien suelos de distintos emplazamientos geográficos pueden presentar perfiles semejantes. Las prospec­ ciones en campo tienen por objeto describir los suelos y, al mismo tiempo, propo­ ner alguna explicación a la variación observada. Wilding y Drees (1983) diferen­ cian dos tipos de variaciones: Variación sistemática • Consiste en cambios graduales o pronunciados en las propiedades del suelo. • Puede ser explicada y predicha a partir de los conocimientos sobre los factores que afectan a la formación del suelo (factores formadores). Variación al azar • Variabilidad de las propiedades del suelo que no puede relacionarse con los factores formadores. • Variabilidad dentro de una unidad cartográfica detallada de suelos que no se es capaz de explicar (Mausbach y Wilding, 1991). • Se puede estudiar mediante muéstreos sistemáticos separados de forma regular (malla o transectos) y técnicas para describir cómo varía una propiedad con la distancia a un punto muestreado: geoestadística.

2.

Factores formadores

Los factores formadores clásicos (Jenny, 1941) son la roca madre o material originario (r), el clima (el), los organismos vivos (o), la geomorfología (g) y el tiempo (t). Su acción determina la dirección, velocidad y duración de los procesos formadores. No obstante, posteriormente, otros autores han ido destacando el papel desempeñado por otros factores. Así, Gaucher (1981) considera además los factores hidrológicos, la influencia del hombre, la influencia global del medio de edafogénesis y la evolución del medio geológico y de los paleoambientes de edafogénesis. 521

Unos factores son suministradores de energía, mientras otros son receptores. Jenny considera los factores como variables independientes, buscando situaciones en que las diferencias entre suelos sean atribuibles al distinto valor de uno de ellos, permaneciendo constantes o siendo inefectiva la variación de los restantes. En un enfoque inicial se establecieron modelos conceptuales o expresiones simbólicas, expresadas por medio de ecuaciones que en condiciones de ciclo natural son del tipo: S = f (el, o, g, r)t que indica que el suelo es un sistema dinámico en evolución permanente. Al inter­ venir el hombre, el ciclo natural se verá perturbado por efecto del manejo (m) y la expresión pasa a ser del tipo: S = f (el, o, g, r)t| + m t2 Jenny estudió principalmente suelos no cultivados, desarrollados en escalas de tiempo relativamente cortas. Los suelos que investigó se habían formado a partir de m ateriales de origen glaciar relativam ente uniform es. La interdependencia en muchos casos de los factores formadores limita la generalización de los modelos con­ ceptuales, no siendo utilizables en el caso de superficies antiguas (Wilding, 1994). En estos cinco grandes grupos de factores aparece alguno, como la fitología (roca madre o el material originario), que es realmente independiente. La vegeta­ ción es claramente dependiente del clima y, en menor medida, de la fitología, de la posición geomorfológica que puede condicionar el drenaje y del tiempo. En cuanto a la geomorfología, su dependencia resulta clara muchas veces respecto a la fitolo­ gía y al binomio clim a-vegetación, si bien tam bién ha de tenerse en cuenta el tiempo. Es evidente que el tiempo considerado de modo abstracto también es inde­ pendiente del resto de factores. Estas relaciones se indican en el siguiente esquema:

CLIM A LITO LO G IA

Meteorización Transporte Meteorización G E O M O R FO LO G IA

VEG ETACIÓ N

Erosión Meteorización TIE M P O

TIE M P O

Evolución LITO LO G IA

G EO M O R FO LO G IA LITO LO G IA CLIM A T IEM PO

522

Hidromortismo

T O P O C LIM A

Componentes Régimen de humedad Régimen de Temperatura Colonización

VEG ETACIO N

Con el fin de lograr una exposición más didáctica se analizará cada factor de forma separada, no debiendo olvidar por ello las posibles interrelaciones. En algu­ nas situaciones, uno de los factores puede haber condicionado la edafogénesis com o factor dominante. En cada caso se hablará de litosecuencia, climosecuencia, toposecuencia, biosecuencia o cronosecuencia, según el factor predominante.

3.

Material originario y sus relaciones con el suelo

El material originario constituye un elem ento pasivo en la edafogénesis, sobre el que actúan otros factores que lo transforman, intervienen en su organización y hacen aum entar su grado de pedialidad (Cap. 3). El material originario representa el estado inicial del sistema, que puede ser una roca consolidada, un depósito no consolidado o un suelo preexistente. Es el suelo en el momento cero.

3.1.

Información sobre el material originario

Para el estudio del material originario se requieren conocimientos de Geología, en espe­ cial de petrología y mineralogía. La información litológica de interés será la que se presente a nivel detallado. Los Institutos Geológicos de cada país son quienes han publicado la mayor parte de los mapas geológicos y memorias disponibles (Escalas 1:50.000, 1:200.000 y 1:500.000), que van renovando periódicamente. Los Servicios Geológicos y los Servicios Cartográficos disponen igualmente de información sobre la geología de sus áreas geográfi­ cas respectivas. Localmente puede que exista una cartografía más detallada, la mayor parte de las veces no publicada. Para tener acceso a este tipo de información habrá que recurrir a las bibliotecas y departamentos, principalmente de las Facultades de Geología.

3.2.

Características del material originario

Al intentar establecer relaciones entre la formación de un suelo y el material del que procede, debe tenerse en cuenta el tipo de roca, su comportamiento frente a los fluidos, los productos a que puede dar lugar al meteorizarse y las condiciones de medio, en especial, el régimen de humedad, el de temperatura y las condiciones de drenaje: — Tipo de material originario: Material «in situ» (autóctono). - Rocas ígneas: Cristales gruesos: granito, granodiorita, diorita, gabro. Cristales finos y vidrio: riolita, dacita, andesita, basalto. - Rocas metamórficas: Laminares: pizarra, filita, esquisto, neis. No laminares: metaconglomerado, cuarcita, mármol. - Rocas sedimentarias: Terrígenas: conglomerado, brecha, arenisca, arcosa, grauvaca, lutita (calcilutita = marga). 523

Precipitados: caliza, dolomía. Evaporíticas: yeso, sales. Material orgánico: turbera. Material transportado y depositado (alóctono): no consolidado. - Transportados por el agua. Materiales aluviales: llanuras aluviales, abanicos aluviales y deltas. Materiales lacustres. Sedimentos marinos. - Transportados por gravedad: materiales coluviales. - Transportados por el hielo: depósitos glaciares (morrenas y till). - Transportados por el viento: depósitos eólicos (dunas, loess y polvo aerosólico). - Episodios volcánicos: cenizas volcánicas. — Acidez de la roca: las rocas ácidas son más resistentes a la meteorización que las máfícas. — Estado de división de la roca: La meteorización es tanto mayor cuanto más fragmentada está la roca a igualdad de las demás condiciones. — Comportam iento de la roca frente a los fluidos: Consistencia, permeabilidad, macroestructura y estabilidad. — Productos potenciales de la m eteorización: Minerales de arcilla potenciales: índice de caolinita. Elementos alcalino-térreos liberables. Hierro liberable. Productos derivados de la meteorización por colapso de la red cristalina.

3.3.

Influencia del material originario sobre las características del suelo

La meteorización (Cap. 17) de una roca da lugar a una capa que difiere de ella por su granulometría, su mineralogía o por ambas cosas. Esta capa se denomina regolita, su límite inferior es el frente de meteorización y el superior la superficie del suelo. Dado que la meteorización en un principio actúa paralelamente a la superficie de la roca, y a la del suelo posteriormente, los fenómenos que se generan son función de la distancia a dicha superfi­ cie. Esto hace que el suelo presente una anisotropía en sentido vertical en sus propiedades. La relativa constancia de éstas en profundidad o la aparición de un ritmo anómalo (estratifi­ cación) suelen ser indicadoras de que la acción edafizante no ha alcanzado estos niveles. En general, la variación de una propiedad paralelamente a la superficie del suelo puede inter­ pretarse como resultante de la edafización. La influencia del material originario se deja sentir en un suelo determinando en parte el color, la composición, la textura, la estructura, la reacción, etc. Tal influencia dependerá de la susceptibilidad de la roca a meteorizarse, de sus características físicas, del régimen de humedad y de la edad del suelo. Con tiempo y con un clima más húmedo un suelo irá dife­ renciándose cada vez más del material originario. 524

La comparación entre la composición mineralógica del material originario y la de un horizonte formado por meteorización de aquel pone en evidencia diferencias debidas a la pérdida de elementos solubles y a la aparición de nuevos minerales que constituyen el complejo de alteración (Duchaufour. 2001).

3.4.

Tipos de rocas y características de los suelos

Un mismo tipo de roca, que evolucione bajo distintas condiciones de medio, puede dar lugar a suelos con distintas características, mientras que diferentes rocas, bajo un mismo clima suficientemente enérgico y con una acción prolongada, pueden dar lugar a suelos análogos. A pesar de ello, se pueden establecer algunas grandes líneas que muestran las relaciones entre el tipo de roca y las características de los suelos resultantes: Tipo de roca

Granitoidcs Basalto y cenizas volcánicas básicas

Esquistos

Areniscas

Arcosa Caliza Lutitas (Calcilutita = marga) Con CaCO, Arena cuarzosa

3.5.

Características posibles en el suelo

Tendencia arenosa. Con régimen de humedad percolante: Suelos ácidos. Tendencia arcillosa. Color rojo oscuro a pardo oscuro. Elevado contenido en hierro. Con estación seca: Arcillas esmectítieas. Con régimen percolante: Caolinita. Régimen perhúmedo: Alófana. Tendencia arcillosa. Arcillas micáceas (ilitas) y vermiculitas. Con estación seca: Esmectitas. Textura gruesa. Muy permeables, en general. Régimen percolante: Suelos ácidos, pobres en bases. Rico en arcilla, posible translocación de arcilla. Sobre caliza dura: suelos muy pedregosos, poco profundos. Régimen húmedo: rico en arcilla. Arcillitas: tendencia arcillosa. Limolita: tendencia limosa (en suelos jóvenes). Climas secos: pH básicos. Climas húmedos: frena la acidez y el desarrollo del suelo. Arena cuarzosa. Escasa posibilidad de evolución. En climas cálidos y húmedos puede llegar a desarrollarse un horizonte A importante.

Grado de uniformidad del material originario

En estudios de génesis se recurre a comparar volúmenes de suelo situados a distinta profundidad y que por ello se supone presentan diferente grado de evolución. Las compara­ ciones y los balances tendrán validez si el material a partir del cual se ha formado el suelo era inicialmente uniforme. El solum se ha formado íntegramente a partir de un mismo material originario, sin discontinuidades litológicas. Comprobarlo resulta de suma impor­ tancia para cualquier cuantificación en estudios sobre desarrollo del suelo (Chadwick et al. 1990). Para verificar el grado de uniformidad existen diversos criterios, que pueden ayudar en este tipo de investigaciones: 525

Propiedades a considerar

Criterios

Geomorfológicos

Dinámica de las formas de un determinado paisaje.

Mineralógicos

Análisis mineralógicos totales. Asociación de minerales pesados. Estudio morfoscópico de arenas. Tipo y modelo de distribución de minerales. Relaciones entre minerales estables.

Granulométricos

Estudio de la distribución de la arcilla.

Químicos

Composición de la fracción no arcillosa.

En caso de superposición de materiales se habla de la existencia de discontinuidades litológicas en el suelo. La presencia de líneas de piedra de tendencia horizontal (stone-line) puede ser un primer criterio para suponer que hay superposición de materiales.

4.

Relaciones suelo-clima

El clim a tiene una acción directa sobre la hum edad y la tem peratura del suelo y una acción indirecta a través de la vegetación. Interviene en la form ación del suelo, al controlar el tipo de procesos posibles y su intensidad. La precipitación condiciona, por ejem plo, la translocación de sustancias en el suelo; y la radiación solar aporta energía al sistem a. Por ello se considera que el clim a es un factor activo de m ayor influencia en la edafogénesis.

4.1. Información sobre el clima Las tendencias regionales de los suelos aparecen al considerar los clim as dife­ re n c ia le s a nivel mundial. En una prim era etapa, Jenny (1941) buscó relacionar las características de los suelos con los valores de los parám etros utilizados al caracterizar el clima. La precipitación anual media fue uno de los elem entos más empleado. Este enfoque presenta limitaciones importantes, ya que los climas cambian a lo largo del tiempo y, por otro lado, resulta difícil determinar qué parámetro climático puede resul­ tar más significativo. Los climas han cambiado a lo largo del Cuaternario, por lo que rela­ cionar los datos de las series meteorológicas disponibles (unos 150 años como máximo) con las características de los suelos sería pretender una monogénesis para todos los suelos. Así, por ejemplo, los horizontes argílicos de zonas actualmente áridas, tales como Almería (SE de España), debieron formarse durante los períodos pluviales del Cuaternario. Por otro lado, el valor medio de un parámetro climático puede tener escasa significa­ ción. En muchos casos, son los valores extremos, es decir, los menos frecuentes, los que mayor influencia pueden haber tenido sobre la formación de un suelo. La información de m ayor interés para establecer relaciones entre las caracterís­ ticas de los suelos y el clim a es la siguiente: 526

— ¿Se trata de un suelo reciente o de un suelo viejo? — Significación posible de los valores de los elementos del clima actual. — Parámetros de posible consideración: • Precipitaciones medias, extremas y período de retorno. • Número e intensidad de las tormentas, distribución estacional de las lluvias. • Temperaturas. • Evapotranspiración, balance hídrico, relación entre la precipitación y la evapotranspiración. • Diagrama ombrotérmico derivado del índice de Lang, cuando éste tiene el valor: 1 = (Panual media/T media anual) = 2; climogramas. • índices y clasificaciones climáticas: - índice de Bryssine E = P x T (mm °C) (Birkeland, 1974). P = precipitación anual media, T = temperatura media anual. - índice de Meyer: I = P/DS A (P = precipitación, mm y DSA = déficit de satura­ ción absoluta del aire, mm Hg). - índice de Arkley: 12

£ = (P¡ - ETPí) para aquellos meses en los que se cumple: (P, - ETP¡) > 0 (en mm) ¡=i

• Régimen de humedad del suelo (Cap. 19).

4.2.

Clima y regímenes de humedad del suelo

La influencia del clim a sobre la génesis y las características del suelo ha lle­ vado a diversos autores a introducir los conceptos de régimen de humedad y régi­ men de temperatura. El término régimen hace referencia al funcionamiento de una máquina en estado nor­ mal. Los regímenes están en íntima relación con el uso agrícola del suelo y con el creci­ miento de las plantas, en este sentido son utilizados por Soil Taxonomy (S.S.S. 1975.99). Con un enfoque edafogenético, Gerasimov y Glazovskaya (1960) definieron de forma cualitativa los siguientes regím enes de humedad del suelo: — — — —

Percolante: P » ETP. No percolante: ETP > P. Ascensional: ETP » P. Saturado de agua.

P = precipitación anual media (mm). ETP = evapotranspiración potencial anual (mm).

El régimen percolante caracteriza los suelos de zonas de clima húmedo, tales como Asturias y Galicia (NO de España) y parte de Extremadura, entre otras; el no percolante se presenta en suelos del área mediterránea semiárida y árida, muy ampliamente representado en España (suelos con caliza y a veces con endopedión cálcico o petrocálcico, p. ej.); el ascensional es el de aquellos suelos que presentan un suministro de agua a partir de una capa freática poco profunda y que en zonas semiáridas y áridas puede provocar salinidad; el régimen con saturación por agua es el de los suelos con mal drenaje, tales como los hidromorfos (carácter ácuico). 527

Las equivalencias aproximadas con los regímenes de humedad establecidos de forma cuantitativa en Soil Taxonomy (S.S.S., 1975, 1999) son: G c ra sim o v

Soil T ax o n o m j'

Pcrcolante No percolante

Údico Arídico Xérico Ustico Arídico Xérico Acuico

Ascensional Con saturación por agua

4.3.

Tendencias regionales en la distribución de suelos

Desde la prim era época de la Edafología se han puesto de m anifiesto relacio­ nes entre la latitud o las zonas clim áticas y las características de los suelos. El tér­ mino c li m o s e c u e n c ia expresa una secuencia o sucesión de suelos cuyas carac­ terísticas distintivas corresponden a diferencias climáticas. Estas relaciones llevaron a Sibirtzev (1860-1899) a formular la teoría del origen cli­ mático de los suelos o «ley» de la zonalidad, que hoy en día ha quedado restringida a un principio muy general, por las múltiples excepciones que presenta, debido a que el clima no es siempre el factor preponderante. En clasificación de suelos ha dejado de ser un criterio básico, como lo era en los esquemas iniciales. No obstante, muchas propiedades de los suelos presentan tendencias regiona­ les. Al desplazarse a lo largo de un m eridiano pueden establecerse relaciones entre el clim a imperante en las distintas latitudes y los suelos, tal com o se pone de m ani­ fiesto en el diagram a de Strakhov (1968): P (mm) 3 .0 0 0

2.100

1.200

300

0

Gelisol, Inceptisol, Spodosol, Alfisol, Mollisol

528

Aridisol

Ultisol, Oxisol

Las principales relaciones probables entre el clim a y los suelos son las siguien­ tes: C aracterísticas, propiedades y procesos

Acción probable del clima

Desierto: contenidos muy bajos de m.o. Regiones templadas: contenidos intermedios. Regiones tropicales: alto, si bien en un espesor limitado del suelo. Mineralización rápida. Régimen de saturación de agua: contenido de m.o. muy alto, llegando a formarse suelos orgánicos. A igualdad en el contenido de humedad, el de materia orgá­ nica disminuye al aumentar la temperatura (mineraliza­ ción). Grado de meteorización La falta de agua inhibe la meteorización y el lavado. Temperatura: acelera los procesos (ley de Vant’Hoff). Clase y velocidad de meteorización Precipitación efectiva: entrada y salida de flujos en el sis­ tema (translocación y pérdida de componentes solubles y materiales en suspensión). Régimen percolante: lavado de bases y sílice. Mineralogía de arcillas Precipitación y temperatura elevadas: caolinita. Precipitación muy alta: acumulación residual de óxidos de hierro y aluminio. Drenaje impedido y riqueza en bases: esmectita. El porcentaje de la fracción arcilla aumenta con la humedad Proporción de arcilla y la temperatura, al hacerlo el grado de meteorización. En climas húmedos tiende a ser lavado. Presencia de carbonato cálcico Acumulación en suelos de zonas semiáridas y áridas. El color rojo (rubefacción) para formarse requiere una Color precipitación superior a 500 mm y t > 20° C (Pedro, 1968). En ocasiones suele ser paleoclimático. En climas húmedos será lavado. Presencia de yeso En climas semiáridos y áridos puede encontrarse en el suelo en formas de acumulación o como componente mayoritario. Translocación de sustancias en el perfil Régimen no percolante, favorece las acumulaciones dentro del suelo. Exceso de agua y mal drenaje. Condiciones locales. Hidromorfismo Clima semiárido o árido. Condiciones locales en otros Salinidad ambientes. Materia orgánica Humificación y mineralización

5.

Relaciones suelo-paisaje

Existe una relación im portante entre la distribución de los distintos suelos y la posición que ocupan en el paisaje, que resulta diferente de unas áreas geográficas a otras. Los trabajos de fotointerpretación encam inados a identificar y delim itar uni­ dades de suelos en una determ inada región se basan en la presunción de que este tipo de relaciones existen. Llegar a establecer asociaciones suelo-paisaje requiere basarse en conocim ientos adquiridos en G eom orfología y en Edafología, apli­ cando m étodos de trabajo de am bas ciencias. 529

La comprensión de las relaciones suelo-paisaje en una determinada zona sirve de base para establecer los modelos de distribución de suelos, lo que facilitará los trabajos en carto­ grafía de suelos (Cap. 21) y ordenación del territorio. En este sentido resulta aleccionador recordar que Ollier (1976) afirmaba que los edafó­ logos describen suelos con gran detalle, si bien con frecuencia ignoran la geomorfología y que, a su vez, los geomorfólogos describen las vertientes con gran minuciosidad descri­ biendo a veces los suelos de forma insuficiente. Al estudiar los factores formadores del suelo se habla, a veces, de posición en el pai­ saje, de topografía, de relieve o de geomorfología, como sinónimos, utilizando estos térmi­ nos para expresar la configuración del paisaje. La G e o m o r fo lo g ía estudia la evolución de la superficie terrestre, los factores, procesos, formas y sedimentos resultantes de los procesos, teniendo en cuenta una dimensión temporal e histórica. La dimensión temporal en el estudio de las formas se desprende de que la superficie del terreno cambia a lo largo del tiempo, y esta evolución lleva aparejada la del suelo. Los diversos rasgos y características de un suelo reflejan su evolución histórica, que para ser entendida debe relacionarse con la posición que ocupa el suelo en el paisaje y con los suelos próximos. De ahí la importancia del estudio de las formas del terreno y de los depósitos superficiales. El relieve controla la redistribución de masa y energía. Por ello, en un determinado pai­ saje resulta posible distinguir superficies de erosión y superficies deposicionales, cuyo dis­ tinto origen, edad de la superficie en relación a la del material aflorante, características de los suelos, etc., explican diferentes historias para las distintas partes de un paisaje, que por ello no podrán ser consideradas equivalentes al plantear una asignación de usos, o reco­ mendar prácticas de manejo. Las superficies que resulten de procesos combinados de ero­ sión y depósito serán más difíciles de interpretar.

5.1.

Escalas de observación

En los estudios edafológicos debe precisarse la representatividad de un suelo en una forma determinada del paisaje. Se puede definir una escala de observación kilométrica, hectométrica o decamétrica, según el orden de magnitud de la superficie representada por el pedión descrito. Cuando existan dudas, el pasar a una escala o extensión más reducida puede facilitar su resolución. Las relaciones suelo-paisaje se establecen para áreas uniformes, por lo que se requiere un análisis detallado de las formas. En relación al relieve cabe distinguir tres categorías: V ariacio n es d e a ltitu d m

E sc ala re c o m e n d a d a de m apa

S u p e rficie c o n sid e ra d a

Maerorrelieve

> 10

1:250.000 a 1:100.000

Grandes áreas Ej: Colinas

Mesorrelieve

1-10

1:50.000 a 1:10.000

Medianas Ej: Ladera

Microrrelieve

< 1

1:1.000

Parcela Ej: Gilgai

C a te g o ría

530

5.2.

Formas del relieve

La descripción del relieve debe realizarse preferentemente atendiendo a la geo­ metría de las formas, que es algo objetivo y que no requiere interpretaciones de tipo genético. Para relacionar suelos y paisaje puede resultar suficiente diferenciar tres formas principales del relieve: los ¡n t e r flu v io s o divisorias de aguas, las v e r ­ t ie n t e s o laderas y los fo n d o s ; pudiendo establecer:

DIVISORA DE AGUAS 1. Crestas 2. En silla de montar 3. Tabular o plataforma LADERAS 5. Ladera rectilínea 6. Ladera cóncava 7. Ladera convexa 8. Ladera en glacis CANAL 11. Fondo en uve 12. Fondo en cuna 13. Fondo llano 14. Terraza

Las formas del paisaje son en cierta medida un reflejo de la distribución de los materia­ les originarios. El concepto de unidad geomórfica establece elementos del relieve individualizados e identificables gracias a su origen, forma y posición, derivados de los procesos que han actuado. Este enfoque resulta, pues, más complejo. La relación entre unidades geomórficas y unidades de suelos ha llevado a introducir el concepto de unidad morfocdáfica (Cap. 2 y 21). Los interfluvios hacen referencia a divisorias de aguas. Pueden ser crestas, tabulares o plataformas y en sillas de montar. Una ladera es un elemento inclinado con respecto a la horizontal, que enlaza una divi­ soria de aguas con un fondo. Una ladera es un sistema forma-proceso, dado que su desarro­ llo y morfología dependen de los procesos que actúan sobre ella y los procesos dependen a su vez de la forma. En el perfil de una ladera se distinguen tres elementos, la parte convexa somital, un seg­ mento rectilíneo central y la parte cóncava basal. El desarrollo de cada uno de estos ele­ mentos depende de diversos factores, entre ellos el clima. En zonas semiáridas y áridas alcanza mayor desarrollo la parte basal, lo que da lugar a laderas cóncavas, mientras que en climas templado-húmedos predominan las vertientes convexas. Las laderas rectilíneas son superficies de erosión que se modelan directamente sobre un sustrato rocoso y su inclina­ ción depende de la fitología. Las calizas duras tienden a dar paredes verticales. Las vertientes en glacis corresponden a formas suaves que se desarrollan al pie de los relieves de los que han recibido los materiales. Su pendiente varía regularmente en sentido longitudinal. En la parte somital predominan los materiales de gran tamaño, mientras que 531

en la distal sólo han llegado los de granulometrías más finas. En clima semiárido las super­ ficies en glacis pueden presentar horizontes petrocálcicos, que actúan como elemento resis­ tente frente a la erosión. Al encajarse una red de drenaje, la superficie en glacis puede dar lugar a una morfología de plataformas aisladas. Las vertientes afacetadas se deben a la alternancia de materiales duros y blandos. Por otro lado, el hombre puede haber actuado sobre las laderas, abancalándolas con el fin de lograr la conservación del suelo y el agua. La interpretación de la inclinación de una ladera puede hacerse atendiendo a los crite­ rios propuestos por FAO: P e n d ie n te

0-2 2-6 6-13 13-25 25-55 >55

%

C lase

D e sc rip c ió n

1 2 3 4 5 6

Llano o casi llano. Suavemente inclinado. Inclinado. Moderadamente escarpado. Escarpado. Muy escarpado.

Los fondos corresponden a superficies de depósito, en las que confluyen las aguas de escorrentía. Cabe distinguir los fondos de valle, asociados a un canal de desagüe y los fon­ dos cerrados o depresiones que, al no presentar una salida de las aguas, se denominan endorréicas. Según sea su sección transversal, los fondos de valle pueden ser en uve (V), planos o bien en forma de cuna (U). Las formas condicionan los procesos que tienen lugar en ellas y las posibilidades de uso de un determinado terreno, al verse a su vez afectadas las características de los suelos. Como ejemplo puede analizarse una ladera como las que existen en la zona de Jerez (S. de España). La parte somital presenta un horizonte cálcico en superficie, debido a procesos erosivos intensos. Es un suelo de albariza, adecuado para el cultivo de viña (planta poco exigente en suelos). Los suelos de media ladera están menos erosionados, si ésta es suave, el uso puede ser la alternativa trigo-girasol. Las partes básales y los fondos han recibido materiales, los suelos son profundos, se trata de bujeos, suelos aptos para una alternativa que incluya el maíz y la remolacha:

532

5.3.

Procesos y formas de las laderas

Las formas del relieve son algo cambiante a lo largo del tiempo y estas variaciones afectan a los suelos que se desarrollan en ellas. Interpretar el origen de la forma de una ladera puede resultar algo extremadamente complejo. En un primer nivel de aproximación, puede relacionarse con la velocidad de meteorización y la de transporte. De este modo, se pueden distinguir (Weyman y Weyman, 1977): — Laderas de desarrollo limitado por el transporte: La tasa de transporte es inferior a la de meteorización. Se produce un progresivo aumento del espesor de suelo. — Laderas de desarrollo limitado por la meteorización: Suelos de escaso espesor.

Los procesos de transporte pueden estar ligados al impacto de gotas de lluvia, al agua de escorrentía superficial, a los movimientos en masa (deslizamientos, solifluxiones, etc.) o a la acción del viento.

5.4.

Sistemas suelo-paisaje

El paralelismo entre la historia de las formas y la de los suelos que se desarrollan en ellas permite establecer relaciones entre unas y otras. La comprensión de cómo ha funcio­ nado el sistema suelo-paisaje resulta esencial para poder inferir características y comporta­ mientos de unos a partir de las formas y viceversa. Los estudios de campo permiten identi­ ficar, cartografiar y datar superficies geomórficas con suficiente detalle para explicar cómo se ha formado el sistema y cómo funciona. En las posiciones geomórficas estables, el suelo podrá alcanzar un mayor grado de dife­ renciación de horizontes, lo que representa una disminución de su entropía, al alcanzar el sistema un mayor grado de organización. Esto podría parecer contradictorio con el segundo principio de la termodinámica, que establece que en todo proceso la entropía aumenta o permanece constante. Esta aparente paradoja tiene su explicación en que el suelo es un sis­ tema abierto y que su entropía disminuye a costa del aumento de la entropía del exterior.

5.5.

Relaciones suelo-paisaje: toposecuencia

Los suelos frecuentemente son más profundos en las zonas llanas que en las regiones montañosas. En el hem isferio N, los horizontes A son más ricos en materia orgánica en las umbrías (laderas orientadas al N) que en las solanas (laderas orientadas al S). Estos son algunos ejemplos de las relaciones suelo-pai­ saje que, a nivel general, vienen controladas por la localización geográfica (lati­ tud y altitud respecto al nivel del mar), por las características de la forma (incli­ nación, longitud y orientación) y por la posición del suelo en la forma. Los principales efectos sobre el suelo según las características de la forma del relieve son los siguientes: 533

Efectos sobre el suelo

Características de la forma

Inclinación de la ladera

Radiación recibida. Velocidad de escorrentía. Erosión. Depósito de materiales.

Longitud de la ladera

Escorrentía. Erosión.

Orientación de la ladera

Efecto solana-umbría: topoclima. Radiación recibida. Temperatura del suelo. Exposición al viento. Exposición a la lluvia. Humedad del suelo. Vegetación, infiltración, escorrentía. Erosión. Contenido de materia orgánica y espesor del horizonte A. Morfología del perfil.

Posición en la forma

Erosión, depósito. Características de los materiales depositados. Condiciones de drenaje. Profundidad capa freática: estacionalidad. Morfología del perfil. Profundidad del suelo. Contenido de sales solubles.

M ilne (1935) estudiando suelos del Este de Á frica introdujo el térm ino c a t e n a para expresar las relaciones entre la ladera y sus suelos asociados. La definición de catena resulta algo confusa (W atson, 1960), por lo que a veces se prefiere el tér­ m ino de t o p o s e c u e n c i a com o m enos restrictivo. En una catena los suelos se diferencian debido a variaciones en el relieve y en el drenaje, desarrollándose a partir de un m aterial originario sem ejante y bajo el m ism o clim a. La definición de toposecuencia no hace m ención a la naturaleza del m aterial originario. El concepto de catena presupone que los suelos tengan la misma edad, lo cual resulta difícilmente sostenible en la mayor parte de las laderas, debido a la acción de los procesos erosivos. Ollier (1976) destaca que las relaciones suelo-paisaje sólo aparecen claramente en situaciones extremas, dominadas por condiciones áridas o frígidas. En el resto del mundo, bajo condiciones climáticas no extremas, los procesos de erosión y de depósito en laderas y de edafogenésis están entrelazados, por lo que las interpretaciones deben realizarse con prudencia.

5.6.

Condiciones de drenaje y morfología de los suelos

La posición que ocupa el suelo en el paisaje condiciona la situación de la capa freática y, por consiguiente, las condiciones de drenaje del suelo y los rasgos m or­ fológicos asociados a ellas, color, síntom as de óxido-reducción, tales com o m otea­ dos, concreciones, etc. 534

D r e n a je

El drenaje de un suelo expresa la rapidez con que se elimina el agua en relación con los aportes. La existencia de una capa impermeable a cierta profundidad, por ejemplo, puede provo­ car un mal drenaje en el suelo que se halle encima de dicha capa, si el suelo recibe agua. Se evalúa observando las características del perfil, en especial su color y la existencia de manchas. P e r m e a b ilid a d

La permeabilidad hace referencia a la velocidad con que puede circular el agua dentro del suelo (conductividad hidráulica). Los horizontes con poros grandes presentan una elevada permeabilidad. La permeabili­ dad en física de suelos se expresa como la conductividad hidráulica y tiene las dimen­ siones de una velocidad (Cap. 13). Las clases de drenaje se definen atendiendo a los siguientes criterios (Dumanski, 1978, Herrero et al., 1993). C lases

C rite rio s

Muy escasamente drenado

Eliminación tan lenta del agua del suelo de forma que la capa freá­ tica sin oxígeno permanece en o próxima a la superficie la mayor parte del año. Suelos de posiciones deprimidas con carácter ácuico o suelos orgánicos. Se refleja a nivel de Suborden en Soil Taxonomy.

Escasamente drenado

Eliminación lenta del agua en relación al suministro de forma que el suelo permanece saturado la mayor parte del año. Capa freática. Suelos de aquellos subórdenes y subgrupos (SCS, 1999) con proble­ mas de hidromorfismo. Manchas con Ch < 2 dentro de los 60 cm.

Imperfectamente drenado

Eliminación suficientemente lenta del agua en relación al aporte para que el suelo permanezca saturado una paite significativa de la estación de crecimiento. Fases con hidromorfismo. Moteados entre la parte inferior de A y los 60 cm.

Moderadamente bien drenado

Eliminación algo lenta del agua en relación al aporte. Capacidad de almacenamiento de agua de intermedia a alta. Moteados de Fe-Mn de 2 al 20 % entre 60 y 100 cm.

Bien drenado

Eliminación del agua de precipitación fácil aunque no rápidamente. Capacidad de almacenamiento de agua intermedia. Sin moteado en los 100 cm superiores o con menos de un 2 % entre 60 y 100 cm.

Rápidamente drenado

Eliminación rápida del agua en relación al aporte por la lluvia. Baja capacidad de almacenamiento de agua.

Muy rápidamente drenado (Drenaje excesivo)

El agua es eliminada del suelo muy rápidamente en relación al aporte de precipitaciones. Suelos con baja capacidad de almacena­ miento de agua. Texturas gruesas.

La clase de drenaje de un suelo viene condicionada por su textura, estructura, perme­ abilidad, capacidad de almacenamiento de agua, posición geomorfológica y evapotrans­ piración. 535

Las condiciones de drenaje dejan su huella en la morfología del suelo (reacciones redox y rasgos asociados). Pueden llegar a ser limitantes para el uso del suelo, para el crecimiento de las plantas, para la edificación, para el emplazamiento de vías de comunicación, etc. Además de la clase de drenaje, interesa conocer la oscilación de la capa freática, su carácter permanente o temporal y la clase de nivel freático. En Holanda, por ejemplo, los mapas de suelos y los mapas interpretativos se utilizan con finalidades residenciales, industriales, de transporte y de ocio. El paso de suelos agrícolas a un uso no agrícola puede requerir medi­ das para mejorarlos cuya naturaleza y coste pueden predecirse a partir de los mapas inter­ pretativos. El crecimiento de la ciudad de Utrecht viene condicionado por las posibilidades de edificar según sean los costes para adecuar el suelo. El mapa de suelos y el de clases de niveles freáticos permite derivar el mapa de aptitud de los suelos atendiendo a los costes de edificación (Westerveld y van den Hurck, 1973):

muy apto coste relativo 1,0 -1 ,2

coste relativo 1,3 -1 ,4 moderadamente apto coste relativo 1,5 -1 ,7 poco apto coste relativo 1,8 - 2,0

Una misma clase de drenaje puede tener una distinta significación frente a problemas medioambientales, según interese que los contaminantes sean lavados del suelo y pasen a la capa freática (evitando la degradación del suelo) o interese que sean retenidos en el suelo para que éste actúe como depurador natural (caso de la aplicación de purines, p.e.).

5.7.

Relaciones suelo-paisaje: Influencia del clima

Las relaciones suelo-paisaje no tienen carácter general, sino que son función de la zona climática considerada. El clima condiciona los procesos en las laderas, la meteorización, los procesos edafogenéticos, la erosión, así como el transporte y depósito de materiales. Análogamente, condiciona la vegetación de una región o, por efecto del topoclima, da lugar a diferencias a escala mucho más detallada. 536

El efecto solana-umbría puede ayudar a explicar la variabilidad en las relaciones entre formas del relieve y suelos. La umbría es más húmeda, tiene más vegetación, los suelos tienen mayor contenido de materia orgánica y hay mayores posibilidades para los procesos de trans­ ferencia de componentes, que pueden llegar a perderse por lavado. Tomando como ejemplo un paisaje constituido por una plataforma, uná ladera y un fondo, suponiendo una misma litología, los suelos presentarán marcadas diferencias según se trate de una zona semiárida o de un medio templado-húmedo. Con un material calizo como base, en clima húmedo puede tener lugar un proceso de lavado de la caliza en la pla­ taforma, como posición más estable. Esto posibilita la pérdida de bases y una cierta acidifi­ cación, la dispersión de la arcilla llevará emparejado un proceso de argiluviación. Por el contrario, en la zona semiárida, la caliza seguirá siendo el componente que frenará cual­ quier evolución más avanzada. La ladera en zona templada-húmeda tiende a evolucionar hacia una morfología con­ vexa, mientras que en zona semiárida será cóncava, por la distinta dinámica de uno y otro tipo de ladera. Los suelos de los fondos también tendrán características y respuestas dife­ rentes. En medio semiárido es posible que pueda haber habido un proceso de salinización (Cap. 17). En una zona húmeda, los procesos pueden ser de hidromorfismo, con una gleificación más o menos acusada. Con el ejemplo, que se esquematiza seguidamente, se quiere destacar la necesidad de analizar las condiciones en que han evolucionado las formas y los suelos en cada caso, para extraer conclusiones en base a ello, evitando generalizaciones precipitadas:

537

6.

Factores bióticos y antrópicos de la edafogénesis

Los componentes activos del suelo considerado com o sistema son las plantas, animales, m icroorganism os y el hombre. La edafogénesis es el resultado de la acción com binada de factores abióticos y de factores bióticos. Los procesos de cambio en el suelo atribuibles a factores bióticos se deben tanto a efectos directos como a efectos indirectos. Darwin (1881) probó experimentalmente que las lombrices de tierra (Lumbricus terrestrís) contribuían de forma particularmente significativa a los procesos que tienen lugar en el suelo al llegar a remover una considerable masa de tierra, haciéndola pasar por su intes­ tino. En el enfoque dado por Jenny (1941), existe el interés en diferenciar situaciones en las que los organismos puedan considerarse como variables independientes del resto de facto­ res, y aquellas en las que son variables dependientes.

6.1. Actividad de la fauna y efectos sobre el suelo Al estudiar el suelo en el campo se pueden observar rasgos atribuibles a la actividad de la fauna. En la superficie de un prado pueden aparecer montones de tierra de unos 20 cm de alto, derivados de la actividad de los topos o de menor tamaño debido a lombri­ ces. En zonas intertropicales pueden verse construcciones de hasta 9 m de alto, son los termiteros. En la descripción del perfil de un suelo pueden identificarse diversos tipos de huecos (galerías, cámaras, madrigueras, etc.), así como deyecciones (cámaras rellenas, turrículas, coprolitos, etc.). En lámina delgada corresponden a huecos de paredes suaves, a veces mamelonadas, asociadas a edaforrasgos excrementales (Cap. 4). El efectivo de animales resulta difícil de estimar cuantitativamente, y la identificación de la fauna requiere trabajos específicos a cargo de especialistas en Zoología. Morris (1922) indica que las lombrices de tierra pueden constituir entre un 50 y un 70 % del peso de la fauna existente. Llegar a profundizar en el papel de cada especie exige un análisis ecológico con un enfoque multidisciplinar. Este tipo de estudios son los que pueden servir de base para conocer la adaptabilidad a las condiciones de medio, su acción y decidir el posible interés en introducir mesofauna en el suelo (lumbrícidos, p. ej.), con el fin de mejo­ rar sus características (Cap. 16). La fauna puede actuar en la superficie del suelo, horizontes O, dentro del horizonte A o bien a cierta profundidad, lo que ocurre en suelos de zonas semiáridas, por la falta de agua en la parte superior del suelo. Los hábitos de vida de las diferentes especies de lombrices de tierra difieren ampliamente (Flores y Al vira, 1988). La fauna excavadora tritura y mezcla m ateriales del suelo, lo que contribuye a la estructuración y favorece la formación de horizontes Bw, la perm eabilidad y la aireación. Su acción sobre horizontes preexistentes puede llegar a hacer desapare­ cer algunos de sus rasgos, por efecto de la bioturbación. Cuando hay un predom i­ nio de un cierto tipo de población animal (anélidos, enquitreidos a larvas de cole­ ópteros) tiende a producirse una hom ogeneización del volumen trabajado por la fauna y se establecerá una nítida diferencia respecto al material subyacente. 538

Una actividad biológica muy intensa puede dar lugar a una modificación significativa (bioturbación) del epipedión, de forma que su espesor sea muy considerable (superior a 50 cm) y esté formado casi enteramente por deyecciones y galerías rellenas. Para designar este tipo de horizontes se ha propuesto el término de epipedión vérmico (Eswaran, 1981). Puede presentarse en suelos con régimen de humedad arídico, que estén bajo riego desde hace muchos años. Por el momento, el S.S.S. (1998) sigue considerando como horizonte móllico este tipo de epipediones, a los que exige tener un 50 % o más del volumen consti­ tuido por formas ligadas a la actividad de la fauna para que tal característica se recoja taxo­ nómicamente al designar el suelo a nivel de Grupo: Vermudoll y Vermustoll; o con una capa bioturbada en más de un 50 % dentro de los 100 cm (Vermaqualf), o en un 25 % (Vermaquepts). Los principales efectos de la fauna (Cap. 16) sobre el suelo, según su tipo son: Efectos sobre el suelo

Fauna del suelo

Animales excavadores

Viven y se desplazan dentro del suelo en busca de alimentos. Crean su propio espacio vital.

— Vertebrados grandes Marmotas Ratones Topos Conejos

Efecto de bioturbación: mezcla de materiales, destrucción de hori­ zontes, etc. Actividad intensa en praderas, estepas y sabanas. Gale­ rías: erosión por sufosión. Crotovinas: galerías de roedores relle­ nas generalmente con material procedente del horizonte A.

— Invertebrados no artrópodos Anélidos oligoquetos Lombriz de tierra (Lumbricus terrestris)

Ingieren gran cantidad de material. Desintegran la materia orgánica, ingiriendo suelo junto con los re­ residuos vegetales. Favorecen la mezcla de materia orgánica y materia mineral. Mezclan materiales: bioturbación. Hacen aumentar el espesor del horizonte. No toleran ni la sequía, ni las heladas. Están ausentes en suelos arenosos secos, en aquellos que presentan un mal drenaje, y en los suelos ácidos.

Eisenia foetida

Requiere gran abundancia de materia orgánica sobre la que ejercen una acción descomponedora.

— Invertebrados artrópodos Insectos Himenópteros: hormigas Hormigueros Termiteros. Isópteros: termitas

Animales no excavadores — Invertebrados artrópodos Insectos Colémbolos Larvas de insectos Arácnidos Acaros — Invertebrados no artrópodos Nematoda: nematodos

No pueden excavar, salvo en extensión muy limitada. Descomponen la materia orgánica.

Los hay depredadores y saprofitos.

539

6.2.

Relaciones suelo-vegetación

La vegetación natural puede proporcionar inform ación acerca de las condicio­ nes del medio (suelo y clima), pues el que consigan im plantarse unas u otras plan­ tas en un determ inado lugar viene condicionado por el medio. La dependencia de la vegetación frente a la acidez del suelo (tolerancia o no al alum inio) es algo noto­ rio, así como la diferencia entre la vegetación de suelos ricos en carbonato cálcico (especies caldcólas) y la de suelos pobres o sin caliza (especies calcífugas). La presencia de especies indicadoras perm ite interpretar las características de los suelos. Como ejem plo cabe citar:

Scirpus caespitosus Sphagnum cuspidatum

Condiciones de saturación por agua y medio ácido (turberas).

Phragmites australis Typha latifolia

Condiciones de exceso de agua con posible inundación temporal

Calluna vulgarís

Medio ácido.

Cistus ladaniferus

Suelo sin carbonato cálcico.

Rosmarínus officinalis

Suelo básico.

Uapaca sobynsi Acalypha cupricola Tinnea obovata

Medio rico en cobre.

Viola calaminaria Thlaspi calaminare Silene vulgarís

Suelos ricos en cinc.

Suaeda vera Salicornia herbácea Arthrocnemum glaucum Atriplex halimus Frankenia pulverulenta Limonium sp. Puccinellia sp.

Suelos ricos en sales solubles.

Gypsophila hispánica Hemiaria fruticosa Lepidium subulatum Ononis tridentata

Suelos ricos en yeso.

Los geobotánicos han buscado establecer relaciones entre la distribución de la vegeta­ ción y las condiciones edafoclimáticas. Así, por ejemplo, en función de la temperatura media anual, la precipitación anual media y la relación entre la precipitación y la evapotranspiración, Holdrige (1947) propone un esquema simplificado que permite localizar de forma orientativa las principales formaciones vegetales del mundo: 540

ZONAS

LA PRECIPITACION EXCEOE A LA EVAPORACIÓN

P IS O S

La interrelación suelo-vegetación puede contemplarse desde otra perspectiva, la de considerar la vegetación como factor de la edafogénesis. Su papel directo en la formación del suelo deriva de su intervención en la meteorización (papel coloni­ zador de los liqúenes o al fragmentar la roca por el crecimiento de raíces) y por el aporte de materia orgánica al suelo, de la que carecía inicialmente el material ori­ ginario. La actividad microbiana heterotrófica incrementa el contenido de anhídrido carbónico del suelo y, en consecuencia, de la fase líquida del suelo. Aporta igualmente otros compo­ nentes ácidos, como ácido láctico, ácido acético e incluso ácido cítrico, que pueden actuar como agentes quelantes, contribuyendo tanto al incremento de algunos procesos de meteo­ rización (hidrólisis ácida), como al transporte de algunos elementos (Ca2+, en suelos calizos y Fe3+en suelos ácidos, p. ej.) en forma de quelatos. La microflora del suelo (bacterias, actinomicetes, hongos y algas) tiene acción sobre el suelo por su demanda de oxígeno, su papel en la meteorización, por intervenir en procesos de biodegradación de la materia orgánica y de los complejos órgano-metálicos. El papel indirecto de la vegetación deriva de su acción pantalla frente a la radiación solar y frente al agua de lluvia, lo que afecta al régimen de humedad del suelo, la infiltración, la escorrentía y la erosión. Según sea el sistema radicular, éste interceptará a distinta profundidad el agua, influyendo sobre la circulación de fluidos en el suelo, lo que tiene efectos sobre la translocación y el lavado de sus­ tancias en el suelo.

La vegetación interviene en la form ación, conservación y regeneración del suelo. Éste puede actuar com o depurador natural frente a ciertos vertidos gracias a la acción de la m icroflora y a la acción de m ezcla de m ateriales desarrollada por la fauna. Las principales acciones de la vegetación y sus efectos sobre el suelo son los siguientes: Efectos sobre el suelo

Acciones Directas — Interviene en la meteorización

Acelera la meteorización física, química y biológica.

— Aporta materia orgánica

Cantidad, distribución y naturaleza de la materia orgánica del suelo: horizonte 0 , A, o bien un H. Desarrollo de estructura por el aporte de materia orgánica y la acción de las raíces.

— Cohesiona las partículas — Construye el sistema de huecos

Favorece la circulación del agua y el aire, y el crecimiento de las raíces.

Indirectas — Actúa como filtro frente a: Radiación solar

Regula la temperatura, la evaporación y el régimen de humedad.

Lluvia

Intercepta las gotas de lluvia, con lo que evita el impacto directo y puede disminuir la erosión por salpicadura.

Escorrentía superficial

Aumenta la infiltración. Frena la velocidad del agua de escorrentía: disminuye la erosión por escorrentía superfi­ cial.

Agua de percolación

Las raíces de especies herbáceas absorben agua en los pri­ meros cm del suelo, con lo que disminuye la percolación y el lavado. La percolación provoca una acidificación progre­ siva del suelo, pérdida de componentes, formación de hori­ zontes E, etc.

Frena la erosión eólica, e intercepta el material transportado Viento por el viento. — Secreción de sustancias tóxicas por plantas superiores, la microflora o Inhibición de la germinación, efectos sobre el sotobosque, presencia de compuestos húmicos efectos sobre el metabolismo de los compuestos fosfatados. etc. Alelopatías. tóxicos.

— Sobre la fertilidad del suelo: ciclo biogeoquímico.

6.3.

Inmovilización y liberación de nutrientes.

Indicadores de la vegetación pasada

La sílice es reciclada por la vegetación, aunque no sea indispensable para la vida de las plantas (Duchaufour, 2001), por ello muchas plantas contienen cristales minerales en algu­ nas de sus células, aunque sólo sea en determinadas fases de su vida. En determinados 542

casos estos cristales pueden ser reconocibles en el suelo. Así, los tallos de las plantas pue­ den contener cristalizaciones de ópalo en sus células. Estos fitolitos toman la forma de las células que los alojan (citomorfos) y, al descomponerse el material vegetal, se endurecen y permanecen durante muchos años en el suelo, testimoniando una determinada vegetación. Tienen formas cilindricas y su longitud puede variar entre 50 y 100 pm. Su identificación por medio de estudios micromorfológicos y la taxonomía de estas formas (Bertoldi de Pomar, 1971) permite llevar a cabo estudios sobre la historia de la vegetación, el tipo de agricultura de otras épocas o las condiciones de formación de suelos enterrados (Benayas y cois. 1987, Riquier, 1960). Un medio edáfico que conserve la sílice favorece la acumula­ ción de fitolitos.

6.4.

Acción antrópica y formación de suelos: Sostenibilidad y edafotecnología

Cada vez hay una consciencia más clara de que se vive en un único ecosistema de ámbito mundial y, por consiguiente, cualquier acción en una parte del sistema tendrá repercusiones sobre la globalidad. A partir de 1980 se ha empezado a intro­ ducir el concepto de agricultura sostenible, sustenable o si se prefiere, agricultura durable, que se diferencia de la denom inada agricultura convencional, por su mayor preocupación por el medio ambiente (Cap. 8). No obstante, interesa recordar que desde los primeros años del ya histórico movimiento conservacionista, iniciado por H. H. Bennet en 1928 en Estados Uni­ dos, se sentaron las bases y la práctica de lo que se ha dado en llamar ahora agri­ cultura sostenible. Con su obra «Soil Erosión a National Menace» primero, y más tarde su libro titulado «Soil Conservation», Bennet estableció la teoría y las reco­ mendaciones prácticas para una agricultura respetuosa con el medio, y en concreto con el recurso suelo. Estas ideas no siempre han recibido la atención que desde un principio merecían. Los sistemas agrícolas convencionales, con producción basada en agroquímicos y en el uso intensivo de energía, están siendo revisados en muchos países. Se busca una agricultura rentable, más eficiente con los recursos y medioambiental­ mente compatible. La agricultura sostenible (Harwood, 1990) debe lograr un equi­ librio estacionario con el medio globalmente considerado. Este tipo de agricultura, frente a las agriculturas alternativas, no renuncia a los beneficios de la agroquímica y de la agromecánica, si bien pondera sus efectos y destaca las interrelaciones de todas las partes del sistema agrícola, incluyendo al agricultor y su familia y los equilibrios biológicos en el sistema (Cap. 8). La política agrícola comunitaria (PAC) propugna la conservación de los sue­ los, incluso en aquellos casos en que circunstancial mente dejen de ser usados para la producción. El recurso debe conservarse para posibles usos futuros. Las principales acciones antrópicas y sus efectos sobre los suelos son las siguientes: 543

Efectos

Acciones

Construcciones para el control de la erosión: — Bancales bien diseñados — Obras mal construidas

Conservación del suelo y mejora del mismo. Efectos positivos. Aumentar el riesgo de erosión.

Rehabilitación de suelos en áreas degradadas (graveras, minería a cielo abierto, áreas urbanizadas, vías de comunicación, etc.).

Posibilidad de implantar una vegetación (forestal, agrícola u ornamental).

Estercolado continuado a lo largo de muchos años

Mejora del suelo: estructura, características quí­ micas, fertilidad. Paso de un epipedión óchrico a un antrópico o a un plaggen.

Fertilización: — Adecuadamente planificada por medio de análisis, interpretación y recomendaciones.

Efectos positivos.

— Exceso de algún elemento fertilizante (nitratos u otros)

Cambios químicos en el suelo. Contaminación de la capa freática.

Enmiendas químicas: Encalado

En suelos ácidos: Disminución de los efectos tóxicos del aluminio, favorecer la acción de las bacterias, mejora la nutrición en calcio, etc. Paso de úmbrico a móllico. Paso de condiciones dístricas (ácidos) a éutricas (riqueza en bases).

Enyesado

En suelos sódicos: Mejora la estructura al favorecer la floculación de los coloides. Disminuye posibles efectos tóxicos del sodio.

Cultivo en huertos con regadío y aportes de ma­ teria orgánica

Mejora de suelos de zonas áridas y semiáridas. Horizonte antrópico.

Deforestación con talas no planificadas

Destrucción de la cubierta vegetal: erosión.

Transformaciones en regadío sin evaluación pre­ via del riesgo de salinización y/o sodificación y sin drenaje.

Riesgo de degradación del terreno.

Laboreo según líneas de máxima pendiente en suelos erosionables

Degradación y pérdida del suelo.

Laboreo en condiciones de humedad inadecuadas

Degradación del suelo por compactación.

Laboreo demasiado profundo con vertedera

Aparición en superficie de horizontes subsuperficiales más desfavorables.

Laboreo mínimo

Evita revolver el suelo. Disminuye la mineraliza­ ción de la m.o. Evita la compactación por paso de maquinaria. Exige el empleo de herbicidas.

Plantaciones realizadas sin aplicar criterios de mantenimiento

Degradación del suelo por erosión.

Aporte de purines y otros desechos — Indiscriminado

Contaminación de suelos y capa freática.

— Controlado

Efectos beneficiosos.

—> 544

Efectos

Acciones

Vías de comunicación muy frecuentadas

En las inmediaciones contaminación de la vege­ tación y suelo por metales pesados. Desprendi­ miento de ozono, de anhídrido carbónico, etc.

Cambios en una cuenca de recepción de agua de escorrentía (desagües de cunetas en carre­ teras, p. ej.).

Procesos erosivos por concentración de mayor caudal.

Movimientos de tierras — Indiscriminados

Destrucción del suelo.

— Con capaceo

Al retirar previamente el horizonte de superficie resulta posible rehabilitar el suelo después de la nivelación o la excavación.

Fragmentación de horizontes cementados

Se puede favorecer el paso de las raíces. Se puede aumentar la pedregosidad superficial. La retirada de los fragmentos debe justificarse económicamente. Con ello se influye sobre la morfología del suelo (Arent).

Arranque de horizontes pctrocálcicos o de estratos rocosos

Facilita el enraizamiento y aumenta el volumen explorable.

Despedregado con molienda

Facilita el laboreo. Se pierde el efecto acolchado debido a las piedras en superficie. Si no se ha estudiado previamente el perfil puede resultar ineficaz.

Enterrado de desechos y escombros

Los problemas que se pueden derivar en el futuro son difíciles de prever. Si se afecta una capa freá­ tica aparecerán contaminaciones no puntuales imposibles de corregir. Si se depositan sobre materiales muy poco permeables, los efectos negativos pueden no manifestarse.

Drenaje — Bien planificado técnica y económicamente

Mejora de suelos.

— De suelos salinos

Se pierden ecosistemas con comunidades halófilas. El suelo desalinizado, según las condiciones de medio puede tener unas producciones que no jus­ tifiquen la inversión.

— De suelos orgánicos

Controlar el nivel freático para evitar subsidencia e incendios.

Construcción de diques y polders

Se gana terreno al mar y puede crearse suelo agrícola.

Drenaje de zonas húmedas

Pérdida de lagunas y otras zonas húmedas de interés faunístico. El drenaje debe justificarse por medio de un estu­ dio de evaluación de impacto ambiental (E.I.A.).

Ciertas actuaciones del hombre sobre el suelo implican su destrucción (exca­ vaciones, nivelaciones, construcciones, etc.), el nuevo material dejado en superficie representa el momento cero en la edafogénesis y el estudio de su evolución puede 545

aportar información de interés para conocer el comportamiento bajo determinadas condiciones de medio (Cap. 28). Las acciones antrópicas para obtener nuevos suelos agrícolas mejorando los preexistentes deben tener una justificación técnica, económica y medioambiental. Algunos autores han introducido el término edafotecnología, para designar la implicación del hombre deliberada o planificada en la génesis de suelos, al deter­ minar los tipos de materiales a partir de los cuales se pueden formar nuevos suelos, escogiendo procedimientos para tratarlos y enmiendas para prom over la formación de suelos que resulten adecuadas para los fines para los cuales se necesiten. Para algunos la edafotecnología constituye una parte de la biotecnología.

7.

Dimensión temporal de los suelos

La dimensión temporal de los suelos se manifiesta de distinta manera según cual sea la característica considerada. Hay variaciones a lo largo del día (tempera­ tura de superficie, contenido de anhídrido carbónico, actividad biológica, etc.); a lo largo del año (salinidad, humedad, temperatura, pérdida de materiales por erosión, contenido de nutrientes, etc.); o bien cambios que se expresan muy lentamente a lo largo de muchos años (procesos de meteorización, diferenciación de horizontes, translocación de componentes, etc.). El tiempo como factor form ador del suelo afecta a las variaciones a lo largo de los años. No obstante, desde un punto de vista del estudio y uso del suelo, cambios a más corto plazo pueden adquirir una mayor significación. La edad de un suelo expresa el tiempo durante el cual han actuado los proce­ sos formadores, y para determinarla será necesario fijar un momento cero. Este coincide con el de formación de la superficie gcom órfica sobre la que se desarrolla el suelo o con el momento en que se acabó de construir una escombrera, por ejem ­ plo. Si se trata de una superficie de erosión, la edad geológica de los materiales nada tendrá que ver con la de la superficie, ni con la del suelo. Resulta totalmente incorrecto hablar de suelos paleozoicos, cretácicos..., por el hecho de que el suelo se esté formando a partir de materiales de estos períodos geológicos. El movimiento de materiales de un lugar a otro origina superficies de depó­ las que habrá coincidencia entre el momento de acabarse de depositar los materiales, la aparición de una nueva superficie y el inicio de la formación del suelo, si bien existe la posibilidad de nuevos aportes.

sito, en

Una nueva superficie puede tener su origen en un proceso erosivo, en un aporte de m ateriales aluviales o coluviales, en una regresión m arina, en un depósito morrénico, en el depósito de materiales piroclásticos, de una colada de lava, de una colada de barro, por un movimiento de tierras, etc. Los geomorfólogos australia­ nos han introducido el concepto de ciclo K (Butler, 1959) para designar el tiempo transcurrido desde la formación de una superficie geomórfica hasta su destrucción por erosión o por depósito de materiales. 546

Un suelo puede em pezar a desarrollarse a partir de un material depositado por coluvionamiento sobre un horizonte de otro suelo anterior que hubiese quedado exhumado por erosión, lo que puede evidenciarse a veces por la presencia de una línea de piedras (stone-line) entre ambos. El estado inicial de un suelo puede tam bién ser un suelo preexistente, que empiece a evolucionar bajo unas nuevas condiciones de medio, ligadas a un cam­ bio climático. En este caso habrá una superposición de rasgos, unos heredados o relictos y otros adquiridos bajo las nuevas condiciones. La evolución de un suelo puede cam biar de trayectoria por otras causas, como puede ser por movimientos a muy largo plazo derivados de la tectónica de placas, importante para suelos del pasado; por cambios en el propio suelo conducentes a una trayectoria progresiva o regresiva; o por alteraciones derivadas del uso del suelo por el hombre. La tasa de formación del suelo varía en distintos ambientes y conocerla puede resultar de interés para acotar qué pérdida m áxima de suelo por erosión puede aceptarse, sin que el recurso desaparezca progresivamente. Es lo que en conservación de suelos se denom ina pérdida tolerable de suelo (Cap. 23). En casi todos los casos, el número de años necesarios para la formación de un suelo supera con mucho al de la vida de un hombre, por ello se habla de recurso no renovable a corto plazo: Formación del suelo Muy rápida (sobre cenizas volcánicas y clima húmedo) Muy lenta (sobre calizas duras y clima templado-frío) Propiedades asociadas con el hidromorfismo Propiedades asociadas con la materia orgánica Propiedades asociadas con la meteorización Horizontes A Horizontes de alteración (Bw cámbico) Horizontes de acumulación Carácter ácuico Entisol (sobre material no consolidado) Vertisol Spodosol Ultisol Oxisol

7.1.

Tasa de formación (años) < 100 < l cm/5.000 años rápida rápida lenta

1-1.000 > 1.000 > 1.000 < 10 < too 3.000-18.000 1.000-8.000

106 105 a 2 x 106

Datación de suelos

La duración de los procesos edafogenéticos es tal que por lo general no per­ mite una m edida directa, ni su reproducción experim ental en laboratorio, por lo que las dataciones de suelos deben basarse en observaciones y m edidas indirec­ tas. La datación de suelos es una labor siem pre difícil, que utiliza técnicas tom a­ das de las investigaciones históricas, arqueológicas, geológicas, palinológicas o propiamente edafológicas. Unas conducen a dataciones absolutas, otras a datar de forma relativa: 547

Técnicas

Investigaciones históricas y arqueológicas

Investigaciones geológicas: Criterios geomorfológicos

Observaciones

A partir de hechos históricos o prehistóricos de datación conocida: edificios, cabañas neolíticas, riadas, erupcio­ nes volcánicas, etc. Datación de superficies del paisaje. Datación de terrazas fluviales, morrenas glaciares, etc.

Criterios paleontológicos

Cronología del Cuaternario a partir de fósiles.

Criterios estratigráficos

Estudio de los materiales depositados, secuencias de sedimentación, etc.

Tefrocronología

Datación a partir de correlaciones estratigráficas hechas por medio de cenizas volcánicas de erupciones sucesi­ vas.

Investigaciones palinológicas

Estudio del polen fósil: palinología del Cuaternario. El polen se conserva bien en medios anaerobios y ácidos (turberas); en suelos calizos tiende a desaparecer. Polen testigo.

Investigaciones con isótopos

C-14, 0-18, CI-36, Gs se han utilizado en determinadas condiciones.

Investigaciones edafológicas

Partiendo de análogas condiciones iniciales y bajo igua­ les condiciones de medio. Para dataciones relativas se pueden tener en cuenta la diferenciación de horizontes, espesor, características de los límites, así como la presencia de caracteres relictos o de caracteres paleo.

Datar un suelo exige un intenso trabajo de investigación, que ha sido realizado en pocos suelos, por lo que la edad de la mayoría de los suelos se desconoce de forma pre­ cisa. De forma cualitativa, basándose en criterios morfológicos se puede llegar a una datación relativa, estableciendo una gradación de los suelos más jóvenes que son aque­ llos que tienen poco espesor y escaso desarrollo, a suelos muy evolucionados, y a suelos muy viejos, lo que permite establecer cronosecuencias relativas. No obstante, cabe desta­ car que al hablar de suelo «joven» o «maduro», no se hace referencia a la edad del suelo en años, sino al grado de meteorización y de desarrollo del suelo. La información acerca de la duración de los procesos puede ser de utilidad en edafotecnología, para prever actuaciones que orienten o aceleren la evolución de determinados sue­ los o materiales hacia direcciones deseables, de acuerdo con los usos que se pretenda implantar. También debe utilizarse tal información para evitar efectos no deseados, deriva­ dos de procesos naturales o acciones antrópicas sobre los ecosistemas.

7.2.

Ciclos evolutivos: Suelos monocíclicos y policíclicos

Los suelos de menos de 10.000 años se han formado bajo unas condiciones de medio, en concreto de clima, muy semejantes a las actuales. Se denominan suelos de ciclo corto, monocíclicos o monogénicos, o simplemente suelos actuales. Por el contrario, a medida 548

que un suelo es más viejo, mayor es la posibilidad de que su evolución se haya visto afec­ tada por los cambios climáticos que han tenido lugar a lo largo del Pleistoceno. Los más significativos han sido los períodos glaciares fríos, con sus períodos interglaciares cálidos en las regiones templadas actuales, que se correspondieron a períodos pluviales húmedos y a interpluviales secos en las regiones semiáridas y áridas actuales. Los suelos de ciclo largo pueden presentar características cuyo origen sería difícil­ mente explicable, si se pretendiesen relacionar con el clima actual. Si uno de estos suelos ha permanecido siempre aflorante, se habrá visto afectado por diversos ciclos de evolución bajo los sucesivos climas, se trata de un suelo poligénico o policíclico que puede presentar tanto caracteres relictos como actuales. Son suelos cuya morfología suele ser difícil de interpretar, al presentar rasgos aparentemente contradictorios respecto a lo esperable.

ESTUDIO DE CASOS Al estudiar en lámina delgada material de un suelo procedente de una región actualmente semiárida, se observa la existencia de edaforrasgos cristalinos calizos, sobre edaforrasgos texturales de tipo arcilloso (Cap. 4). Justificar esta aparente anomalía y secuenciar los procesos formadores a lo largo de la historia del suelo.

Respuestas P u e d e e x p lic a rs e p o r u n c a m b io d e c o m p o s ic ió n d e l a g u a d e l s u e lo y d e l b a la n c e h íd ric o , m e n o s fa v o ra b le e n la e ta p a d e e v o lu c ió n m á s re c ie n te . La a c u m u la c ió n de a rc illa , d e p o s ita d a a n te s d e la lle g a d a d e lo s c a rb o n a to s , c o rre s p o n d e a u n a tra n s lo c a ­ ció n b a jo un c lim a m á s llu v io s o q u e fa v o re c ía un p ro c e s o d e d e s c a rb o n a ta c ió n , s e g u id o de l d e ¡lu v ia c ió n . El p rim e r s e q u u m d e b ió s e r: A B t B k p a ra p a s a r p o s te rio rm e n te a A B tk Bk.

Un suelo formado en un paisaje del pasado (Valentine y cois., 1976), ya sea monocíclico o policíclico, con caracteres relictos, heredados de la evolución bajo unas condiciones de medio diferentes de las actuales y poco afectado por éstas, recibe la denominación de paleosuelo. Un suelo que haya sido recubierto por un depósito de materiales de un espesor superior a 50 cm (S.S.S. 1975, 1999), se considera un suelo enterrado (carácter thapto) (Hall, 1999). Los suelos enterrados pueden presentarse próximos a la superficie, y seguir evolucio­ nando, o bien permanecer a cierta profundidad, e incluso formar parte de una serie sedimen­ taria; en este caso se trata de un paleosuelo fósil o simplemente de un suelo fósil. En España, por ejemplo, en la Alcarria (Guadalajara) o en el macizo del Garraf (Barcelona), es frecuente encontrar suelos rojos desarrollados a partir de calizas duras (Terra rossa, equivalente a Rho­ doxeralf, pp), cuya génesis se considera ligada a condiciones pasadas. En La Rioja alavesa se han encontrado Alfisoles fosilizados (Ocio et al., 1988), los Aridisoles con horizonte argílico de Almería (SE de España) y muchos horizontes petrocálcicos, son otros tantos ejemplos de formaciones debidas a unas condiciones de medio diferentes de las actuales. 549

El estudio de los paleosuelos fósiles puede resultar de gran interés para llegar a conocer paleoambientes y en contreto la paleoedafología de un determinado momento geológico (Freytet, 1971). Así, por ejemplo, el estudio de suelos rojos precámbricos (paleosuelos fósi­ les) ha proporcionado información acerca del desarrollo de la atmósfera terrestre inicial. Análogamente, los paleosuelos ordovícicos son indicadores útiles de la composición de la atmósfera en el tiempo en que se formaron, debido a que, antes de la aparición de las plan­ tas superiores terrestres, los efectos de la biosfera debieron ser mucho más débiles y pueden considerarse despreciables frente a los efectos de los procesos inorgánicos (Holland & Zbinden, 1988). La aparición de las gramíneas en el Terciario y la forma de ocupar un terri­ torio dio lugar a una diversificación en el tipo de suelos. No siempre resulta fácil demostrar que una unidad estratigráfica es realmente un paleosuelo, en caso de serlo será necesario identificar qué modificaciones puede haber sufrido por diagénesis o metamorfismo, para intentar reconstruir las características químicas y mineralógicas iniciales. Para el estudio de paleosuelos fósiles resultan útiles las técnicas de trabajo habituales en edafología, completadas con las de petrología, geoquímica y estratigrafía. La clasificación de los paleosuelos puede revestir dificultades, debiendo evitar forzar su inclusión en esque­ mas de clasificación concebidos para los suelos actuales.

ESTUDIO DE CASOS En una prospección edafológica se han identificado cuatro categorías de suelos que ocupan distintas posiciones geomorfológicas formando una toposecuencia. Se indican los horizontes, sin representar a escala sus espesores, y los colores en húmedo en el código Munsell. Establecer las correspondencias suelo-pai­ saje, justificando el por qué.

550

Respuestas 1.

En el fo n d o d e v a lle h a y h ld ro m o rfis m o , lo q u e se h a d e s c rito co n la le tra g al d e n o ­ m in a r lo s h o riz o n te s . L o s c o lo re s so n los m á s g ris e s (P -4; X, Q ).

2.

En la p la ta fo rm a , c o m o s u p e rfic ie m á s e s ta b le se h a lla n lo s s u e lo s m ás vie jo s, con p e rfil m á s d e s a rro lla d o y c o lo re s m á s rojos (P -1 ; Z, P).

3.

Las p o s ic io n e s de la d e ra se c a ra c te riz a n , la so m ita l p o r el p re d o m in io de los p ro ce ­ s o s e ro s iv o s , re ju v e n e c im ie n to d e l p e rfil y c o lo r c la ro en el A y s e m e ja n te s los co lo ­ re s d e lo s h o riz o n te s s u b s u p e rfic ia le s . En la p a rte b a s a l el s u e lo tie n e c a rá c te r c u m ú lic o , co n un h o riz o n te s u b s u p e rfic ia l m uy o scu ro , si la p e n d ie n te en P-3 es in fe ­ rio r al 2 5 % p u e d e s e r un c a rá c te r flu v é n tic o . (P-2: W , M y P -3. Y, N).

8.

Enfoque factorial en génesis de suelos: Perspectivas

La idea de que la interacción de diversos factores contribuye a la formación de un suelo dio lugar a la elaboración de la teoría de los factores de estado para ex­ plicar la génesis de suelos. A pesar de los años desde que fue formulada, sigue teniendo vigencia y es la que ha tenido mayor impacto en los estudios edáficos, ya que ha permitido llegar a entender la formación de los suelos y establecer modelos de distribución de los suelos en el paisaje. Esta teoría, además de revalorizar los trabajos de la Escuela de Dokuchaev, ha propuesto una metodología para la cuantificación en Edafología. Ello ha servido de base para desarrollar otros modelos de génesis de suelos; para la cuantificación en Soil Taxonomy; proporcionar un esquema para estudios ecológicos y de ecosis­ temas (Wilding, 1994). Constituye un enfoque útil en el esfuerzo para llegar a entender y controlar el cambio global (Vitousek, 1994). El desarrollo de modelos se ha generalizado, al proporcionar un medio para or­ ganizar ideas y hechos en un esquema conceptual y generar hipótesis contrastables para separar causa y efecto. El enfoque inicial de Jenny (1941) ha recibido diversas críticas por:

— Plantear una ecuación fundamental general que nunca ha podido ser resuelta. — Asumir de forma implícita una monogénesis para los suelos. — Tener una visión demasiado simplista de los procesos en laderas. — Establecer correlaciones empíricas sin llegar a determinar las verdaderas causas (caja negra). — No considerar suficientemente las interrelaciones entre factores, en un afán de bus­ car situaciones en que dichos factores fuesen variables independientes.

551

No obstante, cabe destacar que este enfoque ha contribuido positivam ente a que en génesis de suelos se haya llegado a un adecuado nivel de com prensión de los suelos en un determ inado am biente o sucesión de am bientes. Además, ha lle­ vado a profundizar en la investigación de los procesos edafogénicos, de las rela­ ciones entre factores, de las variaciones en los suelos y m odelos de distribución en el paisaje, perm itiendo avanzar en cartografía de suelos. La aportación de Jenny tiene su continuación actual en los modelos m atem áti­ cos de sim ulación y los m odelos de sistem as, así com o en el análisis estadístico m ultivariante con aplicación de bases de datos y sistem as de inform ación geo­ gráfica (Petersen et al., 1992).

9. 9.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Amundson, R.; Tandarich, J.; Harden, J., y Singer, M.: Factors o f Soil Formation: A Fiftieth Anniversary Retrospective. SSSA sp. publ. n.° 33, 160 pp. Madison, WI.1994. Birkeland, P. W.: Soils and Geomorphology. Oxford Univ. Press. 430 pp. New York, 1999. Buol, S. W.; Hole, E. D.; McCracken, R. J., y Southard, R. J.: Soil Génesis and Classifica­ tion. Iowa State Press. 527 pp. Ames, 1997. Wilding, L. P.: Factors o f Soil Formation: Contributions to Pedology. In R. Amundson et al. (Ed.): Factors of Soil Formation. SSSA. sp publ. 33:15-30. Madison, WI.1994.

9.2.

Bibliografía de referencia

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554

19 Soil Taxonomy La clasificación de suelos se desarrolló como un medio para comparar perfiles de suelos.

1.

Clasificación de suelos: Criterios científicos y criterios utilitarios

En el capítulo 5 se ha expuesto cómo se pueden denominar los suelos. El obje­ tivo era introducir al lector en la utilización de la terminología de suelos. En el pre­ sente capítulo se da una panorámica acerca de la clasificación de suelos, reseñando los principales antecedentes históricos y profundizando en las bases de Soil Taxo­ nomy. El objetivo es establecer las bases para llegar a clasificar un suelo auxilián­ dose de las claves de clasificación que corresponda. El desarrollo de una clasificación de suelos se propone ordenar los conoci­ mientos y tiene claras implicaciones en la transferencia de conocimientos y de tec­ nología. La taxonomía de suelos debe permitir alcanzar la máxima solidez en la identificación y descripción del objeto, en este caso el suelo, que sirve de soporte a distintos usos: agrícola, forestal, ingeniería civil, de ocio, depuración natural, etc. Una clasificación ascendente organiza en categorías los suelos individuales semejantes en muchas de sus propiedades (Birkeland, 1984). Una clasificación científica elabora una síntesis de propiedades y relaciones, de forma que resulte más fácil recordarlas y trans­ mitirlas. Una clasificación utilitaria se interesa por lograr una mejor utilización del recurso suelo. Las ventajas e inconvenientes en basar una clasificación en criterios científi­ cos o en utilitarios son:

Criterios científicos: Ventajas: Se basan en caracteres intrínsecos del suelo. Tienen mayor vigencia en el tiempo. Permiten disponer de mucha información. Permiten extraer información para derivar múltiples cartografías utilitarias.

555

Inconvenientes: Consumen bastante tiempo en su elaboración. Requieren personal cualificado para trabajos de campo. Exigen recursos económicos importantes para obtener la información. Sus aplicaciones van dirigidas a especialistas. Criterios utilitarios: Ventajas: Información directamente utilizable por no especialistas. Información más barata y rápida de obtener al basarse en menos propiedades y características. Inconvenientes: Información para un fin determinado: por lo que es menos completa. Menor vigencia en el tiempo. Escasas posibilidades de derivar otras cartografías.

2.

Taxonomía de suelos: Antecedentes

Dokuchaev (1846-1903), considerado el fundador de la Edafología, estableció las bases de una primera clasificación de suelos con criterios científicos, si bien fue su discípulo Sibirt7.ev (1860-1899) quien formuló la teoría del origen climático de los suelos o «ley de la zonalidad» basando en ella el primer esquema jerarquizado de clasificación de los suelos: División

Tipo Lateritas Suelos de loess-eólico Suelos de estepa-desierto Suelos chernozem Suelos forestales grises Suelos podzolizados Suelos de tundra

A.

Suelos totalmente desarrollados (Zonales): características y evolución dominada por el clima y la vegetación.

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

B.

Predominio de algún factor local, litología o relieve (Suelos intra7.onales).

8. Suelos alcalinos 9 Suelos bog y moor

C.

Suelos inmaduros (azonales)

10. Suelos esqueléticos 11. Suelos aluviales

En Ciencia del Suelo la dificultad para llegar a esquemas jerárquicos válidos no ha sido superada de una forma satisfactoria, como lo demuestra el hecho de que se hayan ido pro­ poniendo múltiples sistemas taxonómicos. La dificultad estriba en que el suelo no es un cuerpo discreto, como ocurre con los animales y plantas. Ello obliga a definir previamente la unidad a clasificar, atendiendo a propiedades y características seleccionadas según la finalidad a alcanzar. 556

No obstante, no hay que olvidar que cualquier sistema de clasificación refleja el nivel de conocimientos en un momento histórico determinado y, por consiguiente, debe ir siendo modificado a medida que se avance en el conocimiento científico y tecnológico de los suelos. Los distintos sistemas taxonómicos jerarquizados que se han ido elaborando se basan en: — Factores formadores: Sibirtzev (1895). — Factores y procesos formadores: Marbut (1927). Baldwin, Kellog, Thorp (1938). Thorp, Smith (1949) (revisión). Kubiena (1952). Aubert-Duchaufour (1956) y CPCS (1967). Mückenhausen (1962). — Constituyentes: Fauck y cois. (1979). — Morfología del suelo: Huguet del Villar (1937). Soil Taxonomy (1960, 1975, 1987, 1990, 1992. 1994, 1996, 1998, 1999). FAO-UNESCO (1971) y WRB (1998). Un sistema de clasificación puede basarse en las propiedades o bien en la interpretación de cómo ha llegado el suelo a adquirir tales propiedades y características. En este último caso, se habla de clasificaciones genéticas que resultan muy especulativas y subjetivas, ya que la interpretación de la génesis de un suelo puede serlo en aquellos emplazamientos que no hayan sido objeto de estudios previos. Algunos autores han preferido basar la clasifica­ ción en la morfología y composición del suelo (Simonson, 1962), lo que evita tener que realizar interpretaciones, en este caso se trata de clasificaciones morfométricas. Las clasificaciones modernas son morfométricas, en este caso la subjetividad se tras­ lada al momento en que el constructor del sistema taxonómico ha tenido que decidir qué propiedades debía tomar en consideración y cómo cuantificar y establecer límites. El pros­ pector y el cartógrafo aplicarán los criterios con objetividad y dos personas suficientemente entrenadas llegarán a un mismo resultado al clasificar un suelo. Huguet del Villar (1937) fue un precursor en este enfoque, que fue el utilizado por G. Smith al desarrollar la clasifi­ cación Soil Taxonomy (SSS, 1960).

3.

Principios de Soil Taxonomy

La clasificación Soil Taxonomy empezó a elaborarse a raíz de que el Soil Survey Investigations del USDA se plantease, en 1951, la necesidad de buscar solución a los problemas que dejaba sin resolver la clasificación de Baldwin, Kellog y Thorp de 1938 y la revisión llevada a cabo por Thorp y Smith en 1949. La principal dificultad con que se enfrentaban consistía en que una vez reconocidas y establecidas las series de suelos de las regiones más importantes de EE.UU., en número de varios millares, era preciso evitar duplicidades. Se requería una comparación sistemática de 557

los suelos. Esta correlación no era fácil de conseguir, a menos que existiese un sistema de jerarquización de los elementos a comparar, es decir, un sistema de clasificación de utiliza­ ción objetiva. La elaboración requirió un gran esfuerzo por el volumen de información a utilizar y la labor de síntesis que exigía. Detalles de esta etapa y de la labor realizada pueden encon­ trarse en Cline (1979). El producto al que se llegó fue presentado en Madison (USA) en 1960, en el Congreso de la International Society of Soil Science, bajo la denominación de 7th Approximation, que posteriormente ha pasado a ser conocida como Soil Taxonomy. Soil Taxonomy representó pasar de una concepción cualitativa o semicuantitativa a otra cuantitativa, lo que indirectamente ha contribuido a la normalización de los métodos de aná­ lisis y a la creación de laboratorios para poder satisfacer esta demanda. Desde 1960, Soil Taxonomy ha sido mantenida por el Soil Conservation Service del USDA, lo que ha supuesto su revisión y puesta al día constante. Esta labor ha dado lugar a diversos borrado­ res, las modificaciones de 1964, 1967 y finalmente, en 1975, a la edición oficial. En la actua­ lidad se han creado diversos comités de especialistas en los diversos Ordenes, que revisan y proponen modificaciones, que han visto la luz en las Keys to Soil Taxonomy de los años 1987, 1990, 1992, 1994, 1996 y 1998. Con toda la experiencia colectiva adquirida en todo el mundo ha sido posible publicar la segunda edición de Soil Taxonomy (S.S.S. 1999), que incluye muchas mejoras. Añade dos nuevos órdenes de suelos, los Andisoles y los Gelisoles. Define las arcillas de baja actividad y desarrolla diversas categorías de suelos. Soil Taxonomy abandonó definitivamente el esquema zonal, que ya había sido criticado por diversos autores (Stephens, 1950, Gorshenin, 1968, Harris, 1968). Reconoce que los suelos intrazonales tienen propiedades en común con los suelos zonales con los que están en contacto, por lo que no los separará al rango taxonómico máximo, sino a uno más bajo, y sin tomar en consideración los conceptos de zonal o intrazonal. Si se comparan suelos de perfil A BwC y A Bj, Cs por un lado y A BIg Cg, A Cg y A Bp C por otro se puede afirmar que:

Los su elos de p e rfile s ta le s com o: A

A

Bw

Bg

C

cg

O ch re p t (SSS, 1996)

Aquept

tienen m ás ca ra cte rísticas en co m ú n q ue los sig u ie n te s su elos hidrom orfos: A

A

A

Btg

cg

Bg C

cg A q u a lf

Aquent

Aquept

Por ello, en la Soil Taxonomy no existe el Orden «Hidrosol», para reunir todos los sue­ los con caracteres hidromorfos que quedan distribuidos en diversos Ordenes, cada uno de ellos agrupa suelos de características más semejantes entre ellos. 558

La clasificación Soil Taxonomy no utiliza los tipos de humus (Cap. 8), porque éstos cambian si el suelo se labra, ha sido encalado o fertilizado, con lo que cambiaría la clasifi­ cación tras este tipo de prácticas agrícolas. Las propiedades tomadas en consideración lo fueron con una visión pragmática, atendiendo a su importancia práctica, en especial los usos agrícolas, más que por su relación con la génesis del suelo. Los límites cuantitativos utilizados surgen de los factores que controlan directamente la formación del suelo y de las propiedades morfogenéticas como marcadores del desarrollo edáfico. Las ventajas de Soil Taxonomy son: — Los taxones quedan definidos de forma que sean mutuamente excluyentes. — Clasifica suelos y no procesos formadores, por lo que sólo requiere conocer las pro­ piedades y características del suelo y no su génesis. Distintas interpretaciones sobre la génesis no influirán en la clasificación de un suelo. — Tiene en cuenta que los suelos son objeto de uso por el hombre, por lo que debe ser aplicable a suelos agrícolas, sin necesidad de referirse a suelos vírgenes más o menos hipotéticos. — Considera propiedades que por lo general tienen significación frente al uso. — La terminología utilizada, si bien puede resultar extraña al principio, resulta autoexplicativa cuando se llega a entender las normas de nomenclatura. Resulta, a partir de este momento, clara y no requiere traducción a los distintos idiomas. — Define con igual precisión todos los niveles jerárquicos, por lo que puede utilizarse tanto a nivel detallado como de generalización. — Se puede aplicar de forma objetiva, ya que se basa en información cuantificada.

4.

Estructura del sistema Soil Taxonomy permite clasificar los suelos en base a los siguientes criterios:

— — — — —

Suelos minerales y suelos orgánicos. Horizontes de diagnóstico, algunos de ellos mutuamente excluyentes, otros no. Características de diagnóstico. Régimen de humedad del suelo, Régimen de temperatura del suelo.

4.1. Diferencias entre suelos minerales y suelos orgánicos La m ayoría de suelos están constituidos predom inantem ente por material mineral, sin embargo, los suelos desarrollados en turberas son totalmente orgáni­ cos. En el caso de los suelos desarrollados a partir de materiales volcánicos (Andisoles) suelen ser suelos minerales, si bien algunos de ellos pueden ser orgánicos (SSS, 1999). 559

La definición de un suelo mineral se basa en el espesor de los horizontes que varía según la clase de material. Un horizonte O es un horizonte orgánico de un suelo mineral, m ientras que un H es un horizonte orgánico de un suelo orgánico. (Cap. 2).

4.2. a)

Horizontes y características de diagnóstico

Horizontes de diagnóstico

El concepto de horizonte de diagnóstico y su uso en taxonom ía de suelos ha sido una de las aportaciones de Soil Taxonomy. Representa poder cuantificar, lo que significa un avance frente a clasificaciones anteriores. Se han indicado ya los epipediones y endopediones establecidos por SSS (1999) y se han reseñado sus características sim plificadas (Cap. 2). Inicialmente, los horizontes de diagnóstico constituyeron objeto de discusión por parte de algunos edafólogos. Hacia 1980 ya se había conseguido una aceptación general. El concepto de horizonte de diagnóstico surge de estudiar suelos completos, como una abstracción, no como unidades independientes. La relación entre la génesis de un suelo y los horizontes de diagnóstico resultantes es manifiesta. En algunos casos se observa que la Soil Taxonomy puede que haga un uso excesivo de alguno de los horizontes de diagnóstico, a los que ha conferido demasiada importancia, caso del endopedión argílico en opinión de algunos autores. No obstante, se puede afirmar que la aceptación ha sido tal que otros sistemas taxonó­ micos o leyendas de mapas han incorporado el concepto e incluso los nombres, si bien en algunos casos cambiando alguna de las definiciones, lo que debe tomarse en consideración para evitar confusiones y errores. Teniendo en cuenta las sucesivas modificaciones habidas, se precisa que en esta obra se utiliza la edición de 1999. Para disponer de una información permanentemente actualizada puede recurrirse a la consulta por internet a: http://soils.usda.gov

b)

Características de diagnóstico de suelos minerales

Las características diagnóstico consideradas para los suelos m inerales son las siguientes (SSS, 1999): Cambio textural abrupto: transición brusca de un epipedión óchrico o de un hori­ zonte álbico a un horizonte argílico existiendo en la zona de contacto un aumento consi­ derable del contenido de arcilla en una distancia vertical muy pequeña. Materiales álbicos: materiales del suelo con un color que está determinado principal­ mente por el color de las partículas de limo y arena más que por el color de sus revesti­ mientos. Propiedades ándicas: se deben principalmente a la presencia de cantidades importan­ tes de alófana, imogolita, ferrihidrita o de complejos aluminio-humus.

560

Condiciones anhidras: hacen referencia a la capa activa en suelos de desiertos fríos y otras áreas con permafrost y baja precipitación. COLE (coeficiente de extensibilidad lineal): relación entre la diferencia de longitud de un terrón en húmedo y la longitud del terrón en seco respecto a la longitud en seco. Expresa la susceptibilidad a la expansión/retracción. Durinodos: nodulos de débilmente cementados a endurecidos de diámetro > 1 cm. El cemento es S i02. Propiedades frágicas: características esenciales de un fragipán. Carbonatos secundarios identificables: carbonato cálcico autigénico translocado que ha sido precipitado «in situ» de la solución del suelo, más que heredado del material ori­ ginario. Lnterdigitaciones de materiales álbicos: materiales álbicos que penetran 5 cm o más en un horizonte argílico/kándico/nátrico subyacente a lo largo de las caras verticales de los agregados y en menor grado de las caras horizontales. Banda de arcilla iluviada Extensibilidad lineal (LE): la LE de una capa de suelo es el producto de su espesor en cm por su COLE. La LE de un suelo es la suma de las LE de todos los horizontes del suelo. Discontinuidades litológicas (Cap. 2) Valor n: relación entre el porcentaje de agua en condiciones de campo y los porcenta­ jes de arcilla y humus. El valor de n prevé si el suelo puede ser pastado o si puede sopor­ tar otras cargas. Prevé igualmente la subsidencia después de drenar el suelo. Contacto petroférrico: límite entre el suelo y una capa continua de material endure­ cido en la cual el cemento más importante es el hierro, mientras que la materia orgánica no existe o sólo se presenta en trazas. Plintita (Cap. 2, 17). Minerales resistentes (Cap. 17). Caras de deslizamiento (slickensides) (Cap. 2). Materiales espódicos: evidencian que materiales orgánicos y aluminio con o sin hierro se han movido de un horizonte eluvial a un horizonte iluvial. Minerales meteorizables (Cap. 17).

c)

Características de diagnóstico de suelos orgánicos Las características diagnóstico para los suelos orgánicos (SSS, 1999) son:

Fibras Materiales fíbricos Materiales hémicos Materiales sápricos Material humilúvico Materiales límnicos 561

d)

Características de diagnóstico de suelos minerales y orgánicos

Las características consideradas diagnóstico tanto para suelos m inerales como orgánicos (SSS, 1999) son: Condiciones ácuicas: los suelos con condiciones ácuicas son aquellos que de forma continua o periódica presentan saturación con agua y condiciones reductoras. Cryoturbación: perturbaciones mecánicas en el suelo producidas por la acción del hielo. Contacto dénsico: contacto entre el suelo y materiales dénsicos. Materiales dénsicos: materiales relativamente no alterados y no cementados, con una densidad aparente o una organización tal que las raíces no pueden penetrar, excepto a través de grietas, p. ej., desechos de minas. Materiales gélicos: materiales minerales u orgánicos del suelo que presentan eviden­ cias de procesos de cryoturbación. Capa glácica: capa de hielo. Contacto lítico (Cap. 3). Contacto paralítico (Cap. 3). Materiales paralíticos: materiales relativamente no alterados, moderadamente o fuer­ temente cementados. Permafrost: condición térmica en la que un material (incluyendo material del suelo) permanece a menos de 0° C durante dos años consecutivos o más. Materiales sulfurosos: materiales minerales u orgánicos del suelo con componentes sulfurosos que, sometidos a condiciones aerobias, sufren un descenso brusco (2 meses) del pH alcanzándose pH < 4,0. Horizonte sulfúrico (Cap. 2).

Dentro de este grupo de características de diagnóstico se destacan dos dada su gran importancia para el crecim iento de los cultivos y los procesos en el suelo:

Regímenes de humedad. Regímenes de temperatura.

e)

Regímenes de humedad del suelo

El régimen de humedad de la sección control (Cap. 2) viene caracterizado por la duració n de los estad o s de su elo seco ( y < -1 .5 0 0 kP a), su elo h ú m ed o (\|i >—1.500 kPa) y suelo saturado ( y = 0) a lo largo del año. En las definiciones de los distintos regímenes de hum edad (S.S.S. 1998), las expresiones «la m ayoría de años» y «seis años de cada diez» (S.S.S. 1996) han quedado sustituidas por el concepto de año normal, que es aquel que: 562

Tiene una precipitación que queda dentro del intervalo definido por la precipitación anual a largo plazo (30 años o más) ± desviación típica y análogamente pasa por lo menos ocho de los doce meses del año. El término «régimen» indica el modo de funcionamiento de una máquina en estado nor­ mal. En el caso del suelo, representa la sucesión normal de estados de humedad y de sequía a lo largo de un período de tiempo. La variación del estado de la sección control (SCH) a lo largo del año permite establecer siete criterios, según esté seca, parcialmente húmeda o húmeda (SSS 1975, 1992): A = Seca toda ella durante más de la mitad de los días acumulados por año, cuando la temperatura del suelo a una profundidad de 50 cm es superior a 5° C. B = Húmeda total o parcial menos de 90 días consecutivos o más cuando la temperatura del suelo a 50 cm es superior a 8o C. C = Seca o parcialmente seca 90 días acumulados o más. D = Seca 45 días consecutivos o más en los 4 meses siguientes al solsticio de verano. E = Húmeda 45 días consecutivos o más en los 4 meses siguientes al solsticio de invierno. F = Parcialmente húmeda 180 días acumulados o más. G = Parcialmente húmeda 90 días consecutivos o más. Estos criterios permiten establecer una serie de ecuaciones lógicas, que definen los diferentes regímenes de humedad. Cuando un criterio se cumple, esto se indica igualando su sigla a la unidad, en caso contrario se iguala a cero (Jarauta, 1989): Parámetros de temperatura

tn(il5 < 22° C y 8 > 5° C (Areas frías y templadas)

tv s > 2 2 ° C y /o 6 < 5 ° C (Areas tropicales)

Régimen de humedad

Ecuación lógica

ARIDIC (1) U D IC (l) UST1C (I)-l USTIC (1)-I1 XERIC-1 XERIC-II XERIC-1II

(A = 1) y (B = 0) (C = 0) y (D = 0) (A = 0) y (C = 1) y (D = 0) y (E = (A = 0) y (C = 1) y (E = 0) (A = 0 )y (B = 0 )y ( D = 1) y (E = (A = 1) y (B = 1) y (D = 1) y (E = (A = 0 )y (B = I ) y (D = l) y ( E =

ARIDIC (2) UDIC (2) USTIC (2)-I USTIC (2)-II USTIC (2)-III

(A = 1) y (B = 0) (C = 0) (C = 1) y (F = 1) (C = 1) y (F = 0) (C = 1) y (F = 1) y (G = 1)

1) 1) 1) 1)

La notación utilizada para las variables de temperatura es la siguiente: tmas = Temperatura media anual del suelo a 50 cm. tmsv = Temperatura media del suelo durante el verano. tnls¡ = Temperatura media del suelo durante el invierno.

^

hnsv

L is i

563

Según el grado de cumplimiento de cada criterio a lo largo de una serie de años, expre­ sado porcentualmente, se definen las distintas clases de regímenes de humedad, siempre considerando que el suelo no es objeto de riego, ni de barbecho, para aumentar el contenido de agua: Régimen de humedad

Temperatura del suelo a 50 cm

Aridic U d ic(l)

Criterios Soil Taxonomy (% de cumplimiento) A

B

>50

>50

tm» < 22° C y

C

D

<50

<60

E

F

G

U v -U S 5 °C Udic (2)

t,nas> 2 2 ° C y /o

<50

U v - tmsi < 5° c Ustic (1)1 II

tmas < 22° C y tmsv - t msi> 5 ° C

Ustic (2) 1 II

tmas

Xeric I II III

>50 >50

<50 <50

>60 <60 >50

>50 >50

^ 22° C y/o W _ tmsi < 5° C tmas < 22° C y tmsv-tmS¡2:5°C

<60

<50 <50

>60 >60

>50 >60 >60 >60

>60 >60 >60

En el caso del régimen arídico, por ejemplo, se indica que el suelo está seco (A = 1) en toda la sección control más del 50 % de los días acumulados por año y está húmeda toda ella o en alguna parte durante menos de 90 días consecutivos en el año normal. Para conocer de forma rigurosa el régimen de humedad, debería determinarse experimentalmente, a partir de medidas de campo. La falta de este tipo de información ha obli­ gado a desarrollar modelos de simulación para estimar el régimen de humedad de los sue­ los a partir de datos climáticos. El modelo de uso más generalizado es el desarrollado para los suelos de las Great Prairies de Estados Unidos (SSS, 1975; Newhall, 1976). La aplicación del modelo a suelos del Valle del Ebro (Tavemier y Wambeke, 1976; Jarauta, 1989) da por resultado numérico un régimen ústico, lo que no resulta aceptable de acuerdo con el estudio de la vegetación natu­ ral y la respuesta de los cultivos. El análisis detallado del modelo de Newhall ha permitido poner de manifiesto los siguientes aspectos (Jarauta y Porta, 1990), que pueden limitar su aplicabilidad: — No modeliza bien la variabilidad de la capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). — No contempla la posibilidad de disponer de datos de precipitación diaria. — No tiene en cuenta las pérdidas por escorrcntía superficial, considerando eficaz toda la lluvia caída. — Modeliza de forma muy simple la evapotranspiración. — No considera las diferencias reales entre suelos a efectos de infiltración y evapo­ transpiración. — No tiene en cuenta las características de las lluvias ni de la orografía. 564

La debilidad de las estimaciones del régimen de humedad a partir de datos de observa­ ciones meteorológicas ha sido puesta en evidencia por diversos autores (Guthrie, 1985). Frente a este problema, muchos sistemas de clasificación optan por prescindir de esta infor­ mación al definir las categorías taxonómicas altas. Este es el caso, por ejemplo, del sistema de clasificación de suelos de Canadá, en el que el régimen de humedad no se utiliza más que para dividir los Subgrupos en Familias, nivel taxonómico bajo. En esta clasificación se define un índice de humedad climática (IHC), que expresa la precipitación durante la estación de crecimiento, como un porcentaje del agua potencial­ mente utilizada por los cultivos anuales, cuando el agua se halla disponible en el suelo. La FAO opta por separar la información de suelos de la de regímenes de humedad y tempera­ tura, dejando para una segunda fase la superposición de información climática. Dado que Soil Taxonomy utiliza el régimen para el rango de Orden (Aridisoles) y para diversos Subórdenes, se hace imprescindible poder disponer de este tipo de información, cuyo interés, por otro lado, reside en que describe las disponibilidades de agua para las plantas a lo largo del año. La dificultad de disponer en la práctica de datos acerca del estado de la sección control a lo largo del año, y en algunos casos la falta de observatorios meteorológicos en ciertas áreas, ha llevado a diversos autores a proponer criterios pragmáticos para aproximar los regímenes de humedad, en especial para establecer la extensión de la zona con régimen arí­ dico en España. El criterio más común ha sido la altitud (Díaz, 1987; íñiguez y cois., 1988, Pérez y cois., 1987), o la altitud más la orientación (Alias y cois. 1987, 1988, Torre y Alias, 1987) y en otros casos, se incluye además la distancia al mar Mediterráneo o la longitud (Alberto y cois., 1984). Jarauta (1989) ha estudiado el modelo Newhall y su aplicabilidad investigando los con­ tenidos de humedad de la sección control por medio de medidas de campo a lo largo de cuatro años estableciendo los perfiles hídricos, con una periodicidad de 7 a 14 días. Basán­ dose en el mismo enfoque conceptual que el método de Newhall, propone una serie de modificaciones para mejorar dicho modelo. Los resultados obtenidos con un nuevo modelo «método Newhall modificado (Jarauta, 1989)» se ajustan mucho mejor a los datos de campo. Las características de diseño de este modelo son las siguientes: Klcmentos de diseño

Implementación en el modelo de Newhall

Propuesta de modificación del modelo de Newhall (Jarauta, 1989)

Modelización del perfil del suelo

Perfil homogéneo, isótropo, bien drenado, de 200 mm de capacidad de retención de agua disponible (CRAD), dividido en 8 x 8 = 64 casillas de idéntica capacidad (las filas segunda y tercera constituyen la sección de control de humedad).

Perfil homogéneo, no isótropo, bien dre­ nado, de capacidad de retención de agua disponible (CRAD) variable, adaptable a las características del perfil.

Cantidad de agua infiltrada en el suelo.

Toda la precipitación mensual.

La precipitación mensual corregida tenien­ do en cuenta la eficacia de las precipitacio­ nes. Posibilidad de emplear datos de preci­ pitación diaria.

Cantidad de agua evapotranspirada

Fórmula de Thornthwaite ( 1945).

Adaptación del modelo de Blaney-Criddle.

565

Iniplententación en el modelo de Newhall

Propuesta de modificación del modelo de Newhall (Jarauta, 1989)

Secuencia de llenado del perfil

Por casillas de izquierda a derecha y de arriba hacia abajo. Secuencia universal, fija para todos los tipos de suelos.

Adaptable a las características de los sue­ los, con una secuencia de referencia.

Secuencia de vaciado del perfil

U niversal por diagonales, de iz­ quierda a derecha y de arriba hacia abajo.

Adaptable a las características de los sue­ los, con una secuencia de referencia.

Mecanismo de entrada de agua en el perfil

Tres entradas de precipitación al mes: la mitad el día 15 y las otras dos partes iguales los días 1 y 16. Imposibilidad de utilizar dalos de precipitación diaria.

Entrada diaria de la precipitación corres­ pondiente (datos de precipitación diaria). En caso de disponer sólo de datos mensua­ les, la mitad de la precipitación total men­ sual el día 15 y el resto repartida en canti­ d ad es ig u a le s para cad a d ía (d ato s de precipitación mensual).

Elementos de diseño

Criterios de la Soil Taxonomy Cálculo del régimen de (1975). humedad del suelo

Criterios de la Soil Taxonomy (1975), eli­ minando la coincidencia de subtipos.

Los regímenes de humedad definidos en Soil Taxonomy (1999) son:

Régimen ácuico y perácuico El régimen de humedad ácuico (aquic) es característico de suelos hidromorfos, que son aquellos que tienen un drenaje deficiente y están saturados de agua por la presencia de una capa freática sin renovación suficiente. El nivel freático suele oscilar a lo largo del año, pero en cualquier caso la falta de oxígeno afecta a la zona radicular en épocas del año en que las plantas requieren oxígeno, considerando que esto ocurre cuando la temperatura del suelo es superior a 5o C. Los suelos en los que la capa freática está siempre en superficie o muy cerca de ella se dice que tienen régimen perácuico. Con régimen ácuico hay asfixia radicular y muerte de la vegetación sensible, por ejem­ plo, los melocotoneros; se ven favorecidos los microorganismos anaerobios que provocan la reducción del hierro, manganeso, azufre, etc. El uso de estos suelos requerirá drenaje artificial, portainjertos resistentes, etc.

Criterios de diagnóstico: Mal drenaje, condiciones reductoras, rasgos redoximorfos asociados con la hume­ dad, y que resultan de la reducción y oxidación de los compuestos de hierro y man­ ganeso: colores grises, moteados, nodulos y concreciones (SSS, 1999). Vegetación hidrófila. Raíces muertas, mal descompuestas. Rango taxonómico: Hidromorfismo afectando a la parte superior del perfil: Suborden. Hidromorfismo en profundidad: Subgrupo.

566

Régimen údico y perúdico Este régimen caracteriza los suelos de climas húmedos con una distribución regular de la pluviometría a lo largo del año. En verano llueve lo suficiente para que con el agua alma­ cenada se iguale o supere la evapotranspiración (ET). Si hay sequías, éstas son cortas e infrecuentes. Al tratarse de un régimen de humedad percolante hay pérdidas importantes de calcio, magnesio, potasio, entre otros elementos. Los suelos viejos, con régimen údico, tienden a ser ácidos e infértiles. En aquellos casos en que las condiciones sean muy húmedas, y P > ET todos los meses del año, el régimen se denomina perúdico. El rango taxonómico en el que se indica que el suelo tiene régimen údico es el Suborden (Udult, p. ej.) y Grupo (Udorthent, p. ej.).

Régimen ústico El régimen ústico refiere que el suelo dispone de agua coincidiendo con el período de crecimiento de las plantas. En invierno puede haber una cantidad limitada de agua, al igual que a finales de verano. Este régimen es no percolante, por lo general, por lo que los suelos son en general fértiles. En secano pueden producir trigo, siendo el maíz y el sorgo los cultivos más frecuentes, así como los pastos. En regiones templadas corresponde a climas subhúmedos y semiáridos con estaciones lluviosas en primavera y verano o en primavera y otoño. En regiones tropi­ cales y subtropicales este régimen caracteriza al clima monzónico con una estación lluviosa de tres meses o más. El rango taxonómico para indicar que el régimen es ústico es el Subor­ den (Ustalf, p. ej.) y el Grupo (Ustipsamment, p. ej.).

Régimen xérico Este régimen de humedad es el que se presenta en suelos de clima mediterráneo, carac­ terizado por inviernos fríos y húmedos y veranos cálidos y con sequía prolongada. Las llu­ vias se producen en otoño o en invierno, momento en que la evapotranspiración es mínima y esta humedad es particularmente efectiva para provocar una cierta translocación dentro del suelo. El agua permanece en el suelo a lo largo del invierno. Suele haber otro máximo relativo de lluvias en primavera, la reserva de agua se agota pronto por la elevada evapo­ transpiración. Las lluvias durante el verano son poco frecuentes y, aunque son importantes por la cantidad de agua caída, son muy poco eficientes por su elevada intensidad. La mayor parte del agua de estas lluvias se pierde por escorrentía superficial. Al corresponder a un régimen no percolante, los suelos tienden a ser fértiles, siendo la falta de agua en la estación cálida, junto con la erosión, los condicionantes principales. El rango taxonómico al que se indica este régimen de humedad es el Suborden (Xeralf, p. ej.) y Grupo (Xerofluvent, p. ej.).

Régimen arídico o térrico Los suelos de las regiones áridas (Cap. 26) y de las semiáridas, si tienen poco espesor o un horizonte petrocálcico muy superficial, se caracterizan por tener un régimen de hume­ dad arídico. La precipitación es inferior a la ET la mayoría de los meses del año normal. La escasa recarga hace que en los casos extremos no sea posible ningún cultivo, y en los de aridez menos acusada las cosechas son menguadas y con elevado riesgo de fracaso. 567

Los Aridisoles (Cap. 26) se distribuyen en España en tres áreas principales: Almería-Cartagena, las áreas meridionales de las Islas Canarias y la parte central del Valle del Ebro. Las dos primeras constituyen las regiones más áridas del Oeste europeo (Herrero y Porta, 1991). Para otras zonas del mundo puede consultarse el Map o f the worid distribu­ tion ofarid regions (UNESCO, 1979). El rango taxonómico en el que se utiliza este criterio es a nivel de Orden en los Aridisoles, y de Grupo (Torriorthent, p. ej.).

f)

Regímenes de temperatura del suelo

Los regímenes de temperatura hacen referencia a la temperatura media anual del suelo medida a una profundidad arbitraria de 50 cm (o contacto dénsico, lítico o paralítico), que se ha escogido por corresponder a la zona radicular y por no verse influenciada por los cambios diarios de temperatura, sino únicamente por los cambios estacionales. En Estados Unidos las isotermas que definen los límites corresponden al de las zonas con distintas potencialidades para el uso agrícola (cultivo dominante). Con este mismo objetivo hay que ver el interés de su uso en otras áreas geográficas. La falta de medidas de campo supone una dificultad grande para su aplicación en taxonomía de suelos, por lo que suele deducirse a partir de datos de temperatura del aire. La relación entre la temperatura media mensual del suelo a 50 cm (Ts) y la temperatura media mensual del aire (Ta) es muy similar en los meses de primavera y otoño, pero en invierno y verano hay un desfase. Soil Taxonomy (SSS, 1999) propone que, a falta de medidas en campo, se puede apro­ ximar el régimen de temperatura considerando la relación entre la temperatura media anual del suelo ( t^ J a 50 cm de la superficie y la del aire (tmaa): thnas = tlmaa + I o ^C Los regímenes de temperatura se utilizan para definir las categorías más bajas de la cla­ sificación (series). Los regímenes de temperatura establecidos son: cryico, frígido, mésico, térmico, hypertérmico, isofrígido, isomésico, isotérmico c isohypertérmico (SSS, 1999).

Régimen

Temperatura anual del suelo

Temperatura media del suelo en verano (tmav)

t|mv

1 m,i

tnu»(°C)

Cryico verano demasiado frío

s. minerales 0 < tmas < 8

suelos minerales No saturado con agua en alguna parte del verano

Saturado con agua en alguna parte del verano

sin h. O

con h. O

sin h. O

<15

<8

<13

con - h. 0 - hístico <6

s. orgánicos <6

—» 568

Temperatura anual del suelo

Régimen

Temperatura media del suelo en verano (tm,t)

•ms\ linsi

Mayor que en el régimen cryico

>6

•mus (°C) Frígido trigo de primavera Mésico trigo inv. área maíz Térmico área del algodón H ypertérm ico cítricos y hortalizas cultivos tropicales

<8 8 < t mas< 15

>6

1 5 < tmas< 2 2

>6

•mas - 22

>6

h = horizonte; t1I,sj = temp. media del suelo en invierno. Regímenes ISO: tmsv - tmsi < 6o C (suelos tropicales).

4.3.

Categorías taxonómicas y reglas de nomenclatura

Soil Taxonomy establece seis categorías taxonómicas. Los distintos niveles jerárquicos, de más alto a más bajo, así como los criterios utilizados para estable­ cer cada nivel y las reglas de nomenclatura correspondientes son: Nivel jerárquico

Reglas

Orden

Suelos que han sufrido procesos formadores similares, lo que se traduce en la pre­ sencia o ausencia de horizontes y características principales, prefijo del Orden (PRO). Nomenclatura: PRO + i/o + sol. Ej.: ALF + i + Sol = Alfisol. alf = elemento formativo del Orden (EFO) de los Alfisoles.

Suborden

Criterios: Hidromorfismo. (Condiciones ácuicas). Influencia del clima y la vegetación. Texturas extremas. Central y común. Nomenclatura: Elemento formativo Suborden + EFO. Ej.: Xer + ALF = Xeralf.

Grupo

Criterios: Horizontes de diagnóstico. Propiedades de diagnóstico. Nomenclatura: Prefijo del Grupo + Suborden. Ej.: Palé + Xeralf = Palexeralf.

Subgrupo

Criterios: Concepto central. Intergrados. Extragrados. Nomenclatura: Grupo + Calificativo. Ej.: Palexeralf típico. Palexeralf vértico. Palexeralf petrocálcico.

Familia

Criterios: Propiedades relevantes para el crecimiento delas plantas: textura, mine­ ralogía, pH, permeabilidad, espesor horizontes, consistencia,pendiente, grietas, temperatura del suelo, revestimientos. Subgrupo + 2 o más adjetivos descriptivos. Ej.: Palexeralf típico, franco fino, mezclado.

__y

569

Reglas

Nivel jerárquico

Serie

Es el taxón más homogéneo y definido con mayor detalle. Es la unidad taxonómica más baja, formada por individuos suelo (polipediones). Nombre geográfico donde se describió por primera vez el suelo en cuestión o bien el nombre de un área donde la serie es predominante, pudiendo crearse el nombre, si es necesario. El nombre de una serie debe ser aceptado oficialmente por una Agencia de Correlación de Suelos.

5.

Metodología para clasificar un suelo

La utilización de Soil Taxonomy para clasificar un suelo requiere una prospec­ ción de campo por m edio de calicatas que permitan una correcta identificación y una detallada descripción de los horizontes de diagnóstico y el m uestreo para pos­ terior análisis en laboratorio. La m etodología para llegar a establecer la clasificación de un suelo incluye: — Identificar el epipedión y el o los endopediones, si los hay. — Identificar los caracteres de diagnóstico com plem entarios. — Realizar los análisis de laboratorio que permitan confirm ar las hipótesis de campo. — Establecer el régim en de temperatura. — Establecer el régim en de humedad. De este modo se puede llegar a clasificar a nivel de Subgrupo. Llegar a nivel de Familia requiere una mayor información que hace referencia a: — Clases de tam año de partículas: Se define una sección control específica. Hace referencia a la tierra fina más los elementos gruesos. Ejemplos, fragmental, esquelética arenosa, franca, etc. — Clases m ineralógicas: Se define una sección control específica. Ejemplos: caolinítica, gypsica, carbonática, etc. — Clases de tem peratura del suelo: Son las que se han indicado anteriormente. Ejemplos: frígida, mésica, térmica, etc. — Clases de profundidad del suelo: Ejemplo: superficial. — Clases de consistencia. — Clases de revestimientos. — Clases de grietas permanentes. 570

6.

Soil Taxonomy (SSS, 1999): Una panorámica

Soil Taxonomy establece doce Órdenes de suelos y sesenta y cuatro Subórde­ nes, como categorías superiores de clasificación. Se reseñan siguiendo el criterio jerárquico, en el sentido que al clasificar se van eliminando sucesivamente, una a una, todas las clases que incluyen criterios no encontrados en el suelo a clasificar. El suelo pertenecerá a la primera clase que cumpla todos los criterios requeridos (SSS, 1999). A nivel de Grupo, las categorías establecidas (SSS, 1999) son, en orden jerárquico, las siguientes: Orden

Suborden

Grupo

Gelisoles Histcls

Turbéis

Orthels

Folistels Glacistels Fibristels Hemistels Sapristels Histoturbels Aquiturbels Anhyturbels Molliturbels Umbriturbels Psammoturbels Haploturbels Historthels Aquorthels Anhyorlhels Mollorthels Umbrorthels Argiorthels Psammorthels Haplorthels

Histosoles Folists

Fibrists

Saprists

Hemists

Cryofolists Torrifolists Ustifolists Udifolists Cryofibrists Sphagnofibrists Haplofibrists Sulfosaprists Sulfisaprists Cryosaprists Haplosaprists Sulfohemists Sulfihemists Luvihemists Cryohemists Haplohemists

Spodosoles Aquods

Cry aquods

571

Orden

Suborden

Cryods

Hutnods

Orthods

Grupo

Alaquods Fragiaquods Placaquods Duraquods Epiaquods Endoaquods Placocryods Duricryods Humicryods Haplocryods Placohumods Durihumods Fragihumods Haplohumods Placorthods Durorthods Fragiorthods Alorthods Haplorthods

Andisoles Aquands

Cryands

Torrands

Xerands

Vitrands Ustands Udans

Cryaquands Placaquands Duraquands Vitraquands Melanaquands Epiaquands Endoaquands Duricryands Hydrocryands Melanocryands Fulvicryands Vitricryands Haplocryands Duritorrands Vitritorrands Haplotorrands Vitrixerands Melanoxerands Haploxcrands Usti vitrands Udivitrands Durustands Haplustands Placudans Durudands Melanudands Hydrudans Fulvudans Hapludans

Oxisoles Aquox

572

Acraquox Plinthaquox Eutraquox Haplaquox

—>

Orden

Suborden

Grupo

Torrox

Acrotorrox Eutrotorrox Haplotorrox Sombriustox Acrustox Eutrustox Kandiustox Haplustox Sombri perox Acroperox Eutroperox Kandiperox Haploperox Sombriudox Acrudox Eutrudox Kandiudox Hapludox

Ustox

Perox

Udox

Vertisoles Aquerts

Cryerts Xererts

Torrerts

Usterts

Uderts

Salaquerts Duraquerts Natraquerts Calciaquerts Dystraquerts Epiaquerts Endoaquerts Humicryerts Haplocryerts Durixererts Calcixererts Haploxererts Salitorrerts Gypsitorrerts Calcitorrerts Haplotorrerts Dystrusterts Salusterts Gypsiusterts Calciusterts Haplusterts Dystruderts Hapluderts

Aridisoles Cryids

Salids Durids

Salicryids Petrocryids Gypsicryids Argicryids Calcicryids Haplocryids Aquisalids Haplosalids Natridurids Argidurids Haplodurids

—» 573

Orden

Suborden

Gypsids

Argids

Calcids Cambids

Grupo

Petrogypsids Natrigypsids Argigypsids Calcigypsids Haplogypsids Petroargids Natrargids Paleargids Gypsiargids Calciargids Haplargids Petrocalcids Haplocalcids Aquicambids Petrocambids Anthracambids Haplocambids

Ultisoles Aquults

Humults

Udults

Ustults

Xerults

Plinthaquults Fragiaquults Albaquults Kandiaquults Kanhaplaquults Paleaquults Umbraquults Epiaquults Endoaquults Sombrihumults Plinthohumults Kandihumults Kanhaplohumults Palehumults Haplohumults Plinthudults Fragiudults Kandiudults Kanhapludults Paleudults Rhodudults Hapludults Plinthustults Kandiustults Kanhaplustults Paleustults Rhodustults Haplustults Palexerults Haploxerults

Mollisoles Albolls Aquolls

574

Nalralbolls Argialbolls Cryaquolls Duraquolls Natraquolls

—>

Orden

Suborden

Rendolls Cryolls

Xerolls

Ustolls

Udolls

Grupo

Calciaquolls Argiaquolls Epiaquolls Endoaquolls Cry rendolls Haprendolls Duricryolls Natricryolls Palecryolls Argicryolls Calcicryolls Haplocryolls Durixerolls Natrixerolls Palexerolls Calcixerolls Argixerolls Haploxerolls Durustolls Natrustolls Calciustolls Paleustolls Argiustolls Vermustolls Haplustolls Natrudolls Calciudolls Paleudolls Argiudolls Vermudolls Hapludolls

Alfisoles Aqualfs

Cryalfs

Ustalfs

Cryaqualfs Plinthaqualfs Duraqualfs Natraqualfs Fragiaqualfs Kandiaqualfs Vermaqualfs Albaqualfs Glossaqualfs Epiaqualfs Endoaqualfs Palecryalfs Glossocryalfs Haplocryalfs Durustalfs Plinthuslalfs Natrustalfs Kandiustalfs Kanhaplustalfs Paleustalfs Rhodustalfs Haplustalfs

575

Orden

Suborden

Xeralfs

Udalfs

Grupo

Durixeralfs Natri xeralfs Fragixeralfs Plinthoxeralfs Rhodoxeralfs Plaxereralfs Haploxeralfs Natrudalfs Ferrudalfs Fraglossudalfs Fragiudalfs Kandiudalfs Kanhapludalfs Paleudalfs Rhodudalfs Glossudalfs Hapludalfs

Inceptisoles Aquepts

Anthrepts Cryepts Usteps

Xerepts

Udepts

Sulfaquepts Petraquepts Halaquepts Fragiaquepts Cryaquepts Vermaquepts Humaquepts Epiaquepts Endoaquepts Plagganthrepts Haplanthrepts Eutrocryepts Dystrocryepts Durustepts Calciustepts Dystrustepts Haplustepts Durixerepts Calcixerepts Fragixerepts Dystroxerepts Haploxerepts Sulfudepts Durudepts Fragiudepts Eutrudepts Dystrudepts

Entisoles Aquents

Arents

576

Sulfaquents Hydraquents Cryaquents Psammaquents Fluvaquents Epiaquents Endoaquepts Ustarents

Grupo

Suborden

Orden

Xerarents Torriarents Udarents Cryopsamments Torripsamments Quartzipsamments Ustipsamments Xeropsamments Udipsamments Cryofluvents Xerofluvents Ustifluvents Torrifluvents Udifluvents Cryorthents Torriorthcnts Xerorthents Ustorthents Udorthents

Psamments

Fluvents

Orthents

7.

Modificaciones de Soil Taxonomy

Al nivel jerárquico más elevado se han establecido dos nuevos órdenes, el de los Andisoles en 1990, segregado de los Inceptisoles (Andepts); y el orden de los Gelisolesen 1998. Las modificaciones en el rango de suborden son las siguientes: O rd e n

S u b o rd e n

S u p rim id o

Gelisoles

S u b o rd e n

N uevo

Todos

1998

Cryods

1992

Todos

1990

Perox Udox

1987 1987

Aquerts Crycrts

1992 1992 1994 1994 1994 1994 1994 1994

Histosoles Spodosoles

Ferrods

1992

Hurmox Orthox

1987 1987

Andisoles Oxisoles Vertisoles Orthids

1994

Cryids Salids Durids Gypsids Calcids Cambids

Mollisoles

Borolls

1998

Cryolls

1998

Alfisoles

Boralfs

1998

Cryalfs

1998

Inceptisoles

Andepts Plaggepts

1990 1998

Anthrepts Cryepts

1998 1998

Aridisoles

Ultisoles

_>

577

Orden

Suborden

Tropepts Ochrepts Umbrepts

Suprimido

Suborden

Nuevo

1998 1998 1998

Ustepts Xerepts Udepts

1998 1998 1998

Ehtisoles

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Buol, S. W.; Hole, F. D., y McCracken, R. J.: Soil Génesis and classification. Iowa State Press/Ames, 527 pp. I997. Soil Survey Staff: Keys to Soil Taxonomy. USDA N.R.C.S. Washington, D.C. 326 pp. 1998. S.S.S.: Soil Taxonomy. A Basic System o f Soil Classification fo r Making and Interpreting Soil Surveys. N.R.C.S. USDA Washington, D.C. 869 pp. 1999.

8.2.

Bibliografía de referencia

Baldwin, M.; Kellog, C. E., y Thorp, J.: Soil classification. En Soils and Men. Yearbook USDA. :979-1.001. 1938. Birkeland, P. W.; Pedology Weathering and Geomorphological Research. Oxford Univ. Press. 285 pp. New York, 1984. Cline, M. G.: Soil classification in the United States. Department of Agronomy 904 Bradfield Hall. Comell Univ. 207 pp. 1979. Galbraith, J. M. y Bryant, R. B.: A funcional analysis ofSoil Taxonomy in relation to expert system techniques. Soil Science, 163, 9:739-747. 1998. Galbraith, J. M.; Bryant, R. B., y Ahrcns, R.: An expert system for Soil Taxonomy. Science, 163,9:748-758. 1998. Gaseó, J .M.a y Ibáñez, V.: Criterios para la estimación del régimen de humedad de los suelos. Anales INI A, serie General, 6:61-76. 1978. Huguet del Villar, E.: Los Suelos de la Península Luso-Ibérica. Madrid, 1937. Jarauta, E.: Modelos matemáticos del régimen de humedad de los suelos. Tesis doctoral. ETSEA. UPC. 181 pp +Anejos. 1989. Marbut, C. F.: A Scheme ofsoil classification. Proc. 1 Int. Cong. Soil of Sci. Vol. IV. Was­ hington, 1927. Newhall, F.: Calculation ofsoil moisture regimes from the climatic record. Soil Cons. Serv. Mimeographed. 17 pp. Washington, 1976. Simonson, R. W.: Soil Classification. En V. J. Kilmer (ed). Handbook of Soils and Climate in Agriculture. 103-129. 1962. Soil Survey Staff: Soil Classification. A Comprehensive System: 7th Approximation. USDA, 295 pp. Washington, 1960. Soil Survey Staff (S.S.S.): Soil Taxonomy: a basic system ofsoil classification fo r making and interpreting soil surveys. U.S. Dep. A. Agrie. Handb. N. 436. 1975. Soil Survey Staff: Keys to Soil Taxonomy. S.M.S.S. Technical Monograph 19. Virginia Polyt. Inst. and State Univ. 422 pp. 1990. Soil Survey Statt: Keys to Soil Taxonomy. S.M.S.S. Pocahontas Press, Inc. Virginia. 541 pp. 1992. Soil Survey Staff: Keys to Soil Taxonomy. USDA S.C.S. 306 pp. Washington, D.C. 1994. 578

20 Base de referencia mundial para los recursos de suelos: World Reference Base (WRB)

1.

Leyenda de un mapa versus clasificación de suelos

Los sistemas taxonómicos jerarquizados recubren un universo de pediones o polipediones, mientras que las listas de unidades de suelos de una leyenda de un mapa constituyen algo más limitado, al referirse únicamente a los suelos delinea­ dos en un mapa. Las Unidades de Suelos FAO-UNESCO (1971, 1988) surgieron como una leyenda de un mapa a escala pequeña. Al tratarse del mapa de suelos del mundo, la muestra y la población han tendido a confundirse. De este modo, de una mera leyenda de mapa, se ha pasado a una clasificación de suelos (Driessen & Dudal, 1991), de la que deriva la Base de Referencia M undial para Recursos de Suelos (WRB) publicada por Bridges et al. (1998). A pesar de que ha sido objeto de una gran preocupación el hecho de que des­ pués de más de cien años de Ciencia del suelo no se haya podido llegar a un sis­ tema de clasificación de suelos de aceptación general (Dudal, 1990), la situación al iniciarse el siglo xxt es que existen dos esquemas de referencia para clasificar los suelos, de uso generalizado a nivel mundial:

— Soil Taxonomy: Sistema taxonómico jerarquizado, diseñado para poder llegar a cartografía en mapas detallados (escala grande) de suelos. Propuesto y m antenido por el Soil Conservation Service del USDA. Colaboración de grupos de trabajo a nivel internacional organizados en tom o a cada Orden.

— WorI Reference Base for Soil Resources: WRB (Base de referencia mundial para recursos de suelos): Propuesta inicial de FAO (1971). Grupo de trabajo de Base de referencia de la International Union of Soil Science (1998) con la colaboración de la IUSS, ISRIC y FAO. El nombre «Base de referencia» quiere destacar la función de común deno­ m inador que se propone tener ese sistema.

579

Además de estos dos esquemas de clasificación, siguen siendo utilizados sistemas de carácter nacional, tales como los de Africa del Sur, Alemania, Australia, Canadá, Escocia, Francia, Inglaterra, Irlanda, etc. Esta dispersión se justifica en parte por el hecho que los suelos constituyen un continuum, que requiere ser dividido en clases mediante el estableci­ miento de convenciones. La situación se mantiene por razones históricas: por la docu­ mentación cartográfica ya disponible, elaborada en cada país con su propio sistema de cla­ sificación; y por la existencia de equipos entrenados en cada uno de ellos en su propio sistema, todo ello frena un cambio a un solo sistema de referencia. Cabe destacar que esta situación desorienta y desalienta a los usuarios potenciales de información de suelos y no beneficia para nada la imagen y la eficacia de la Ciencia del suelo.

2.

Base de referencia mundial (WRB) versus Soil Taxonomy

Para conocer la evolución histórica de los sistem as de clasificación pueden consultarse los trabajos de Cline (1979), Finkl (1982), Porta et al. (1993), FAO (1998), entre otros. La Base de referencia WRB (FAO, 1998; Deckers et al., 1998; Bridges et al., 1998) ha sido planteada para alcanzar los siguientes objetivos:

— Manual técnico para científicos del suelo y correlatores (Cap. 21) de suelos: • Definición y criterios de diagnóstico para horizontes, propiedades y materiales del suelo. • Reglas y guías para clasificar suelos de referencia. — Conocer la diversidad y distribución de los suelos. — Facilitar el intercambio de información y experiencias. — Proporcionar un lenguaje científico para intensificar la com unicación con otras disciplinas.

Un estudio com parado permite establecer com o principales diferencias entre la WRB (FAO, 1998) y Soil Taxonomy (SCS, 1998):

Soil Taxonomy

WRB

Autoexplicativa

Tradicional + Autoexplicativa

Horizontes de diagnóstico

Sí

Sí

Régimen de humedad Régimen de temperatura

Sí Sí

No No

Sí Órdenes Subórdenes etc.

Sí Grupos de suelos Unidades de suelos

Terminología

Propiedades de diagnóstico Subdivisiones

580

Se observa una notable convergencia entre los dos sistemas de clasificación, si bien se m antienen com o principales diferencias: la term inología utilizada para denom inar los suelos y el hecho de que la Base de referencia (WRB) no utilice información referente a los regímenes de humedad y de temperatura del suelo. Ese planteamiento se justifica en la WRB por la dificultad en poder disponer de este tipo de información en muchas partes del mundo, ante lo cual se opta por prescindir de ella en la definición y clasificación de los suelos, a pesar de su evidente interés para la interpretación de información de suelos para el uso y manejo de suelos. El enfoque de la WRB se basa en superponer capas de información por medio de téc­ nicas GIS (Cap. 21). Así, por ejemplo, al mapa de suelos se superpone información climática, lo que permite definir zonas agroecológicas a nivel mundial (Cap. 22). El hecho, desafortunado, de que ambos sistemas utilicen los mismos nombres para ciertos horizontes de diagnóstico, si bien con definiciones y requerimientos distintos puede inducir a confusiones y errores. Esta circunstancia ya venía ocurriendo entre la Leyenda del Mapa de Suelos (FAO, 1988) y Soil Taxonomy (SCS, 1975, 1998).

3.

Principios de la Base de referencia mundial para Recursos de Suelos (WRB)

Los principios generales sobre los que se basa la WRB (FAO, 1998) son los si­ guientes: — La clasificación se basa en propiedades del suelo definidas en términos de horizontes de diagnóstico y características que tienen en cuenta los procesos formadores. A ser posible observables y medibles en campo. — No se aplican parám etros clim áticos para la definición de suelos ni clasifica­ ción. — Perm itir correlaciones con los sistem as utilizados por cada país, para facili­ tar la com unicación a nivel internacional. — El prim er nivel jerárquico (categoría alta) es el Grupo de suelos. Se esta­ blecen 30 grupos de suelos de referencia atendiendo al proceso formador principal. — El segundo nivel jerárquico (categoría baja) es la Unidad de suelos, defini­ das por medio del empleo de un conjunto de prefijos calificadores (o modifi­ cadores), para tener en cuenta un proceso form ador secundario y para reflejar variaciones espaciales y poder establecer relaciones dentro del paisaje. — El tercer nivel jerárquico debe acomodarse a la diversidad local a nivel de país, para dar m ayor énfasis a los rasgos del suelo que sean importantes para el uso y el manejo del suelo. — La WRB se basa en la Leyenda revisada del M apa de Suelos del Mundo FAO/UNESCO (1988). — La nom enclatura utilizada para los grupos retiene la nomenclatura tradicio­ nal e introduce términos fáciles para el lenguaje común.

581

4.

Estructura de la Base de Referencia Mundial

4.1. Horizontes, propiedades y materiales de diagnóstico Los autores de WRB indican que preferirían introducir la expresión «horizonte de referencia» en lugar de horizonte de diagnóstico, si bien mantienen ésta última denom inación, de acuerdo con la term inología en uso. En la WRB se definen adicionalmente los materiales de diagnóstico del suelo y propiedades de diag­

nóstico. El término diagnóstico indica que el horizonte, la propiedad o el material ha alcanzado el suficiente grado de expresión que le hace ser aparente, m edible, importante, relevante y objeto de aplicación de criterios cuantitativos. En el caso de un horizonte se requerirá un espesor mínimo para poder tener la condición de diagnóstico.

a)

Horizontes de diagnóstico

El número de horizontes de diagnóstico se amplía considerablem ente respecto a la Leyenda del M apa de Suelos del M undo (FAO, 1998). Para cada horizonte de diagnóstico se da una descripción general, se establecen los criterios de diagnós­ tico y los de identificación en campo, así como caracteres adicionales, si es el caso, y se indican las relaciones con otros horizontes de diagnóstico. Los horizontes de diagnóstico establecidos por WRB (1998) son los siguientes:

Epipediones Fólico Fúlvico Hístico Melánico Móllico Óchrico Takyrico Umbrico Yérmico Endopediones Albico Argico Cálcico

b)

Chérnico Espódico Ferrállico Férrico Frágico Gypsico Nátrico Nítico Petrocálcico Petrodúrico Petrogypsico Petroplíntico P1íntico Sálico Vértico

Horizontes antropogénicos Térrico Irrágico Plággico Hórtico Antrócuico Hidrágico En superficie o subsuperficiales Ándico Cryico Vítrico

Propiedades diagnóstico Las propiedades diagnóstico consideradas son las siguientes:

582

Cambio textural abrupto Lenguas albelúvicas: lenguas de material eluvial empobrecido en arcilla y hierro. Propiedades álicas: material mineral muy ácido y con elevado contenido de aluminio intercambiable. Propiedades arídicas: con bajo contenido de m.o. y evidencia de actividad eólica. Roca dura continua Propiedades ferrálicas: material mineral con una CIC relativamente baja. Propiedades géricas: material mineral con una CICE muy baja o que incluso actúa como cambiador de aniones. Propiedades gléicas: material completamente saturado de agua procedente de la capa freática. Condiciones reductoras. Permafrost Carbonatos secundarios Propiedades estágnicas: material temporalmente saturado de agua procedente de superficie. Propiedades fuertemente húmicas: elevado contenido de m.o. en el primer metro.

c)

Materiales diagnóstico

La utilización de los materiales originarios como criterio de diagnóstico del suelo sirve para reflejar la influencia de dicho material, en aquellos casos en que los procesos formadores todavía no han sido suficientemente activos para haberla desdibujado. Se toman en consideración los siguientes: Materiales antropogeomórficos: material mineral u orgánico no consolidado produ­ cido por actividades humanas. Materiales calcáreos: presenta fuerte efervescencia con HC1 del 10%. Materiales flúvicos: sedimentos fluviales, marítimos y lacustres que reciben aportes frescos a intervalos regulares. Materiales gypsíricos: material que contiene un 5% (vol.) o más de yeso. Materiales orgánicos: restos orgánicos que se acumulan en superficie. Materiales sulfídicos: depósitos inundados que contienen azufre, principalmente en forma de sulfuras y con cantidades moderadas de carbonato cálcico. Materiales tétricos: materiales no consolidados de origen volcánico.

4.2. Grupos de suelos de referencia a)

Elementos formativos de los grupos de suelos

Las denominaciones iniciales de suelos (FAO, 1971) se basaban en términos tradicionalmente utilizados por los agricultores en los distintos países. Para los Grupos de suelos de introducción reciente (WRB, 1998) los nombres se forman mediante un elemento formativo, al que se le añade la terminación sol. 583

Los elementos formativos de los nombres de los Grupos de Suelos de WRB y su etimología son: Acri

L. acer

Fuertemente ácido, saturación de bases (V) baja.

Albcluvi

L. albus Leluere

Blanco; eluviación de arcilla y hierro

Ali

L. alumen

Elevado contenido en aluminio.

Ando

Japonés

An = oscuro; do = suelo. Oscuro, desarrollado a partir de materiales ricos en vidrios volcánicos, bien evolucionados.

Anthro

Gr. anthropos

Hombre, actividades humanas.

Areno

L. arena

Suelo desarrollado sobre materiales arenosos.

Calci

L. cal

Con acumulación de carbonato cálcico.

Cambi

L. cambiare

Referente a cambios de color, estructura y consistencia.

Cryo

Gr. Kryos

Frío, hielo. Permanentemente helado.

Chernozem

Ruso

Chern = negro; zemlja = tierra. Rico en materia orgánica, color oscuro.

Duri

L. durum

Duro. Cementación por sílice (Siü2).

Ferral

L. ferrum y alumen

Alto contenido en sesquióxidos.

Fluvi

L. fluvius

Depósitos aluviales.

Gley

Ruso

Exceso de agua.

Gypsi

L. gypsum

Con acumulaciones de yeso.

Histo

Gr. histos

Con materiales orgánicos frescos o parcialmente descompuestos en condiciones anaerobias.

Kastanozem

L. castanea Ruso zemlja

Rico en materia orgánica y óxidos de hierro color pardo o castaño.

Lepto

Gr. leptos

Suelo de poco espesor débilmente desarrollado.

Lixi

L. lixivia

Acumulación de arcilla iluviada y fuerte meteorización.

Luvi

L.luere

Acumulación de arcilla iluviada.

Niti

L. nitidus

Caras de agregados brillantes.

Phaeozem

Gr. phaios Ruso zemlja

Rico en materia orgánica, color oscuro.

Plano

L. planus

Suelo formado en zonas llanas o deprimidas anegado estacional mente.

Plintho

Gr. plinthos

Ladrillo, materiales arcillosos moteados que se endurecen cuando exponen al aire.

Podzols

Ruso

Pod = debajo; zola = ceniza. Con horizonte blanquecino.

Regó

Gr. rhegos

Material suelto sobre una roca consolidada.

Solonchak

Ruso

Suelo salino.

Solonetz

Ruso

Suelo sódico.

Umbri

L. umbra

Sombra. Color oscuro

Verti

L. verterc

Suelo con movimientos internos, arcillas expansibles.

584

Esquema de los Grupos de Suelos

b)

Las categorías de suelos de mayor nivel jerárquico se pueden agrupar aten­ diendo a los siguientes criterios: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.

9. 10.

Suelos orgánicos: Histosol. Suelos minerales condicionados por influencias antrópicas: Antrosol. Suelos minerales condicionados por el material original: Andosol/Arenosol/Vertisol. Suelos minerales condicionados por la topografía: Fluvisol/Gleysol/Leptosol/Regosol. Suelos minerales condicionados por su edad limitada: Umbrisol/Cambisol. Suelos minerales condicionados por un clima frío: Cryosol. Suelos minerales condicionados por un clima húmedo tropical o subtropi­ cal: Plintosol/Ferralsol/Nitosol/AcrisoL/Alisol/Lixisol. Suelos minerales condicionados por un clima árido o semiárido: Solonchak/Solonetz/Gypsisol/Calcisol/Durisol. Suelos m inerales condicionados por un clim a estepario: Kastanozem/ Chernozem/Phaeozem/Greyzem. Suelos minerales condicionados por un clima templado húmedo o subhúmedo: Luvisol/Albeluvisol/Panosol/Podsol.

4.3.

Unidades de Suelos

a)

Reglas generales para definir Unidades de Suelos

Los criterios para diferenciar Unidades de suelos se han seleccionado de forma que estén íntimamente relacionados con los criterios de diagnóstico definidos al primer nivel, y sean relevantes para los niveles inferiores de clasificación. La utili­ zación de fases se reduce al mínimo. Las reglas generales para definir unidades de nivel inferior son las siguientes: 1.

Los criterios de diagnóstico aplicados a nivel inferior derivan del grupo de referencia. 2. Se definen y denominan sobre la base de la presencia de horizontes de diagnóstico 3. No se toman en consideración los factores formadores. 4. Hay un conjunto de criterios de diagnóstico para definir las unidades de suelo de nivel inferior. 5. Para establecer nuevas unidades se requiere que se documenten con descrip­ ciones del suelo y datos de laboratorio 6 . Las reglas de prioridad en el uso de los nombres de las unidades de nivel inferior deben seguirse estrictamente para evitar confusiones.

585

b)

Elementos formativos de las Unidades de Suelos

Los elem entos form ativos para las unidades de nivel inferior (Unidades de Suelos) son las siguientes: Abruptic Aceric Acric Acroxic Albic Alcalic Alie Alumic Andic 10 Anlhraquic Anthric Anthropic Arenic Aric Aridic Arzic Calcaric Calcic Carbic 20 Carbonatic Chemic Chloridic Chromic Cryic Cutanic Densic Duric Dystric Entic 30 Eutric Eutrisilic

5.

40

50

60

Ferralic Ferric Fibric Folie Fluvic Fragic Fulvic Garbic Gelic Gelistagnic Geric Gibbsic Glacic Gleyic Glossic Greyic Grumic Gypsic Gypsiric Haplic Histic Flortic Humic Hydragric Hydric Hyperochric Hyperskeletic Irragric Lamellic Leptic Lithic

70

80

90

Lixic Luvic Magnesic Mazic Melanic Mesotrophic Mollic Natric Nitic Ochric Ombric Oxyaquic Pachic Peí lie Petric Petrocalcic Petroduric Petrogypsic Pctroplinthic Petrosalic Placic Plaggic Planic Plinthic Posic Profondic Protic Reductic Regic Rendzic Rheic

Rhodic Rubic Ruptic Rustic Salic Sapric 100 Silic Siltic Skeletic Sodic Spodic Spolic Stagnic Sulphatic Takyric Tephric 110 Terric Thionic Toxic Turbic Umbric Urbic Vetic Vermic Vertic Vitric 120 Xanlhic Yermic

Grupos de suelos: Síntesis Los treinta Grupos de Suelos y sus características principales son los siguientes: Caracteres principales

Grupo de Suelos

Suelos poco desarrollados

Suelos jóvenes, desarrollados sobre materiales aluviales recientes Perfiles deposicionales más que edafogénicos. Materiales flúvicos Correlación: Fluvent

Fluvisol

Suelos con propiedades gléicas dentro de los primeros 50 cm. Requieren drenaje Correlación: Aquent, aquept

Gleysol

586

-»

Suelos débilmente desarrollados, formados a partir de materiales no consolidados con un perfil AC. Con epipedión óchrico Correlación: Orthent

Regosol

Suelos poco desarrollados

Suelos muy superficiales. Presentan una roca dura continua o material altamente calcáreo o una capa cementada continua (no un horizonte cementado) dentro de los primeros 25 cm; o suelos muy pedregosos. Correlación; Orthent líticos

Leptosol

Suelos de edafogénesis controlada p o r el m aterial originario

Suelos arenosos. Débilmente desarrollados. Con menos de un 35% de fragmentos de roca.

Arenosol

Suelos jóvenes en depósitos volcánicos. Horizonte vítrico, ándico. Suelos muy fértiles. Adsorción de aniones que afecta a los abonos P. Correlación: Andisol

Andosol

Suelos con arcillas expandióles (a > 30%) de color oscuro. Grietas que se abren y cierran periódicamente. Horizonte vértico. Correlación: Vertisol

Vertisol

Suelos en una etapa inicial de form ación

Suelos ácidos. Epipedión úmbrico

Umbrisol

Suelos con endopedión cámbico Correlación: lnceplisol

Cambisol

Suelos con acum ulación caliza, yeso, sílice o sales solubles

Suelos con endopedión cálcico o pelrocálcico Suelos con endopedión gypsico o petrogypsico dentro de los 100 cm; con yeso acumulado bajo condiciones hidromorfas

Gypsisol

Suelos con acumulación secundaria de sílice. Endopedión dúrico o pelrodúrico

Durisol

Suelos sódicos. Endopedión nátrico dentro de los 100 cm Suelos fuertemente salinos. Sales más solubles que el yeso.

Calcisol

Solonetz Solonchak

Suelos con una m arcada acum ulación de m ateria orgánica. S aturados en bases en la p arte superior del suelo.

Suelos de estepa. Epipedión móllico, profundo. Con acumulación caliza dentro de los 100 cm Suelos de estepa de zona templada. Epipedión móllico, profundo, muy oscuro. Endopedión cálcico. Suelos de pradera. Epipedión móllico. Porcentaje de saturación de bases V > 50%. Sin carbonato cálcico dentro de los 100 cm.

Kastanozem Chernozem Phaeozem

Suelos con una acum ulación por iluviación

Suelos con acumulación de arcilla de alta actividad. Endopedión árgico con una CIC > 24 cmol(+) kg 1de arcilla. Correlación: Alfisol

Luvisol

Suelos ácidos. Endopedión árgico dentro de los 100 cm. Límite superior con un límite irregular. Lenguas albelúvicas.

Albeluvisol

Suelos con un horizonte eluvial, temporalmente saturados de agua. Propiedades estágnicas. Cambio textural abrupto dentro de los 100 cm. Horizontes lentamente permeables. Correlación: Albaqualf

Planosol

—>

587

Suelos ácidos. Endopedión espódico cuyo límite superior está a menos de 200 cm. Correlación: Espodosoles

Podsol

Suelos dom inantes en regiones tropicales y subtropicales con m eteorización intensa

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de baja actividad y saturación de bases de media a alta

Lixisol

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de baja actividad (CIC < 24 cmoK+jkg"1arcilla) y saturación de bases menor del 50% entre 25 y lOOcm. Más lavados que los Luvisoles, pero insuficientemente meteorizados para Ferralsol.

Acrisol

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de alta actividad (CIC > 24 cmol(+)kg 1arcilla) propiedades álicas entre 25 y lOOcm. Suelos tropicales muy bien desarrollados. Profundos. Endopedión nítico con límite superior dentro de los 100 cm. Límite entre horizontes gradual o difuso. Generalmente formados a partir de rocas básicas.

Alisol Nitosol

Suelos de zonas tropicales húmedas. Profundos. Fuertemente meteorizados. Endopedión ferrálico entre 25 y 200 cm. Correlación Oxisol

Ferralsol

Suelos tropicales de zona húmeda. Endopedión petroplíntico o plíntico

Plinthosol

Suelos condicionados por el frío

Suelos con un horizonte cryico (permafrost) dentro de los 100 cm.

Cryosol

Suelos orgánicos

Suelos orgánicos o turbosos. Horizonte hístico o fólico Correlación: Histosol

Histosol

Suelos fuertem ente modificados p o r el hom bre

Suelos cuya formación está condicionada por influencias humanas

Anthrosol

Para una caracterización completa con fines de clasificación deberá consultarse la clave (FAO, 1998; Bridges et al. 1998).

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Bridges, E. M.; Batjes, N. H. y Nachtegaele, F. O. (ed.): World Reference Base fo r Soil resources. ACCO. Leuven/Amersfoort, 79 pp. I998. Beckers, J. A.; Nachtegaele, F. O. y Spaargaren, O. C. (ed.): World Reference Base fo r Soil Resource. ACCO. Leuven/Amersfoort, I65 pp. 1998. Driessen, P. M. y Dudal, R.: The Major Soils o f the World. Lecture notes on their geography, formation, propieties and use. Agr. Univ. Wageningen, 310 pp. 1991.

6.2.

Bibliografía referencia

Dudal, R.: An International Reference Base fo r Soil Classification (IRB). In Trans. 14th Int. Congress Soil Sci. Kyoto, 5:38-43, 1990. FAO: World Soil Resources. Report N. 3. Roma, 1968. 588

FAO: Soil Map o f the world. Vol 1. Legend. UNESCO. París, 1974. FAO: FAO/UNESCO. Soil Map o f the World. Revised Legend. World Resources Report. N. 60, FAO. Rome Reprinted as Technical Paper 20, ISR1C. Wageningen, 1988. FAO: World Reference Base for Soil Resources. World Soil Resources Reports. FAO, Rome. N. 84, 88 pp. 1998. Finkl, C.W.: Soil Classification. Benchmark papers in soil Science. Hutchinson. Ross. Publishing Co. Stroudsburg. Pennsylvania. Vol. 1. 400 pp. 1982. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Roquero, C.: Edafología para la agricultura y el medio ambiente. Primera edición. Ediciones Mundi-Prensa. 803 pp. Madrid. 1994. SCS: Key to Soil Taxonomy. USDA Natural Resources Conservation Service. Washington, DC. 326, 1998.

589

21 Cartografía de suelos y sistemas de información geográfica La elaboración de mapas detallados de suelos implica la aplicación del método científico a la cartografía de suelos, por lo que se trata más de una actividad de investigación que de una actividad técnica de pura rutina. G. A t k i n s o n , 1993

1.

Inventario y cartografía del recurso de suelo

C ualquier actuación sobre el territorio puede tener efectos medioambientales, económ icos o sociales. La asignación de usos al suelo traduce en muchas ocasio­ nes una concepción del suelo com o si se tratara de una cubierta uniforme, como si cualquier superficie de suelo pudiese ser sustituida por cualquier otra. No es cierto que todos los suelos tengan los m ism os atributos y el m ism o com portam iento frente a distintos usos. A pesar de que se hable del «suelo» en singular, como si se tratase de un cuerpo hom ogéneo, en realidad el térm ino «suelo» sirve para desig­ nar un ente genérico: la colección de cuerpos naturales de suelos que integran un paisaje determinado. El estudio de la evolución de la mancha correspondiente a un área urbana por medio de fotografías aéreas de distintas épocas permite evidenciar que los crecimientos urbanos raramente se hacen atendiendo a la calidad de los suelos, sino por criterios de mercado. Muchas ciudades, incluso cuando ha habido planes generales de urbanismo, han crecido invadiendo las llanuras aluviales circundantes, cuyos suelos eran de regadío y de gran calidad para usos agrícolas sostenibles/sustentables. Son precisamente estos suelos los que permiten explicar el emplazamiento inicial de la ciudad allí donde se halla. Nos podemos preguntar si esta forma de actuar sobre el territorio se debe a la falta de mapas que infor­ men sobre la calidad de los suelos o bien a una falta de sensibidad frente a un recurso no renovable como el suelo. Quizás, en un momento en que los países de la Unión Europea tienen una agricultura de excedentes, haya quien pueda pensar que no tiene importancia que vayamos perdiendo los suelos buenos para la agricultura, por un cambio de uso. De ser así, no dejaría de ser una percepción muy a corto plazo, que puede llegar a hipotecar objetivos de sostenibilidad/sustentabilidad a largo plazo, si se tiene una perspectiva mundial. El enfoque holístico del desarrollo y la planificación (Bridges y Catizzone, 1996) hace que deba tenerse en cuenta la calidad, la potencialidad y la fragilidad de los suelos, así com o su diversidad. Por ello sigue siendo necesario conocer la distribución de los distintos suelos en el territorio, es decir, disponer de mapas de suelos o si se prefiere, inform ación de suelos georreferenciada. Sólo desde un conocim iento del em plazam iento de los distintos suelos se podrá poner en concor591

dancia los requerimientos de los diversos usos, con las aptitudes de los distintos suelos y, de este modo, se podrán tom ar decisiones más fundamentadas, al asignar usos a los suelos de un territorio determinado. Interesa hacer algunas consideraciones acerca de las actuaciones en cartografía de sue­ los. En la segunda mitad del siglo xx, aquellos países que venían siendo activos en la elabo­ ración de mapas de suelos desde hacía muchos años, vieron completados sus programas de trabajo y dejaron de impulsar la cartografía de suelos. Esto, junto con otros factores, puede haber dado la sensación a los responsables de la toma decisiones en otros países de que los mapas de suelos son algo del pasado. Con ello las dotaciones presupuestarias empezaron a disminuir y se fue dejando de prestar atención a la obtención de este tipo de infomación sobre el medio natural. Avanzando en este análisis se pueden destacar algunos aspectos: — L legar tarde. La autoridad Federal para el levantamiento de suelos en EE.UU. data de

1896, momento en el que empezaron a destinar fondos para hacer mapas de suelos. La finalidad de la cartografía de suelos, incluso a una misma escala, ha ido variando a lo largo de los años. Inicialmente era agrícola y fiscal (1920). Posteriormente se enfatizó el control de la erosión de los suelos (1930) y, ya en 1950, se generalizó el uso de información contenida en los mapas de suelos para planificación territorial, desarrollo de áreas urbanas y localización de instraestructuras en el territorio (SSS, 1993). En la actualidad se requiere información para el planeamiento y gestión medioambiental y planeamiento multiuso. El enfoque muy pragmático de la cartografía de suelos de EE.UU. hizo que se plantease desde el primer momento la necesidad de una cartogra­ fía detallada de suelos (escala 1:24.000). Milton White inauguró el National Soil Survey Program, que ha tenido la necesaria continuidad a lo largo de muchos años, de forma que en 1960 se había alcanzado prácticamente el objetivo inicial, previsto con una visión de futuro. Por lo general, los gobiernos de algunos países de Europa, cuya agricultura está muy asentada y posee conocimientos empíricos importantes, no supie­ ron ver la necesidad de emprender de forma sistemática una cartografía detallada de suelos. Ahora, para aquellos que no iniciaron esta labor en su momento, la meta parece inalcanzable y, lo que es peor, algunos tienen la sensación de que es innecesaria. — C ostes prohibitivos. La cartografía de suelos es cara, y lo irá siendo más, a medida

que mejore el nivel de vida del país que realiza el trabajo de cartografía. Por ello, algu­ nos países que tuvieron iniciativas importantes en cartografía de suelos entre los años 1950 y 1970, han ido desistiendo del intento de disponer de mapas detallados de sue­ los con un recubrimiento sistemático de todo el país. En algunos casos, se ha optado por cartografiar de forma detallada únicamente las áreas de mayor interés agrícola. — C on su m o de tiem p o. El trabajo de campo en cartografía de suelos es necesaria­

mente lento, ya que requiere observar muchos puntos y llevar a cabo muchas com­ probaciones. Por ello, si no ha habido programas que hayan producido mapas de suelos, cuando se deben tomar decisiones que afecten a los suelos, no resultará posi­ ble improvisar este tipo de información. Aún así, las decisiones no dejarán de tomarse, aunque con poco o ningún fundamento. — P recisión in ad ecu a d a . El mapa de suelos de un país a escala 1:1.000.000 tiene un

valor predictivo muy bajo. Cabe destacar que resulta peligroso razonar con datos insuficientes. (Sherlock Holmes, de Miller y Gardiner, 2002). En algunos trabajos de consultoría, el estudio y cartografía de los suelos es un epígrafe más, dentro del

592

contrato firmado, a veces a realizar con limitaciones de tiempo y de presupuesto. En estos casos, el director del equipo de edafología tiene la responsabilidad profesional de determinar la precisión y el nivel de detalle alcanzables con el presupuesto asig­ nado y con el tiempo disponible, y ponerlo en conocimiento del director del pro­ yecto. Con ello se evitarán falsas expectativas en relación con la cantidad y representitividad de la información que se proporcionará. Un escaso presupuesto hará que no se pueda llegar a la densidad de observaciones necesaria y que el trabajo edafológico deba centrarse en llegar a identificar aquellas diferencias en la cubierta edáfica que puedan afectar de forma más notoria las interpretaciones. — Percepción errónea. En los años 1970 y 1980 empezaron a estar disponibles de forma

generalizada las imágenes de satélite, y se desarrollaron técnicas de teledetección que hicieron pensar que ya no se requeriría ir al campo para elaborar mapas. Si esto ha sido así en el levantamiento de mapas topográficos sobre un ortofotomapa, o para elaborar mapas de usos de los suelos, está muy lejos de serlo en el caso de los mapas de suelos, y más, si éstos deben tener un valor predictivo alto, para permitir orientar el uso y manejo de los suelos, y se pretende explicar como funcionan los distintos sistemas. — F alta de p erson al esp ecializad o. Al decaer la actividad en cartografía de suelos, los

equipos humanos se han ido adelgazando, hasta su casi total desaparición, con lo que se están perdiendo muchos años de experiencia. Cabe indicar que el beneficio de la utilización de mapas detallados de suelos en EE.UU. (Kellog, 1974) se ha distribuido en un 50 % en la planificación de ciudades y actuaciones en áreas periurbanas, un 25 % en la localización de vías de comunicación, aeropuertos, conducciones y otras infrastructuras y un 25 % en la orientación del uso agrícola, actuacio­ nes forestales y actividades de ocio. Basar la toma de decisiones en un adecuado conoci­ miento de los suelos evita errores y, por ello, dism inuye costes, tanto económicos, como sociales, políticos o m edioam bientales. Se puede afirm ar que en algunas actuaciones resulta imprescindible disponer de información de suelos (para una transformación en rega­ dío, por ejemplo), mientras que en otras es conveniente disponer de ella (localización de infraestructuras, por ejemplo), para no ir destruyendo suelos de elevada calidad. Baver, miembro de la Com isión de Planeam iento Regional de Wisconsin (EE.UU.), afirma que una cartografía detallada de suelos es una de las mejores inversiones que se puede realizar con fondos públicos, en el sentido de que es un inventario con una validez a largo plazo, ya que los suelos no cambian rápidamente con un manejo normal. Además, per­ mite adecuar los usos, a las características de los suelos y evitar así la degradación de este recurso natural y disminuir costos.

2.

Finalidad de un levantamiento de suelos

El objetivo de un levantamiento de suelos reside en describir las características y propiedades de los suelos de un área determinada, clasificar los suelos y situar sus límites en un mapa. Con ello se conocerá la distribución en el paisaje y se podrá hacer predicciones acerca de su comportamiento y establecer como se pueden utilizar. Un levantamiento de suelos constituye una de las aplicaciones más útiles de la ciencia del suelo, ya que permite predecir las propiedades de los suelos de un determinado lugar, sin necesidad de haberlo prospectado (Atkinson, 1993). Ahora bien, dado que los sue­ 593

los presentan múltiples caracteres, para que un mapa de suelos resulte útil a los futu­ ros usuarios, previamente a su elaboración debe haberse fijado de forma clara cual va a ser su finalidad, es decir, a qué aspectos se quiere dar respuesta, de acuerdo con los propósitos de los usuarios potenciales. De este modo, el equipo que realice el levanta­ miento podrá establecer prioridades y tomar en consideración aquellos atributos de mayor significación y relevancia para los objetivos planteados. La finalidad de la car­ tografía determina el volumen y el detalle de la información a reflejar en el mapa a elaborar, así como el tiempo y los recursos necesarios para realizar el trabajo. Cuando se empezó a plantear la conveniencia de elaborar los primeros mapas de suelos, la finalidad principal era dar respuesta al interés científico de conocer con carácter genérico la naturaleza, características y distribución de los suelos de grandes áreas del mundo, aun­ que sólo fuese de una forma muy esquemática. Se crearon comisiones y organismos nacio­ nales e internacionales para llevar a cabo esta labor. Algunos han tenido continuidad hasta nuestros días, mientras que otros supusieron intentos fallidos. Cabe citar a título de ejemplo:

Soil Conservation Service del USDA en EE.UU. (hoy denominado Natural Resources Conservation Service) DETENAL en México (de finales de los años 70 del siglo xx). Mapa Agronómico Nacional en España (extinto). Comité pour Fétablissement de la Carte des Sois de la Belgique (1947). Interafrican Soil Service. Comisión para la cooperación técnica en Africa (CCTA) (1950). Service d’Etude des Sois et de la Carte Pédologique de la France. Institut National de la Recherce Agronomique (1NRA). Francia (1968). World Soil Rcsource Office (FAO-UNESCO) (1960). Con la finalidad de inventariar los suelos del mundo y establecer su distribución se ela­ boraron los prim eros mapas de suelos a pequeña escala, pudiendo citar com o ejemplos:

Mapa esquemático de la banda chernozémica de Rusia y Europa (Dokuchaev, 1893). Mapa de suelos del mundo (Glinka, 1908). Mapa de suelos zonales de la URSS (Glinka, 1931). Mapa de suelos zonales de EE.UU. (SCS, 1937). Mapa de la Península Luso-Ibérica a escala 1:1.000.000 (Huguet del Villar, 1937). Mapa de suelos esquemático del mundo a escala 1: 50.000.000 (SCS-USDA). Mapa de suelos de Francia a escala 1: 10.000.000 (1967). Mapas de suelos de muchos países del mundo a escala 1: 1.000.000, cuya elaboración fue impulsada por el proyecto del Mapa de suelos del mundo a escala 1: 5.000.000 promovido por FAO-UNESCO y llevado a cabo gracias a la colaboración internacional, lo que permi­ tió establecer una leyenda común que ha sido el origen de una de las clasificaciones de suelos actualmente en uso, la fíase de referencia mundial para recursos de suelos, cono­ cida como WRB (FAO-UNESCO, 1971, 1998). Entre estos mapas se pueden citarse: Mapa de suelos de la India (Govinda Rajan, 1965). Mapa de suelos de España (Guerra, 1967). Mapa de suelos de Francia (Dupuis, 1964). Mapa de suelos de Europa a escala 1:1.000.000 (FAO-UNESCO, 1981). 594

Muchos de estos mapas tienen un interés meramente histórico en la actualidad, como es el caso del Mapa de suelos zonales generalizado del oeste de la antigua URSS. Muestra la aparente correlación entre la distribución de los macroclimas y la de los suelos a lo largo del continente, lo que llevó a enunciar la «ley» de zonalidad o principio de zonalidad, cues­ tionado por muchos autores en la actualidad, al dar un peso excesivo al factor clima en la formación de los suelos. Los edafólogos de la Escuela rusa creada con Dokuchaev, entre ellos Glinka, desarrollaron la clasificación zonal de suelos y realizaron una importante labor cartográfica, entre la que destaca el mapa citado (redibujado a partir de la obra de S.R. Eyre: Vegetation and Soils. A worldpicture, 1968):

Leyenda taxonómicamente generalizada y cartográficamente generalizada. Simbología

Unidades cartográficas

Tundra: suelos poco evoluciona­ dos con horizonte helado a una cierta profundidad y vegetación poco abundante, principalmente liqúenes. C orrelación: Cryaquents y Cryaquepts (SSS). Podzoles, en el norte de Rusia, en una zona de clim a frío y húmedo y vegetación de bosque de coniferas. Correlación: Spodosoles (SSS), Podsoles (WRB)

— P

1

Suelos podzólicos pardos y sue­ los pardos forestales Chernozems degradados.

Simhología

m m m

|++ + + + + + H| I-++ + + + + + I

Unidades cartográficas

Chernozems, en Ucrania, clima cálido y seco, 400-600 mm, du­ rante la estación de crecimiento, inviernos fríos y vegetación de estepa de gramíneas. Correla­ ción: Mollisoles (SSS). Chernozem (WRB). Suelos castaño-pardos.

Suelos sem¡desérticos pardo claro. IÜÜÜÜÜÜÜÜÜI

Suelos semidesérticos grises y pardo-grisáceos.

IA AAAAAAAA/1 Ka a a a a a a a a I

Complejos de montaña.

Arenas.

595

La cartografía de suelos, además de su interés científico, tiene aplicaciones para poder determinar la aptitud de los suelos para un uso determinado. Así p.e., a principios del siglo xx, la Iridian Tea Association impulsó estudios y cartografías para localizar suelos adecua­ dos para el cultivo del té en la India (Govinda Rajan y Gopala Rao, 1978). Los mapas de suelos a pequeña escala publicados por FAO-UNESCO a partir de 1970, a pesar de dar poco detalle, su interés reside, por un lado, en que permiten acomodar grandes áreas en un mapa y, por otro, a que dieron lugar al desarrollar una leyenda común para elaborarlos. Esto hizo que hayan servido de base para poder intercambiar información de suelos y transferir resultados de investigación. Además, disponer de estos mapas sirvió para impulsar actua­ ciones en diversos países y llevar a cabo programas de cooperación internacional (Sombroek, 1983). Estos planteamientos han dado lugar a la g e o g ra fía d e su elo s, que se ocupa del estudio de la distribución de los suelos a escala mundial. También se han elaborado mapas para localizar suelos con problemas. Mapas a escala muy pequeña, a pesar de lo cual permiten mostrar en qué partes del mundo se hallan con mayor frecuencia y poder proponer las tecnologías más adecuadas para mejorar su manejo, a partir de la experiencia adquirida en otras regiones del mundo (Beek et al. 1980). Estas cartografías resultan de interés para asegurar el éxito de proyectos de riego, drenaje, control de inundaciones, asentamiento de población, entre otros (Dudal, 1976). Mariotti (1993) del Centro Regional Tucuman (República Argentina) afirma que la tecnificación del campo implica un conocim iento cuantitativo de todos los factores que inciden sobre la producción, entre los cuales el suelo ocupa un lugar preponderante. Por otro lado, el proceso de transferencia de tecnología requiere definir adecuadam ente el marco dentro del cual dicha transferencia es factible, marco que quedaría insuficientem ente acotado sin un conocim iento objetivo del factor suelo. D isponer de inform ación de suelos plasm ada en mapas o en soporte inform á­ tico resulta im prescindible en proyectos de desarrollo, ya que sin ella se pueden cometer, y de hecho se han com etido, errores muy costosos, a veces irreversibles, si han provocado la degradación de los suelos. El argumento de que los levanta­ mientos de suelos son caros y su ejecución consum e mucho tiem po no justifica su omisión. Por un lado, porque el coste debe referirse al coste total del desarrollo de cada proyecto y, por otro, por el coste que pueden suponer las decisiones erróneas derivadas de no haber contado con la suficiente información de suelos (Nieuwenhvis, 1975) y, por último, porque el tiempo para obtener la inform ación de suelos necesaria dependerá del personal especializado que se dedique a ello. La cartografía de suelos se puede concebir con diferentes grados de aproxim a­ ción, según sea su finalidad. Cabe distinguir:

Levantam ientos cartográficos de carácter general o m ultipropósito Se plantean para obtener una inform ación de tipo general consistente en identi­ ficar qué suelos hay en un área determ inada, qué características generales pre­ sentan, cuál es su distribución, qué condicionantes genéricos pueden tener, etc. 596

Levantamientos cartográficos con fines específicos En este caso la cartografía tiene unos objetivos específicos para unos usua­ rios concretos a los que se propone dar respuesta. Debe establecerse con suficiente detalle la aptitud o la idoneidad de los suelos para el uso-obje­ tivo, de m anera que el m apa perm ita hacer predicciones precisas con rela­ ción a dicho uso: superficies, usos (transform ación en regadío, im plantación de un determ inado cultivo, uso urbano, localización de áreas de picnic), riesgo de erosión, niveles de contam inación en los suelos, etc. La inform a­ ción se obtiene para ser plasm ada generalm ente en m apas de escala grande cuya utilidad suele quedar restringida al uso específico para el que fueron previstos.

La información de suelos a representar en un mapa puede tener un enfoque analítico, caso de representar uno o más caracteres del suelo, lo que puede dar lugar a mapas de curvas de isovalores (isolíncas de conductividad eléctrica, pH, etc.) o a mapas de superficies, repre­ sentadas por manchas de color (textura del horizonte superficial, etc.). Al querer aumentar el número de atributos a representar en un mismo mapa, la lectura se complica, por lo que debe pasarse a un enfoque de síntesis, con métodos para evaluar los suelos que combinen un con­ junto de características en cada unidad cartográfica, lo que se verá muy facilitado con la utili­ zación de un GIS y demás técnicas informáticas.

3.

Principios de la cartografía de suelos

Como bibliografía de referencia cabe citar el Soil Survey Manual, cuya primera edición fue publicada por el Departamento de Agricultura de EE.UU. (USDA) en 1951, siendo la tercera de 1993. Este libro proporciona los principios básicos y las técnicas necesarias para llevar a cabo y utilizar los levantamientos de suelos con un enfoque local, estatal o federal y constituye un referente en el ámbito internacional. En 1996 Jean-Paul Legros publicó el libro Cartographie des sois: de l'analyse spatiale á la gestión des territoires que, además de los enfoques clásicos del SSM, incluye la larga experiencia del autor en cartografía de suelos en el Instituí National Agronomique de Fran­ cia (INRA), así como los planteamientos de las escuelas edafológicas europeas, en especial la francesa, con base en instituciones como ORSTOM (Office de la Kecherche Scientifique et Technique d ’Outremer) y el IRAT (Instituí de Recherche en Agronomie Tropical), actual­ mente refundados, en el Institut de Recherche pour le développement (IRD). La base científica de un levantamiento de suelos reside en el hecho de que los suelos y su distribución en el paisaje son predecibles para un edafólogo experi­ mentado, que posea conocimientos de geología, geomorfología, clima y vegeta­ ción del área en cuestión. Desde la perspectiva de que la variación de los suelos en el paisaje es el resultado de los factores formadores (Cap. 18) y de los procesos formadores (Cap. 17), a lo largo de la prospección se va construyendo un modelo conceptual, muchas veces no explicitado, basado en hipótesis acerca de la organi­ 597

zación y distribución de los suelos en el paisaje, cuya validez se contrasta al irlo aplicando y ajustando a lo largo del proceso de elaboración del mapa. La representación en un mapa de la distribución espacial de los suelos de un territorio exige organizar una inform ación com pleja, atendiendo a una serie de principios:

— Todo inventario de suelos debe tener un objetivo. — Un mapa de suelos se refiere a la distribución de los suelos en el paisaje. — La elaboración de un mapa de alta precisión exige un elevado esfuerzo en tiempo y recursos (humanos y monetarios); la obtención rápida de mapas repercutirá en la calidad y cantidad de información que contienen. — En la cartografía de suelos se tomarán preferentemente en consideración aquellas propiedades directamente observables y medibles en el campo y de mayor relevan­ cia para el objetivo propuesto, lo que se deberá reflejar en la leyenda del mapa. — Por razones presupuestarias y de tiempo, una cartografía de suelos debe realizarse con un número limitado de medidas, el menor posible para optimizar los recursos. Este mínimo es función del objetivo y la escala, pero también de la complejidad en la distribución de los suelos y de los conocimientos del prospector. — Los suelos presentan una gran variabilidad espacial, si bien existen relaciones con la posición que ocupan en el paisaje, por lo que para poder elaborar un mapa resulta imprescindible establecer un modelo de distribución. — Los suelos que ocupan menor extensión irán siendo representables a medida que se pase a escalas de mapa mayores. — Las unidades de suelos representadas en un mapa serán tanto más homogéneas cuanto mayor sea la escala del mapa, no obstante, nunca son tan homogéneas como un lector no experimentado podría pensar. — Las unidades homogéneas son más útiles que las heterogéneas, ya que permiten hacer predicciones más precisas. — Las unidades con variación regular conocida y explicitada son más útiles que si presentan variaciones al azar o no explicitadas. — Las unidades en las que se indican las proporciones relativas de inclusiones, así como otros aspectos sobre la variabilidad dentro de la unidad cartográfica, son más útiles que aquellas en las que no se indican. — Los límites entre unidades no son tan abruptos en la realidad como podría despren­ derse de su representación en el mapa, aún cuando se hayan situado con precisión. — Para poder proteger los mejores suelos agrícolas, debe conocerse su localización geográfica. — El mapa de suelos y la m em oria explicativa son documentos complementarios. — La información de suelos es una de las bases para la toma de decisiones sobre el uso del territorio, si bien no la única.

598

4.

Variabilidades espaciales de los suelos: Unidades taxonómicas, cartográficas y de manejo

La cubierta edáfíca de un paisaje presenta normalmente una gran variabilidad derivada del efecto de los factores formadores, que han ido controlando los proce­ sos edafogénicos a lo largo del tiempo. En paisajes con suelos jóvenes, la influen­ cia de las condiciones de medio actuales son las que determinan las características y distribución de los suelos. Por el contrario, en formas de paisaje antiguas, los suelos pueden haber evolucionado bajo sucesivas condiciones de medio, por lo general distintas a las actuales. El suelo forma un manto continuo en el paisaje, que varía en las tres dimen­ siones, por lo que un paisaje de suelos presentará siempre una variabilidad espa­ cial importante, que sólo sería representable en su totalidad en un mapa a escala 1:1. Por ello, al representar la realidad terreno en un mapa se hace una simplifica­ ción. Por ello, la uniformidad de las unidades representadas en un mapa (unida­ des cartográficas) no es más que aparente, ya que no se corresponde a la realidad terreno. La observación de un mapa de suelos por primera vez puede llevar a pensar que cada delincación (unidad cartográfica) representada en él es uniforme y que los límites entre unidades cartográficas son tan abruptos como muestra el dibujo, pero ello no es así. Al utilizar información contenida en un mapa de suelos se deberán tener siempre en cuenta estos aspectos. Digitalizar un mapa de suelos a escala, por ejemplo, 1:1.000.000, y tratar cada una de las unidades cartográficas representadas en él como si fuese homogénea supondrá cometer errores importan­ tes, incluso graves, de principiante. Por ello, resulta realmente importante que el usuario de un mapa de suelos sepa cómo se hacen los mapas, cuál fue la finalidad con que se hizo el levantamiento en cada caso concreto y, por consiguiente, cuál puede ser el valor predictivo esperable. Un levantamiento de suelos lleva a dibujar en un mapa superficies cuyo nivel de homo­ geneidad se considera suficiente para la finalidad del mapa. Cada superficie representada o delincación de suelos (unidad cartográfica) viene definida por un trazo que representa el límite entre unidades de suelos contiguos, determinado con mayor o menor precisión según la finalidad y escala del mapa. Respecto a una unidad cartográfica hay que indicar: — Una unidad cartográfica se delimita en gran medida por inferencia a partir de un reducido número de observaciones y muéstreos en un paisaje edáfico, si bien sufi­ cientes para permitir establecer relaciones suelos-paisaje consistentes: modelo de organización y distribución de los suelos. — En un mapa, una unidad cartográfica está integrada por el conjunto de todas las deli­ ncaciones de suelo que tienen la misma significación.

599

— Cada superficie que corresponda a una misma unidad cartográfica vendrá identifi­ cada en el mapa por el mismo color, símbolo (letras y números) y nombre. — En mapas muy detallados, una unidad cartográfica puede corresponder casi exclusi­ vamente a una única unidad taxonómica, si bien con algunas inclusiones de otras unidades no designadas y sin representación por su escasa presencia y extensión. — Una lista organizada de unidades cartográficas constituye la leyenda de un mapa de suelos.

Una unidad cartográfica suele contener más de una unidad de suelos (unidad taxonó­ mica), cuyos límites no aparecen individualizados en el mapa por razón de la escala y de la simplicación a que ésta obliga. Por ello, las propiedades de los suelos dentro de una unidad cartográfica pueden no ser homogéneas, presentando intervalos de variación que superen a los admitidos para la unidad taxonómica del suelo dominante. Las unidades cartográficas en mapas detallados de suelos pueden presentar característi­ cas que varíen poco dentro de un cierto intervalo (serie de suelos). En este caso puede haber una coincidencia en los límites de la unidad cartográfica y la unidad taxonómica; no obs­ tante, este caso no es el más frecuente. Por lo general, una unidad cartográfica presentará como máximo la misma amplitud de variación en las propiedades que los suelos de las uni­ dades taxonómicas que sirven para clasificar los suelos representados. Para que un mapa de suelos no resulte confuso, sólo resulta conveniente agrupar en una misma unidad cartográ­ fica unidades taxonómicas de igual rango jerárquico. La escala del mapa y su finalidad hacen que al agrupar suelos en una misma unidad car­ tográfica, la agrupación pueda hacerse desde un punto de vista taxonómico (generaliza­ ción taxonómica) o bien cartográfico (generalización cartográfica). Ello supone omitir los límites de algunas de las superficies de la realidad terreno, que podrían ser representa­ das en mapas a mayor escala o si la prospección pudiese prolongarse más en el tiempo. Un mapa de suelos de un país, por ejemplo, será un mapa con unidades taxonómicas generali­ zadas (nivel jerárquico: por ejemplo, subórdenes) y unidades cartográficas generalizadas, por lo que su valor predictivo es bajo. La pérdida de detalle taxonómico o cartográfico puede ser aceptable si con ello se logra una mayor legibilidad y claridad en el mapa y no se ve afectada su finalidad inicial, es decir, sigue siendo posible hacer interpretaciones y pre­ dicciones con suficiente precisión acerca de las propiedades y las respuestas esperables en las unidades cartográficas representadas. Las unidades cartográficas no visualizadas y no designadas constituyen inclusiones o impurezas del mapa (Cap. 2). Las unidades cartográficas homogéneas, es decir, aquellas con una m enor pro­ porción de im purezas, son las de m ayor interés para realizar predicciones. Sin embargo, no siem pre resulta posible recortar un paisaje de suelos en unidades cartográficas simples, en especial cuando se trabaja a escala pequeña. En aquellas áreas en las que los modelos de distribución de suelos son muy com plicados o en aquellas en las que los caracteres de los suelos presenten un gradiente con relación a un factor de diferenciación, cuya intensidad varíe en cortas distancias (por ejem ­ plo, en una ladera), sólo será posible delinear unidades cartográficas com pues­ tas, que serán más heterogéneas debido a la generalización cartográfica realizada. En una misma unidad cartográfica puede haber suelos sim ilares (difieren poco del 600

que da nombre a la unidad y no tienen efectos importantes en las interpretaciones) y suelos disimilares (con respuesta diferenciada respecto a los usos). Comparando dos mapas de una misma región, uno a escala muy pequeña, 1: 1.000.000 y otro a escala pequeña, 1:100.000 (Rubio et al., 1995) se comprende fácilmente que la infor­ mación contenida en las unidades cartográficas de uno y otro mapa tendrá un grado de pureza y un poder predictivo muy distintos (se presentan al mismo tamaño para facilitar la compara­ ción, si bien la información representada es la que sería posible incluir atendiendo a la escala).

Mapa de suelos en el que han desaparecido todas aquellas unidades cuya superficie a escala 1:1 .000.000 es inferior a 5 mm de lado, por no resultar representables a dicha escala, por lo que pasan a ser impurezas del mapa. El valor predictivo del segundo mapa es mucho menor, ya que la precisión (densidad de observaciones realizadas en el levantamiento) también habrá sido mucho menor.

Cuando se trabaja a nivel jerárquico de serie (unidad taxonómica conceptual), la carto­ grafía detallada producida se considera válida, si la homogeneidad de las unidades carto­ gráficas representadas en el mapa es tal que por lo menos un 85 % de la superficie de cada 601

una de ellas se corresponde a la descripción de la leyenda de mapa (Aubert y Boulaine, 1972), es decir, las inclusiones no superan un 15 % de la superficie representada. Con uni­ dades a nivel de familia se acepta que llegue hasta el 30 %. En la práctica, es posible que la pureza de una unidad cartográfica no supere el 50-65 % (Ragg y Henderson, 1980). Lógi­ camente, a medida que aumenta la heterogeneidad, la probabilidad de encontrar un suelo en un lugar determinado, a partir de las predicciones realizadas observando un mapa van dis­ minuyendo, pudiendo llegar hasta un 50 % (McRae y Burnhamm, 1981). Al tomar la decisión de llevar a cabo la cartografía de suelos de una determinada área se deberá llegar a una serie de compromisos entre la finalidad, la utilidad del mapa a elaborar, el tiempo, los recursos económicos asignados y el personal disponi­ ble. Si bien lo deseable sería elaborar mapas con unidades cartográficas homogéneas, ello puede no ser posible en la práctica (por la organización de los suelos, la escala o el tiempo). Habrá que establecer cuál va a ser el nivel jerárquico a emplear (unidades taxonómicas) y qué unidades cartográficas se van a representar (leyenda del mapa). Un m apa con cinco unidades cartográficas de suelos, cuyos lím ites suelen se r irregulares no puede utilizarse de form a directa para ciertas actuaciones.

Símbolo

Leyenda del mapa

Unidad 3: suelo en el que la calcilutita aparece a una profundidad entre 35 y 57 cm. Desfavorable.

■11 ^

602

Unidad 16: suelo en el que la calcilutita aparece a una profundidad entre 60 y 85 cm. Favorable. Unidad 6: suelo profundo y estructurado, sin o con pocas acumulaciones de caliza pulverulenta, blanda. Muy favorable.

Símbolo

Leyenda del mapa

U nidad 8: suelo profundo y e s­ tructurado, con presencia de nodulos calizos duros y ligeramente duros. Calcilutita a más de 150 cm. Muy favo­ rable. Unidad 11: suelo con un porcentaje muy alto de carbonato cálcico pulveru­ lento, con nodulos calizos duros o lige­ ramente duros. Calcilutita aparece entre 7 0 y l5 0 c m . Poco favorable.________

En levantamientos para usos específicos resulta poco operativo presentar un mapa con un mosaico de unidades cartográficas muy atomizadas y límites irregu­ lares. Se deberá realizar una síntesis para establecer unidades de manejo. Se trata de superficies suficientemente grandes para poder operar en ellas en el campo con las técnicas de cultivo habituales y que permitan aplicar el mismo tratamiento en cada una, siendo esperables respuestas semejantes. Si la finalidad del mapa es para fines agrícolas, la unidad de manejo mínima, se considera que debe ser del orden de unas 5 ha (Dent y Young, 1981), si bien este valor puede variar mucho según las características de las explotaciones agrícolas del área.

Mapa con unidades de m anejo sistem atizadas (sólo se representan las parcelas resultantes, sin especificar la leyenda correspondiente).

5.

Modelos de relación de suelos: Clases de unidades cartográficas

La complejidad que puede llegar a presentar la cubierta edáfica en un paisaje ha hecho necesario establecer diversas clases de unidades cartográficas, para expresar mejor las relaciones entre los suelos y facilitar la representación en un mapa. Se pueden distinguir las siguientes unidades cartográficas compuestas (SSS, 1993; Legros, 1996): Consociación: en la unidad cartográfica domina un suelo de una unidad taxonómica, que es el que le da nombre, además hay suelos similares. Las inclusiones de suelos disimila­ res generalmente no superan el 10 %. Asociación de suelos: los suelos disimilares presentes en una unidad cartográfica están organizados según un modelo que se repite de forma regular y que puede ser explicado, 603

por lo que sería posible delimitar estos suelos a una escala más detallada o con más tiempo. De forma arbitraria se ha fijado como límite la escala 1:24.000. El porcentaje total de inclusiones de suelos disimilares en la unidad cartográfica no excede del 15 % si son limitantes y del 25 % si no lo son. Una inclusión disimilar limitante individual gene­ ralmente no supera el 10 %. Por ejemplo, un área con Xerorthents típicos y Xerorthents líticos (Soil Taxonomy), ambos suelos pueden entrar a formar parte de una misma unidad cartográfica, cuyo nombre vendrá dado por aquel de los dos que domine. Los mapas basados en asociaciones son útiles para el manejo de una cuenca, para tener una visión general de la distribución de los suelos, etc. No lo son para realizar previsiones de tipo detallado para una finca o para el emplazamiento de infraestructuras. Complejo de suelos: los suelos disimilares incluidos en la unidad cartográfica están imbricados de tal manera que resulta imposible separarlos, incluso en una cartografía más detallada, a pesar de que su organización espacial corresponda a una cierta lógica. Una unidad cartográfica con dos fases de dos series de suelos distintas, por ejemplo, no pueden separarse a la escala 1:24.000. Agrupación indiferenciada (yuxtaposición de suelos, fr.): los suelos de la unidad carto­ gráfica, dos o más, no presentan una organización regular, el modelo de distribución y la proporción de unos y otros suelos no es uniforme. Se incluyen juntos en una misma uni­ dad cartográfica, ya que desde un punto de vista de uso y manejo su respuesta es seme­ jante. Su proporción puede variar considerablemente de un punto a otro de la unidad car­ tográfica e incluso no siempre aparecen juntos dentro de una delincación del mapa. La unidad se denomina con el nombre del suelo dominante y la partícula «y» seguida del nombre del suelo integrado en la unidad. Por ejemplo, suelos pertenecientes a una misma serie de suelos, si bien difieren por su pcdrcgosidad superficial (fase distinta). Taxadjunto: polipedión cuyas características no entran en ninguna de las series ya des­ critas de forma normalizada y registradas, si bien difiere poco de una de ellas (suelos similares) por una o dos propiedades con escasa repercusión en cuanto a uso y manejo. Por ejemplo, por el régimen de temperatura. Catena de suelos: a lo largo de una ladera los suelos desarrollados a partir de un mismo material originario presentan una organización en su distribución espacial, que es posible explicar en la leyenda del mapa. Entre unos y otros suelos hay transferencias de elementos. Climatosecuencias: la organización espacial de los suelos en bandas altitudinales se explica por las relaciones clima-vegetación. Cronosecuencias: la diferencia entre los suelos próximos, formados a partir de un mismo material originario y que ocupan posiciones semejantes se puede deber a sus dis­ tintas edades. Por ejemplo, los suelos formados en terrazas fluviales de distintas edades.

6.

Metodología de trabajo en cartografía de suelos: Formulación y contraste de hipótesis

La expresión levantamiento de suelos (ing. Soil survey) indica aquel conjunto de operaciones a realizar para elaborar un mapa de suelos. C artografiar suelos requiere llegar a entender su organización espacial y plasmar esta información de 604

forma inteligible en un mapa, que constituye un modelo simplificado de la reali­ dad (Legros, 1996). Un levantamiento de suelos com prende esencialmente tres etapas. Empieza con trabajos preliminares que consisten en visitar la zona, conocer la información preexistente y elaborar un presupuesto o diversos presupuestos alternativos. Una vez firmado el contrato se inicia la segunda etapa, el trabajo de gabinete, campo y laboratorio. La etapa final consiste en la redacción, edición y presentación del tra­ bajo (memoria y mapas). La etapa preliminar contempla: — Establecer la finalidad de la cartografía a elaborar, para determinar cuáles son las preguntas a las que se deberá dar respuesta y fijar la escala del mapa a producir. — Visitar la zona para conocer el sistema de propiedad de la tierra, vías de comunica­ ción y de acceso, así como su estado, facilidades de alojamiento, disponibilidad de excavadoras y mano de obra, suministros, facilidades para el envío de muestras al laboratorio, etc. — Elaborar el presupuesto o presupuestos alternativos (por ejemplo, por fases) de acuerdo con los objetivos planteados, la escala del mapa a elaborar y el orden de magnitud de los recursos económicos previsibles. Una vez formalizado y firmado el contrato para realizar el trabajo, con el correspon­ diente pliego de prescripciones técnicas, se debe iniciar la etapa de gabinete: — Organizar el equipo humano (cualificación, número de personas, contratos, asisten­ cia médica, seguros, etc.). — Establecer la modalidad de colaboración con el laboratorio que deberá realizar los análisis. — Recopilar y estudiar toda la información preexisten relacionada con los suelos del área: mapas disponibles (de suelos, climáticos, topográficos, geológicos, geomorfológicos, de vegetación y otros), fotografías aéreas y material para fotointerpretación, así como imágenes de satélite, material digital (ortofotomapas, modelos de elevación del terreno, etc.) y aquellos informes, documentos y publicaciones de interés, todo ello para estar bien informados y evitar duplicar esfuerzos. — Fotointerpretar la zona, lo que debe verse como un trabajo iterativo con el trabajo de campo y el establecimiento de hipótesis acerca del modelo de distribución de suelos. Se situará la distribución de los puntos en los que habrá que abrir las calicatas. Los trabajos de campo implican: — Reconocimiento de toda el área, con un GPS y las fotos aéreas fotointerpretadas en mano, para llevar a cabo observaciones acerca de las características de las formas del paisaje, vegetación natural, cultivos, materiales originarios, observar algunos suelos en las superficies más extensas, etc., con el fin de concretar los puntos a pros­ pectar con la densidad de observaciones que corresponda. — Formulación de hipótesis iniciales acerca del modelo de organización de la distribu­ ción de los suelos en relación con las unidades de paisaje y preparar una leyenda del mapa. 605

— Examen detallado y descripción de las calicatas con ayuda de un cuchillo de monte, lupa de mano, unas tablas Munsell y material para realizar ensayos de campo (Cap. 3), y bolsas de plástico para la toma de muestras. — Verificación de las hipótesis iniciales acerca de la distribución de suelos, llevando a cabo múltiples comprobaciones en campo, por medio de sondeos, prospectando áreas situadas en los diferentes elementos del paisaje. Las decripciones y observaciones de campo deben contrastarse con los resultados de los análisis de laboratorio tan pronto como estén disponibles. Este proceso de comprobación es el que da consistencia y calidad a un mapa de suelos. En caso de discrepancia notable con la observación en campo, se mandará repetir los análisis de laboratorio y, de seguir la falta de concor­ dancia, si no es posible tomar nuevas muestras, se primará la descripción de campo. — Clasificación de los suelos a partir de las descripciones de campo y los resultados de los análisis de laboratorio — Elaboración del mapa de trabajo. La información obtenida con la prospección de campo se representa en un mapa base, cuya escala es de 2 a 2.5 veces mayor que la escala del mapa final (Young, 1976), pudiendo utilizar como mapa base para deli­ near las unidades cartográficas las fotografías aéreas o un ortofotomapa. — Localización de los límites de las unidades cartográficas. Se agrupan suelos que se asemejan. Los límites se sitúan primero en las fotos aéreas con ayuda de un estereós­ copo y un lápiz de cera, basándose en el análisis de las formas del paisaje y el aspecto de la superficie del terreno. Posteriormente, para documentar la composi­ ción y límites de las unidades cartográficas, se llevan a cabo verificaciones en campo por medio de: • Observaciones a lo largo de transectos representativos, ya sea a intervalos regula­ res o no, o bien siguiendo líneas relacionadas con las formas del paisaje (por ejemplo, paralelas a la pendiente dominante) o al azar. • Observaciones de forma sistemática en una malla regular o de una malla informal. El procedimiento elegido para las verificaciones dependerá de la escala del mapa, de la extensión de la unidad y de una mayor o menor evidencia de variabilidad en ella, así como de la complejidad del modelo de distribución de los suelos en la región. — Elaboración del mapa a editar. Conlleva hacer una síntesis por medio de la cual se reagrupan unidades cartográficas con poca extensión o significación. Se realizan verificaciones en campo, si es necesario, y se organiza toda la información, de forma que el mapa sea fácil de utilizar para los diferentes usuarios. — Redacción de la leyenda definitiva. La descripción de cada unidad cartográfica debe­ ría indicar, cosa que no siempre ocurre, el porcentaje de superficie ocupada por el suelo dominante en cada una de ellas y los restantes suelos designados integrados en la unidad, caso de existir. El modelo de distribución de aquellos suelos que la escala del mapa no hace posible representarlos de forma separada. Por lo general, se tratará de suelos similares. La leyenda también debería indicar el modelo de relación entre los suelos incluidos en una misma unidad cartográfica. También debería prevenir al usuario de la existencia de inclusiones de suelos disimilares, cuyo comportamiento debe ser tenido en cuenta para evitar fracasos importantes en las predicciones. En la form ulación de las hipótesis iniciales acerca de la organización espa­ cial de los suelos en el paisaje para elaborar un m odelo de organización espa606

cial de la distribución de los suelos resulta im prescindible tener presentes las teorías de génesis de suelos (Caps. 17 y 18). Dado que una cartografía de suelos consiste en extrapolar a partir de un número limi­ tado de observaciones y descripciones de perfiles de suelos en campo (Cap. 2 y 3), el grado de conocimiento previo de los suelos del área por parte del equipo que vaya a llevar a cabo la cartografía determinará la forma de plantear el trabajo. Si se trata de un equipo que tiene su primer contacto con el área, la fase de reconocimiento y descripción de suelos en campo toma una gran importancia. La experiencia científica que cada prospector tenga y el poder disponer de fotos aéreas permite formular hipótesis más seguras y prever de forma más precisa qué suelos cabe esperar encontrar en un punto, teniendo en cuenta el contexto (Boulaine, 1972). La valida­ ción de las hipótesis formuladas conlleva comprobaciones en campo, por lo que la elabora­ ción del mapa debe contemplarse como un proceso iterativo, que permite ir llegando a sucesivas mejores aproximaciones, sobre la base de la información disponible en un momento dado (Atkinson, 1993). Por aproximaciones sucesivas, el prospector irá estable­ ciendo la lista de unidades cartográficas, las características del suelo tipo, indicando el intervalo de variación admitido en ellas y, de este modo, poco a poco, irá dibujando y preci­ sando mejor los límites de las unidades cartográficas establecidas. La etapa de redacción y edición se ve muy facilitada actualmente con el uso de técni­ cas informáticas, que permiten presentar en soporte informático los mapas elaborados. La información se podrá tratar y reelaborar con ayuda de sistemas de información geográfica (GIS). Muy posiblemente habrá que prever presentaciones en público del trabajo, para darlo a conocer a los usuarios. En EE.UU., por ejemplo, todos los miembros del Congreso reciben un ejemplar de cada mapa de suelos que elabora el Soil Survey Staff. Una labor importante en cartografía de suelos es la normalización de las des­ cripciones y la correlación, que aseguran que los nombres y las definiciones para un mismo suelo sean consistentes de una cartografía a otra. Los correiatores son quienes revisan la cartografía elaborada por distintos equipos. Su labor incluye igualmente determ inar si los límites establecidos para las unidades cartográficas concuerdan con las de mapas contiguos cartografiados previamente. Por consi­ guiente, la correlación de suelos debe plantearse como un trabajo a realizar por cartógrafos muy experimentados, haciendo su trabajo de forma independiente y sistemática. Debería acompañar a todo programa de cartografía de suelos de cada país. Requiere de la existencia de un registro único de series de suelos, definidas con criterios normalizados, a aplicar de forma rigurosa por los distintos equipos de cartografía (SSS, 1993).

7.

Modelos de representación de la cubierta edáfica: De la serie de suelos a las unidades morfoedáficas

Al estudiar mapas de suelos producidos en distintos países a partir de 1970, se observan diversos enfoques conceptuales, si bien predominan dos claramente dife­ renciados: 607

7.1.

Cartografía basada en las series de suelos

En la elaboración de mapas detallados de suelos (por ejem plo, a escala 1: 25.000) adquiere un peso preponderante la observación directa en cam po y el objeto de estudio es el pedión. La prospección debe servir para delim itar de forma precisa superficies dentro de las cuales un suelo permanece idéntico a sí mismo, aceptando un intervalo de variación en sus propiedades prefijado. Si el suelo per­ manece hom ogéneo lateralmente sobre una extensión suficientem ente grande, la unidad taxonóm ica (serie) coincidirá con la unidad cartográfica.

EJEMPLO DE LEYENDA DE UN MAPA DE SERIES DE SUELOS

6c

C abanyes franco arcillo lim osa, 5-10 % de pendiente, en laderas. S on s u e lo s m o d e ra d a m e n te p ro fu n d o s, b ie n d re n a d o s y de te x tu ra m ed ia , con m uy pocos elem entos gruesos. Xerochrept ca lcixerólico, lim oso fina, m ezclada, térm ica (SSS, 1975, 1994).

7d Cales franca, 10-20 % de pendiente, lige­ ram ente pedregosa, ligeram ente rocosa. Son suelos superficiales, bien dre n a d o s y de te x tu ra m ed ia , con p o co s e le m e n to s gruesos. X erorthent lítico, franca, m ezclada (calcaréa), térm ica (SSS, 1975, 1994).

18a Porroig arcillosa. Son su elos m uy profundos, bien d re n a ­ dos y de textura m oderadam ente fina, sin ele m e n to s gruesos. A p a re cen en p la ta ­ fo rm a s y d iv is o ria s con p e n d ie n te m uy suave (<2 %). X erochrept calcixerólico, franco fina, carbonática, té rm ica (SSS, 1 9 7 5 ,1 9 9 4 ). A R E A S M IS C E LA N E A S E dificaciones y áreas urbanas. Extracción de áridos.

500

0

500

1000 m

Referencia: Extraído del Mapa de Suelos 1:25.000 de Cataluña. DARP Generalitat de Catalunya, 1999.

608

Una serie de suelo está integrada por un conjunto homogéneo de suelos (polipediones), muy semejantes entre sí, desarrollados sobre un mismo material ori­ ginario y cuyas características son similares. Dentro de una serie se admite una gama de variación en las características dentro de un intervalo definido (Simonson, 1952; SSS, 1993). La definición de una serie es dinámica y puede cam­ biarse a lo largo del tiem po, a m edida que se adquieran más conocimientos acerca del suelo que sirve para definirla. La serie es un nivel taxonómico tan detallado que su definición es prácticamente inde­ pendiente del sistema taxonómico al que se quiera referir (Boulaine, 1980). Cada serie de suelos se describe siguiendo un formato normalizado, y se identifica con un nombre tomado de alguna localidad, paraje o estancia de los alrededores del lugar donde dicho suelo se halla mejor representado o fue descrito por primera vez. Esto hace que las series deban ser descritas para cada país, para que los nombres resulten más adecuados y que en trabajos científicos y congresos se utilice la terminología de Soil Taxonomy o de WRB a un nivel jerárquico superior a la serie. El número de series está siempre abierto a nuevas incorporaciones. Lógicamente, todos los suelos integrados en una serie deben pertenecer a la misma unidad taxonómica a cualquier nivel jerárquico superior.

7.2.

Modelo basado en unidades morfoedáficas

En la elaboración de mapas de reconocimiento a escala regional (por ejemplo, a 1: 250.000, 1:100.000) son de una gran ayuda las fotografías aéreas y las imáge­ nes de satélite, para establecer la organización de la cubierta edáfica en las unida­ des del paisaje, cómo puede haber evolucionado a lo largo del tiempo y cómo fun­ ciona en un marco regional. La escala de estos mapas hace innecesario pretender establecer con precisión los límites entre los suelos, ya que resulta suficiente la identificación de las grandes unidades naturales que aparezcan como homogéneas a la escala de trabajo. Una cartografía de este tipo resulta adecuada para identificar y localizar zonas de interés para el desarrollo agrícola regional en países con poca información previa sobre los suelos. En estos casos se plantean levanta­ mientos de suelos que no consuman tiempos excesivamente largos, ni requieran muchos recursos económicos. Las relaciones existentes entre las formas del paisaje (unidades geomórficas) y las unidades de suelos fueron estudiadas y utilizadas por Gaucher (1965, 1981) en sus trabajos cartográficos en África. Ello le llevó a introducir el concepto de uni­ dad morfoedáfica (Cap. 2), utilizado por diversos cartógrafos de ORSTOM. La disección de un paisaje en unidades geomórficas homogéneas conduce a identificar unidades morfoedáficas, igualmente homogéneas a la escala de trabajo. Este enfoque con­ ceptual ha sido utilizado por la Escuela edafológica francesa en sus trabajos de cartografía 609

de suelos en Africa (Bertrand, 1972). Como ejemplo de cartografía elaborada con esta metodología se puede citar el Mapa morfoedáfico de las Regiones Sudanesas de SineSaloum realizado por Bertand (1971):

1 1 •j j ar Unidades geomorficas

Símbc>lo de de la uráfica cartog del nlapa

Decripción de la unidad cartográfica

Plataformas y cerros residuales

Litosoles sobre coraza -Regosol sobre are111111111 ñisca ferruginosa.

Pseudocuesta. Glacis con materiales de coraza (petroférrico).

Suelos poco evolucionados de aporte sobre .v.v.v.

Zonas externas de las plataformas. + + Zonas internas de las plataformas.

Suelos ferruginosos tronicales iluviados truncados y endurecidos y suelos poco evo­ lucionados de erosión. Suelos ferruginosos tropicales iluviados truncados con manchas y nodulos.

* * Depósitos aluviales antiguos

Terrazas antiguas.

1 Suelos ferruginosos tropicales iluviados. S u e lo s r o jo s y a m a r il lo - r o jiz o s : s u e lo s f e r r u ­ ginosos iluviados con manchas y concre­ ciones.

T e r r a z a s e o liiv io - n liiv ia le s

Depósitos aluviales recientes

Llanura aluvial.'

610

. . . . . . . . T . 'n

VsV'-V-t-.v:

Suelos poco evolucionados de aporte aluvial -suelos hidromorfos con gley en profundi­ dad.

ESTUDIO DE CASOS 1. El análisis de unidades geomórficas (Cap. 18) de una determinada región por medio de fotointerpretación ha permitido identificar fondos planos aso­ ciados a un curso de agua. Discutir qué se puede inferir acerca de las unida­ des de suelos asociadas a esta forma del paisaje para una cartografía de reconocimiento, así como la existencia posibles de problemas en los cultivos según que el clima regional sea húmedo o bien semiárido. 2. ¿Qué hipótesis se pueden formular acerca de los suelos de llanuras aluvia­ les y de los suelos que ocupen posiciones más elevadas en terrazas en el mismo paisaje? 3. En otro paisaje de clima semiárido se identifican unidades geomórficas de pla­ taforma. Avanzar alguna hipótesis acerca de las unidades de suelos asociadas. 4. Al fotointerpretar fotogramas en blanco y negro se identifica una zona relati­ vamente llana un modelo de distribución irregular de manchas de color claro y de color oscuro. El clima regional es semiárido. ¿Qué hipótesis podría emi­ tir y qué tipo de unidad cartográfica va a ser la más adecuada para delinear el mapa? Se trabaja con unidades taxonómicas a nivel jerárquico de subor­ den (Soil Taxonomy) y el mapa a elaborar es a escala 1:100.000. 5. ¿Qué relación existe entre la escala del mapa topográfico que sirve de base a un mapa de suelos y el valor o precisión del levantamiento de suelos que sirvió para realizar dicho mapa?

Bases para la discusión 1. Se trata de una unidad geom órfica cuyo origen se debe a depósitos aluviales actuales o recientes, por lo que la unidad edáfica se caracterizará por la presencia de suelos jóvenes, posiblem ente presentarán carácter fluvéntico. La unidad m orfoedáfica que se puede establecer relacionará fondos planos y suelos aluviales, Fluvisoles (WRB, 1998) o Fluvents (SSS, 1999). En regiones húm edas los problem as que se pueden presentar pueden derivar de un mal drenaje y características asociadas a hidromor­ fism o, m ientras que en regiones sem iáridas pueden ser problem as de salinidad. 2. Las terrazas no reciben ya aportes. Son tanto más antiguas cuanto m ayor sea su cota relativa. La distinta edad explica una parte de las diferencias entre los suelos. Las hipótesis que se pueden inferir: cuanto m ás alta sea la terraza, los suelos han evolu­ cionado durante un período más largo y presentarán un perfil m ás diferenciado, ya que los procesos de horizonación habrán sido más prolongados. 3. En plataform as residuales los suelos pueden tener horizonte petrocálcico; en platafor­ m as estructurales puede tratarse de suelos con carácter lítico. 4. Las m anchas claras podrían corresponder a un endopedión cálcico en superficie por erosión (perfil truncado), m ientras que las oscuras o bien conservan el epipedión o bien podrían tener un endopedión argílico en superficie, igualm ente por erosión. El pedión tipo inicial podría tener una secuencia de horizontes: ócrico, argílico y cálcico. De ser así, con unidades taxonóm icas a nivel jerárquico de suborden (generalización taxonóm ica), las unidades cartográficas se describirían com o un com plejo de suelos (generalización cartográfica), ya que los dos suelos principales resultan difíciles de representar de form a separada a la escala del mapa. Desde un punto de vista de uso se tratará de dos suelos disim ilares, por el distinto contenido de carbonato cálcico en el horizonte de enraizam iento de las plantas.

611

5. La precisión de un levantam iento de suelos viene dada por el núm ero de observacio­ nes llevadas a cabo por unidad de superficie y no por la escala del m apa topográfico, que se elige para facilitar la legibilidad. Si la densidad de observaciones ha sido alta, el m apa será detallado, m ientras que una baja densidad hace que el levantam iento sea a nivel de reconocim iento, con independencia de la escala del m apa topográfico sobre el que se haya plasm ado la inform ación, dentro de un cierto intervalo de esca­ las, por lo que hay que entender que existe una escala óptim a para una densidad de observación dada para que el m apa se pueda leer con facilidad.

8.

Extrapolación e interpolación: Cartografía libre y cartografía geoestadística

El enfoque más clásico en cartografía de suelos consiste en situar los puntos de obser­ vación en determinadas localizaciones que se suponen representativas y, a partir de la des­ cripción de los suelos de estas superficies relativamente pequeñas, extrapolar a superficies mayores, que se suponen suficientemente homogéneas. Este método inductivo se conoce como cartografía libre o razonada (Legras, 1996). La aplicación de técnicas estadísticas al estudio de la distribución de los suelos o de alguno de sus atributos (Webster y Oliver, 2000), ha dado lugar a la cartografía geoesta­ dística. En este caso el suelo se observa de forma regular por medio de una malla y se utili­ zan métodos matemáticos para interpolar y generalizar a la superficie comprendida entre puntos de observación contiguos (Legras, 1996). Este tipo de cartografías requieren un gran número de observaciones de tipo cuantitativo, por lo que su uso queda restringido. Ha sido utilizada con éxito para cartografiar la distribución de la salinidad y su evolución a lo largo del año, ya que el uso de sensores electromagnéticos (SEM) permite trabajar con una malla de puntos muy densa y realizar medidas de forma rápida y con bajo coste (Lesch et al., 1995; Herrero et al., 1996).

9.

Información contenida en un mapa de suelos: Leyenda del mapa

El resultado de un levantam iento de suelos se plasm a en una m em oria que explica los suelos identificados y en el m apa que m uestra su distribución. Se incluye información gráfica e información semántica y se utiliza un conjunto de convenciones, tanto en la representación gráfica, como en la leyenda de los mapas:

Información gráfica Fondo topográfico. Fondo fotográfico (ortofotomapas). Unidades cartográficas de los suelos. Mapas complementarios a menor escala: geología, vegetación, clima, etc. Bloques diagramas idealizando la distribución de los suelos. Esquema de los perfiles tipo. 612

—>

Información semántica Nombre del mapa. Autores y colaboradores. Laboratorio análisis de suelos. Sistema de proyección y coordenadas. Localización del área en la malla del país. Fechas de realización y de publicación. Escala numérica: relación de similitud proporcionada: l:x Escala gráfica: indica a qué corresponde en el mapa 1 km en el campo. Leyenda: explica los símbolos y describe cada unidad cartográfica, indicando las unidades taxonómicas incluidas en ella, aunque sus límites no siempre se identifican en el mapa. Recibe el nombre del suelo más extenso en la unidad, aunque ésta no sea uniforme. La escala óptima del mapa viene determinada por la finalidad del mapa y condiciona el tamaño real de la superficie mínima representable, unidad cartográfica de base. Para que una superficie pueda ser legible en un mapa deberá ser un cuadrado de como mínimo 5 mm de lado y corresponder como mínimo a un polipedión (Nieves et a l, 1985). De acuerdo con distintas escalas, la unidad cartográfica base representará en campo: Intervalo de escalas

Denominación de la escala

Menor de 1: 5(X).()()()

Muy pequeña

< 625 ha

100.000 - 500.000

Pequeña

25 - 625 ha

25.000 - 100.000

Mediana

1,5 -2 5 ha

10.000 - 25.000

Grande

2.500- 15.625 m2

Mayor de 1: 10.000

Muy grande

> 2.500 m2

Unidad cartográfica de base

ESTUDIO DE CASOS Discutir los siguientes aspectos: 1. ¿Cómo incide el crecimiento urbano en los suelos agrícolas de áreas periurbanas? 2. ¿Por qué se pueden cometer errores al intentar predecir el comportamiento a partir de las unidades cartográficas representadas en el mapa de suelos? 3. Se quiere hacer una generalización taxonómica en la leyenda de un mapa a partir de suelos Xerorthents líticos y Xerothents típicos distribuidos en una ladera. ¿Cuál será la denominación? ¿La unidad cartográfica contendrá sue­ los similares o disimilares? ¿Cuál será el modelo de relación entre los suelos?

Respuestas 1. Pérdida de suelos de regadío de m uy buena calidad. 2. Por la presencia de im purezas que, por escala del mapa, no fueron representables. 3. Xerorthents/Suelos disim ilares/C om plejo de suelos.

613

Como ejemplo de bloque diagrama se presenta el correspondiente a las unidades carto­ gráficas del Macizo de Les Alberes (Pirineos Orientales, Cataluña Norte, Francia), tomado de la memoria del Mapa de Argelés-sur-Mer - Perpignan redactada por Servant (1970):

10.

Instrumentos de apoyo a la cartografía de suelos

La cartografía de suelos se ha visto beneficiada por los avances habidos en aquellos ámbitos del conocim iento en los que se basa. Entre los principales instrumentos que han venido a mejorar la calidad de los trabajos en cartografía de suelos cabe indicar: Fotografías aéreas desde avión: las fotos desde globos aerostáticos representan los ini­ cios, con una finalidad militar en su origen. Las fotos aéreas desde avión se empezaron a utilizar en EE.UU. en 1920. En España, el segundo vuelo, USAFB, se llevó a cabo en 1956. Este tipo de fotogramas muestran campos de cultivo, bosques, carreteras, edificia614

ciones, etc., y, al poder ser observadas en visión estereoscópica, se puede estudiar el pai­ saje en relieve. Permiten extraer información cuantitativa y cualitativa. Facilitan el esta­ blecimiento de los límites de las unidades cartográficas con mucha mayor precisión (White, 1977) Mosaicos aéreos: se pueden confeccionar manualmente recortando y pegando las partes centrales de fotos aéreas contiguas. Permiten tener una visión general del área a cartografiar. Han sido sustituidos por los ortofotomapas. Es una técnica que resulta útil en docencia. Imágenes de satélite: la detección, reconocimiento, identificación y evaluación de los objetos y fenómenos de la superficie terrestre son procesos que se agrupan bajo la deno­ minación de percepción remota o teledetección, estas técnicas se desarrollaron a partir de 1961. Se basan en las diferencias de reflectancia o emisividad de las superficies terrestres. La generación de los satélites LANDSAT se inició en 1972. Ortofotomapas: se trata de fotografías aéreas restituidas para que la proyección sea ortogonal y no cónica. Permiten sobreimprimir los límites y símbolos de las unidades cartográficas sobre un fondo fotográfico, con una precisa identificación del terreno. Modelos numéricos del terreno Cartografía asistida por ordenador Sistemas de información geográñca (GIS): integran toda la información disponible. Se empezaron a desarrollar a partir de 1968 (Burrough, 1986, Zink, 1990, Star y Estes, 1990, Hammer et al., 1991, Valenzuela et al., 1991). Bases de datos, integrables a un GIS. Global and National Soils and Terrain Digital Databases (SOTER). Procesado automático de datos (ADP): almacenamiento y procesado de información cartográfica que permite desarrollar interpretaciones y ayuda a la toma de decisiones. Sistema de posicionamiento global por satélite (GPS) (Herring, 1996).

11.

Intensidad de la cartografía y tipos de mapas

La finalidad de un mapa determina el detalle requerido, es decir, la intensidad de la cartografía, lo que lleva a establecer tres g rados de actuación: fundamental, estudio y ejecución, cuyo nivel de detalle es creciente, con lo que también lo serán el tiempo y los costos referidos a la unidad de superficie cartografiada. El grado fundamental o inicial tiene por objetivo empezar a disponer de algún tipo de información de una región muy extensa, previamente muy poco estudiada. La cartografía elaborada será a escala pequeña y se basará en la síntesis de información preexistente que se presenta ahora de forma homogénea en un mismo lenguaje y formato. Las actuaciones en grado de estudio utilizan como metodologías de trabajo la teledetección y el trabajo de campo. El grado de ejecución supone obtener información detallada de los suelos del área y su distribución en el paisaje, por lo que la base será la prospección en campo. Esta infor­ mación es la que se requiere para proyectos concretos. 615

Dado que en la práctica existen amplias diferencias en la utilización de estos términos, interesa que en cada mapa se indique el objetivo, la intensidad y la escala. Young (1976) relaciona las escalas del mapa a elaborar y el tipo de levanta­ miento de suelos del siguiente modo:

K>

N>

8

Wl

pequeña

grande

E S C A L A D E L M APA

R econocim iento

S em i d e ta lla d o

Intensivo

D etallado

II------------------------ II------------------- II---------T IP O DE LE V A N T A M IE N T O Inventario de recursos Lo calización de recu rsos V ia bilid ad P rog ram a s de d e sa rro llo G estió n y proyecto

La finalidad del levantamiento cartográfico a realizar condicionará el grado de actuación, la metodología de trabajo y la escala óptima del mapa a elaborar:

Tipode mapa Grado de actuación Fundamental

intensidad (FAO, 1979) Esquemático

Metodología básica de trabajo

Inventario muy general. Información preliminar.

Compilación de información. Información indirecta. Inferencia.

1:2.000.000

Inventario general de recursos. Determinar las posibilidades de desarrollo, estudios posteriores requeridos o áreas idóneas para un desarrolloespecífico.

Examen de grandes áreas en poco tiempo, información preexistente. Transectos rápidos. Detección de condicionantes para el de­ sarrollo: críticos y relevantes.

1:2.000.000 a 1:500.000

Planificación regional. Localiza­ ción de proyectos de desarrollo.

Transectos rápidos.

1:750.000 a 1:250.000

Síntesis Exploratorio Síntesis

Generalizado Síntesis

616

Escala mapa a elaborar (orientativo)

Finalidad

Tipo de m apa G rado de actuación

intensidad

Finalidad

Metodología básica de trabajo

(FAO, 1979) Estudio

R eco no cim iento

Baja

S e m id etallad o

Mediana Ejecución

D etallad o

Alta M u y d eta lla d o

Escala m apa a elaborar (oríentativo)

Estudios de previabilidad. Localización de proyectos. Planificación local. Estudios integrados. Determinación de áreas de desarro­ llo prioritario y aquellas sólo ade­ cuadas para agricultura no intensiva o pastos.

Teledetección, principalmente, cubriendo toda el área. Fisio­ grafía. Prospección en campo, si es posible mediante transectos. Información preexistente. Identificar los principales con­ dicionantes y áreas con riesgos o baja potencialidad.

1:400.000 a 1:100.000

Evaluación económica. Estudios de viabilidad de alternativas. Implcmcntar programas de desa­ rrollo.

Teledetección combinada con una prospección de campo importante.

1:100.000 a 1:25.000

Diseño y redacción de proyectos concretos. Planes de conservación de suelos. Estudios a nivel de finca.

Prospección de campo, princi­ palmente. Apoyo limitado de fotointerpretación.

1:25.000 a 1:10.000

Estudios especiales para planifica­ ción. Fincas experimentales.

Establecimiento de una malla para una prospección sistemá­ tica; o transectos sistemáticos.

1:5.000 a> 1:1.000

Muy alta

Para los distintos tipos de mapas, la escala de las fotografías aéreas a utilizar, especifi­ caciones sobre densidad de observaciones a realizar, el tamaño de las unidades cartográfi­ cas de base y las tolerancias en la situación de los límites entre unidades son las que se indi­ can seguidamente:

Tipo de m apa

Escala aproxim ada Teledetección

Especificaciones sobre densidad de los datos por 100 ha Análisis Calicata Sondeo Totales tom p|ttos

Esquemático Exploratorio Generalizado

Imágenes satélite Imágenes satélite Imágenes satélite 40.000 a 30.000

Reconocimiento

20.000 15.000 a 30.000 20.000 15.000 a 30.000 15.000 a 30.000

1 1 1 0,5 2

10.000 5.000 a 15.000 5.000 a 15.000 Orlofotos y apoyo fotointerpretación 2.000 a 5.000 1.000 a 5.000 1.000 a 5.000

Semidetallado

Detallado

Muy detallado

l ’nidad cartográfica débase (ha)

Tolerancia situación de los límites

1.000

500 a 1.000

100 100

200 a 500 200 a 500

(m)

2 1 3 2,5 10 50 25 100

4 4 2 8 40 20 80

25

100a 200

10 5 20

1 0 2 2 8 40 20 80

0,5

20

50 40 100

200 160 400

250 200 500

200 160 400

0.25

4a 10

617

12.

Bases de datos electrónicas de suelos: Información en soporte informático y en red

La aparición de los formatos CD ROM y de internet han puesto a disposición de la ciencia del suelo la posibilidad de dar m ucha m ayor difusión a la enorme cantidad de inform ación de suelos disponible. Las bases de datos electrónicas (Baumgardner, 2000) pueden ser:

— Descriptivas y tener datos cuantitativos con dimensión espacial (unidades cartográficas de suelos). — Datos puntuales que describen y cuantifican propiedades específicas de un perfil de un suelo en una localización concreta conocida (georreferenciado) y en un momento dado (fecha) de la superficie terrestre.

Las bases de datos y las tecnologías de la información y la comunicación (TIC) han venido a resaltar la imperiosa necesidad de disponer de terminologías normalizadas, para hacer posible la compatibilidad entre bases de datos de suelos y facilitar así la transferencia de conocimientos. Entre las muchas fuentes de información existentes en la red, se citan algunas seguida­ mente, si bien debe tenerse en cuenta que las direcciones electrónicas cambian con facili­ dad, por lo que las que se indican sólo pueden considerarse orientativas:

— Base de datos digital de suelos y terreno (SOTER). FAO. Roma. www.fao.org/catalog/New/products www.isric.nl — Base de datos de suelos de Canadá www. res. agr. ca/CANSIS — Base de datos de levantam iento de suelos de Estados Unidos de N ortea­ m érica http://soils. usda. gov www.nhq.nrcs.usda.gov/WSR

Petersen (2000) ha estudiado las aplicaciones de las bases de datos de suelos, aspectos que cambian muy rápidam ente y se ampliarán de forma notoria. Los sis­ temas de información geográfica (GIS) han venido a com plem entar la gestión y utilización de la información de suelos. 618

13.

Gestión de información de suelos: Sistemas de información geográfica

La planificación del desarrollo y el manejo del suelo con criterios de sustentabilidad/sostenibilidad requieren que los que toman decisiones interioricen que los suelos, com o recurso natural que son, desempeñan un papel central en la protec­ ción del m edio am biente y la producción agrícola. Además, su conocimiento puede ser de gran utilidad en obras de ingeniería civil, tales como infraestructuras viarias o de comunicaciones, canales, entre otras. Las técnicas informáticas pri­ mero y las de información y comunicación a partir de 1990 han venido a ampliar las posibilidades de una adecuada gestión de la información de suelos y acceso a la misma. Una adecuada gestión de la información de suelos debe tener en cuenta que el suelo cumple funciones ecológicas (producción de biomasa, capacidad de filtrado, tamponamiento y transformación de residuos, hábitat biológico y reserva de genes) y funciones relacionadas con las actividades humanas (producción de alimentos, fibras, forrajes, asentamiento de instalaciones industriales, vías de comunicación, construcciones, espa­ cios de ocio, senderismo, destinatario de vertidos de residuos, suministro de materias primas: arcillas, arenas, gravas; herencia cultural y geogénica: restos arqueológicos) (Blum, 2002). Resulta fácil deducir que, inevitablemente, existe una competencia entre los diversos usos del suelo, debido a las diversas funciones potenciales del suelo y a la incompatibilidad entre ellas. Por ello, será necesario establecer prioridades en el uso de los suelos y evitar que se produzcan consecuencias medioambientales no deseables, o que los proyectos de desarrollo no alcancen sus objetivos. Unos planteamientos de este tipo hacen necesario un enfoque holístico que tenga en cuenta el sistema en su conjunto: aspectos físicos, biológi­ cos, económicos, sociales y financieros. Por ello resulta imprescindible integrar la informa­ ción de suelos en la toma de decisiones. A partir del año 1970 se empezaron a generalizar las aplicaciones de los siste­ mas de información geográfica (GIS) a la planificación de los recursos naturales, de los usos de territorio y de la protección del medio ambiente, con lo que la infor­ mación contenida en la cartografía de suelos ha ido adquiriendo un papel cada vez más relevante con tales aplicaciones, permitiendo una toma de decisiones referen­ tes al uso territorio mejor fundamentada. Burrough (1986) define un GIS como «un instrumento que permite adquirir, almacenar, recuperar, transformar y presen­ tar datos espaciales del mundo real para un conjunto de fines concretos». Los GIS han evolucionado considerablemente, pudiendo distinguir cuatro etapas, centrada cada una de ellas en los siguientes aspectos (Martínez-Casasnovas, 2000): — Cartografía: análisis de mapas o coberturas mediante operaciones algebraicas o de lógica boleana para producir un nuevo mapa (Tomlin, 1990). — Gestión de bases de datos geográficos: incorporación de gestores de bases de datos temáticos en los GIS y su integración con datos geométricos (Maffini, 1997). 619 ?>

— Análisis espacial y modelización de la información: desarrollo de la ciencia de la información espacial y de las tecnologías de la información y comunicación. Mode­ los digitales del terreno que permiten extraer información cuantitativa de forma automática. Fotinterpretación y análisis de imágenes (Longley et al. 1999). — World wide web (www): acceso a la información por el gran público por medio de una red de comunicaciones, gracias a los servidores de mapas de Internet (Foote y Kirvan, 1997).

Los productos pueden ser mapas para usos específicos (compuestos, en pers­ pectiva, interpretativos o de potencialidades), así com o información estadística (áreas, longitudes, volúmenes o resúmenes de datos). Por consiguiente, los levantamientos de suelos han encontrado nuevas aplicaciones gra­ cias a la tecnología GIS, que permite aplicaciones específicas importantes y resolver pro­ blemas de forma más rápida y eficiente. La digitalización de mapas por medio de un scariner o manualmente y su introducción en bases de datos estratificadas en un GIS permiten, por superposición y combinación de informaciones, producir nuevos mapas con una infor­ mación distinta a la preexistente (Hammer et al., 1991). No debe confundirse la cartografía informatizada, con un análisis espacial de atributos, que es lo que realmente hace un GIS (Cowen, 1988). El diseño de una base de datos de suelos para llevar a cabo interpretaciones automatizadas utilizando tecnología GIS implica la descripción de datos espacia­ les y no-espaciales. Las unidades cartográficas se almacenan en la base de datos espaciales, mientras que las características externas e internas de suelos se alm ace­ nan en la base de datos no-espaciales (Zinck y Valenzuela, 1990). Un GIS es una herram ienta que perm ite aum entar la escala tanto com o se quiera, si bien nunca deberá aumentarse por encim a de la escala que venga avalada por la densidad de observaciones que se utilizó en el levantamiento de suelos.

ESTUDIO DE CASOS Con el uso de las tecnologías GIS los productos de los levantamientos de sue­ los han pasado a ser utilizados por un mayor número de usuarios, que en algu­ nos casos no poseen una suficiente formación edafológica de base y que des­ conocen la metodología utilizada en los levantamientos de suelos. Ello puede inducir a cometer errores importantes, en el manejo e interpretación de la infor­ mación generada a partir de un mapa de suelos digitalizado y gestionado mediante un GIS. Se pide que se identifiquen y discutan posibles causas error.

Bases para la discusión Al digitalizar un mapa de suelos se captan los límites entre unidades cartográfi­ cas. En un GIS se tratarán unidades cartográficas. ¿Son los límites en campo tan abruptos como aparecen dibujados en el mapa?

620

¿Cada mancha que aparece en el mapa como perteneciente a una misma uni­ dad cartográfica se corresponde íntegramente a lo que indica de ella la leyenda del mapa? ¿En una unidad cartográfica existe un único pedión modal? ¿Pueden existir en una unidad cartográfica pediones con características limi­ tantes o condicionantes para ciertos usos y que no vengan representados en el mapa? ¿A partir de qué mapas es mayor el riesgo de cometer errores de interpretación de posibles respuestas: mapas a escala grande o pequeña? ¿Cómo puede verse afectada la fiabilidad de los mapas producidos a partir de tal información de entrada?

14.

Criterios para evaluar la calidad de un mapa de suelos

La calidad de un mapa de suelos hace referencia a: — Calidad de la información contenida en el mapa: para evaluarla se requiere volver al campo y con la barrena hacer un sondeo en un lugar ya cartografiado y examinar si el suelo encontrado se corresponde al indicado en el mapa. Fiabilidad.

Precisión. — Utilidad del mapa para los objetivos de los usuarios: Escala: detalle con que se presenta la información (densidad de observaciones). Eficacia para realizar predicciones. Leyenda. Al redactar un pliego de prescripciones técnicas para encargar un mapa de suelos, al recibir un trabajo o simplemente cuando deban tomarse decisiones a partir de la informa­ ción contenida en un mapa de suelos, resulta muy conveniente tener en cuenta los criterios de calidad referidos a la ejecución del mapa, que pueden concretarse en los siguientes: — Densidad de observaciones: obs/ha. Función de la finalidad del mapa y escala óptima de representación. — Tipo de observaciones: Relación calicatas/sondeos. Relación calicatas/total de observaciones. Profundidad mínima de calicatas y sondeos. — Precisión y significado de los límites: forma de situar los límites entre uni­ dades cartográficas. Inferidos por fotointerpretación. Determinados por observaciones en campo y seguidos en toda su longitud.

621

Interpolados entre los puntos observados. — Uniformidad de las unidades cartográficas: Pureza de las unidades cartografiadas (puede variar del 65 al 90 %). Coeficientes de variación de una propiedad individual del suelo (raramente menos de un 20 % y para propiedades químicas puede llegar al 70 %). Porcentaje y tipo de inclusiones en cada unidad. Valor predictivo de una unidad cartográfica. — Análisis realizados: Ensayos preliminares de campo. Número y tipo de muestras tomadas. Análisis de laboratorio. Identificación del laboratorio. — Formación y experiencia del equipo prospector: Nombre del director del equipo. Nombre de los prospectores o cartógrafos y formación.

Se han propuesto criterios para evaluar la precisión de los mapas de suelos, tales como el índice de calidad (Legros, 1973), que se expresa por:

_ 2Pa + Pna 75 E V S U Pa = perfiles analizados. Pna = perfiles analizados parcialmente. E = escala del mapa. S = superficie prospectada (ha). U = unidades cartográficas establecidas. Para una escala 1:25.000 se tiene: FC < 70 70 < FC < 120 FC > 120

calidad insuficiente aceptable excelente

La leyenda puede hacer de un mapa un docum ento únicamente para expertos, por la terminología utilizada, o bien convertirlo en una inform ación fácilmente accesible, si es mucho más explicativa. De un mapa básico que sea de calidad y si la densidad de observaciones y la escala son adecuadas, se podrán derivar mapas para fines específicos para usuarios concretos, sin que ello represente un coste adicional importante. Los mapas deben ser fáciles de utilizar, por lo que la presentación o edición debe cuidar los aspectos de calidad: 622

Observaciones

Cualidades

Precisión

Depende del error gráfico en la localización de las unidades cartográficas en el mapa. La precisión aumenta al hacerlo la densidad de observaciones; al indicar referencias cartográficas, topográficas y coordenadas, así como al utilizar ortofotomapas. Impor­ tancia de la fiabilidad en el establecimiento de los límites entre las unidades.

Expresión

Presentación adecuada de la información. Depende de los símbolos, colores, tramas y signos, que deben seleccionarse cuidadosamente. El mapa debe ser agradable.

Legibilidad

Facilidad con que es percibida la información. Depende del modelo de distribución de los suelos. Escala óptima de representación. Un exceso de información puede dificultar la utilización del mapa. Por razones de coste de edición se producen mapas a la menor escala posible a condi­ ción de que sean legibles y no se pierda información con la reducción. Un mapa debe ser claro. El manejo del color y el poner su símbolo a cada delincación del mapa pueden mejorar la lectura.

Eficacia

El mapa debe de ser útil, completo y veraz. La información contenida en el mapa debe perm itir predecir las propiedades del suelo en cualquier unidad representada. Depende de la pureza de cada unidad car­ tográfica.

Leyenda

Presenta de forma organizada las unidades cartográficas. Permite utilizar el mapa como documento completo en sí mismo. Debe ser corta y comprensible. La leyenda puede ser idcntificativa, si sólo es una lista de símbolos para identificar las unidades por su nombre; descriptiva, si da información de cada unidad; interpretativa, si proporciona información de cada unidad en relación a usos específicos del territorio o sistemas de manejo, lo que facilita el acceso a la informa­ ción sin ser un especialista. La leyenda puede incluir indicaciones sobre las fuentes de documentación, método de trabajo, inclusiones y precisión.

ESTUDIO DE CASOS 1.

En un pliego de prescripciones técnicas para la contratación de la asisten­ cia técnica para la realización de un mapa de suelos se indica que «el nivel de este estudio será de reconocimiento detallado con un número de obser­ vaciones correspondientes a media intensidad». Indica, además, que los trabajos de campo tendrán una densidad de 1 observación por cada 100 ha, con una relación de 1 calicata por cada 6 sondeos. Se desea saber el grado de actuación previsto y tipo de mapa a elaborar.

2.

En el caso anterior, plantear el presupuesto correspondiente al apartado «Prospección de campo» sabiendo que la superficie a cartografiar es de 32.000 ha.

3.

Discutir las posibilidades que ofrece el mapa de suelos del continente afri­ cano para basar en él un proyecto de transformación en regadío en un país concreto.

623

4.

C alcular la variabilidad espacial del contenido de limo del epipedión del suelo de una unidad cartográfica en base al coeficiente de variación, a par­ tir del m uestreo y aná lisis de d iez pediones: 40,0 %, 38,1 %, 39,7 %, 41,6 %, 40,5 %, 39,8 %, 39,1 %, 37,2 %, 40,8 %, 40,9 %, e interpretar si es aceptable de acuerdo con los siguientes criterios establecidos por Beckett y W ebster (1971): Coeficiente de variación (%) aceptable Propiedad

Textura m.o. y N Ca, Mg, P, K

En un campo

En una unidad cartográfica

En un grupo

15 25 30-70

20 35 60

30 36 60

Respuestas 1. El redactado no resulta correcto. Al indicar «reconocimiento detallado» no está indi­ cando un único tipo de mapa, sino dos. Una «intensidad media» de observación (FAO) corresponde a un semidetallado. Una densidad de 1 observación/100 ha, viene a corresponder a un «reconocimiento», y no a un «detallado» que exige 10 observaclones/100 ha. 2. Utilizar los criterios indicados en el texto. 3. Ninguna. Una evaluación de suelos para su transformación en regadío (Cap. 22) exige una cartografía a escala 1:25.000, para trabajar a nivel de proyecto de ejecución. 4. Con los valores indicados se calcula: S CV% = — 100 S = desviación típica X_______________ X = media

15. Bases para elaborar el presupuesto de una cartografía de suelos Para elaborar el presupuesto para realizar un mapa de suelos hay que tener en cuenta los gastos referentes a material (fotos aéreas, mapas, bibliografía, diapositivas, fichas de des­ cripción, etc.), a personal (dirección del trabajo, sueldo, seguros, alojamiento, manutención y desplazamientos), a servicios contratados (excavadora, análisis de suelos, informática, delincación, mecanografía, gastos de edición, etc.) y a retenciones (gastos generales, IVA, etc.). Las partidas presupuestarias que se suelen considerar son las siguientes:

Partidas

Concepto 1 Desplazamientos

624

1.1 1.2 1.3

Reconocimiento de la zona Prospección. Reuniones

Concepto

Partidas l.l 1.2 1.3

Reconocimiento de la zona. Prospección. Reuniones.

1.

Desplazamientos

2.

Gastos de personal: retribuciones 2.1 2.2 2.3 2.2 2.3

Director del Trabajo. Prospectores (Fotointerpretación y Prospección). Personal auxiliar de campo. Mecanografía y ordenador. Delincación de mapas.

3.

Gastos de personal: dietas

3.3 3.4

Reconocimiento de la zona Prospección (alquiler maquinaria, situar calicatas y abrir. descripción, etc.). Trabajo de campo. Reuniones.

3.1 3.2

4.

Gastos de material y alquileres

4.1 4.2 4.3 4.4 4.5 4.6 4.7 4.8 4.9 4.10 4.11

Cartografía topográfica, geológica, etc. Fotografías aéreas, imágenes de satélite y ortofotomapapas. Documentación. Alquiler de excavadora. Fichas de descripción. Bolsas y cajas de embalaje. Material de fotografía e informática. Análisis de las muestras. Material de oficina y varios. Uso de ordenador e internet. Alquiler oficina en campo.

5.

Análisis especiales

5.1 5.2 5.3 5.4 5.5

Mineralogía. Láminas delgadas. Microscopía electrónica. Conductividad hidráulica. Velocidad de infiltración.

6.

Gastos de edición

6.1 6.2 6.3 6.4

Fotocopias y CD ROM. Copias de mapas. Fotografías. Encuademaciones.

7.

Gastos generales

Dependen de quien haga la cartografía.

8.

Imprevistos

Porcentaje del total.

En el estudio de tiempos hay que evaluar las tres fases del trabajo, así como las reunio­ nes previsibles a lo largo del trabajo, y una vez entregado éste. Las observaciones a realizar en campo son función del tipo de mapa. De forma orientativa se puede indicar que un pros­ pector en cartografía detallada describe una media de 5 calicatas por día incluyendo el tiempo necesario para abrirlas y volverlas a cerrar. La relación entre el tiempo de prospec­ ción y el de fotointerpretación se estima igual a I (reconocimiento), 5 (semidetallado), 10 (detallado) y 100 (muy detallado). La redacción del Informe final puede requerir un tercio del tiempo total (Rodgers y cois. 1969). Como base para la elaboración de un presupuesto de una cartografía de suelos se puede tener en cuenta los siguientes tiempos relativos de ejecución, según el grado de actuación y la escala del mapa a elaborar, considerando la revisión bibliográfica, fotointerpretación y prospección: 625

Tiempos relativos % Grado de actuación

Fundamental

Estudio

Ejecución

Mapa elaborar

Revisión bibliográfica

Fotointerprelación /Teledetección

1:1.000.000

90

10

0

1:400.000 1:100.000 1:50.000 1:15.000

60 20 20 15

20 40 30 15

20 40 50 70

1:15.000 1:5.000

10 5

10 5

80 90

Prospección de campo

En un levantamiento de suelos la partida presupuestaria más elevada es la de los gastos de personal, que principalmente corresponderá a trabajos de campo. Dent y Young (1981) consideran que los gastos de personal representan los dos tercios del coste total y que al multiplicar la escala por n, el esfuerzo de campo aumenta en 1.6 n y el coste total en 1.4 n. El tipo de levantamiento será un factor determinante en el coste del mapa, así por ej. la rela­ ción de costes entre un mapa semidetallado y uno detallado puede ser del orden de 1:10. Los costesde realizar un mapa de suelos varían considerablemente (Dent y Young, 1981) según se encargue a: — Un consultor, que deberá cargar los costes reales que incluyen los períodos de baja actividad entre trabajos. — Un Servicio de Suelos gubernamental, única manera de dar continuidad a trabajos de cartografía de suelos en el marco de un país. — Un Departamento Universitario, estos trabajos resultan relativamente baratos, ya que no se tienen en cuenta el cubrir los períodos entre proyectos y que los que los realizan están acostumbrados a trabajar con poco presupuesto y alcanzar objetivos indirectos dentro del trabajo.

16.

Bibliografía

16.1. Bibliografía básica Atkinson, G.: «Soil survey and mapping». En P. E. V. Charman y B. W. Murphy: Soils: their properties and management. Sidney University Press, pp. 89-111. Melboume, 1993. Burrough, P.A.: Principies o f geographical information systems for land resources assessment. Claremon Press. Oxford, 1986. Dent, D„ y Young, A.: Soil Survey and Land Evaluation. George Alien & Unwin, 278 pp. Boston, 1981. Legros, J. P.: Cartographie des sois. De l ’analyse spatial á la gestión des territoires. Presses Polytechniques et Universitaires Romandes, 321 pp. Lausanne, 1996. Soil Survey División Staff: Soil Survey Manual. USDA, 437 pp. Washington, 1993. Star, J., y Estes, J.: Geographic Information Systems. An introduction. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, 303 pp. 1990. 626

16.2.

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629

22 Usos y aplicaciones de la información de suelos

1.

Interpretación y usos de la información de suelos

En el pasado la información de suelos se hallaba disponible únicamente en soporte papel: los mapas de suelos. En la actualidad, como se ha indicado en el capítulo 21, existen bases de datos, GIS y otros equipos informáticos que permiten reelaborar la información disponible e imprimir mapas a la demanda. Con mucha facilidad se pueden producir nuevos mapas para aplicaciones específicas, par­ tiendo de un mapa o de información básica de suelos georreferenciada, es decir, de la que se conoce con precisión su procedencia expresada por unas coordenadas, generalm ente UTM o geográficas (latitud/longitud/altitud). Como ejemplos de este proceso pueden citarse:

— — — — — — — — — — — — — — — — — —

Mapa de evaluación de capacidades productivas. Mapa de riesgos erosivos. Mapa de capacidades de retención de agua de los suelos. Mapa de clases texturales. Mapa de adaptabilidad de especies cultivadas. Mapa de niveles de pH. Mapa de riesgos de clorosis. Mapa de fertilidad de suelos. Mapa de adaptabilidad de sistemas de riego. Mapa de niveles de salinidad. Mapa de aptitudes para el riego. Mapa de necesidades de drenaje. Mapa de profundidad y composición de las capas freáticas. Mapa de áreas degradadas. Mapa de potencial de expansión-retracción. Mapa de aptitud para áreas recreativas. Mapa de riesgos (inundación, asfixia radicular, salinidad, etc.). Mapa con fines catastrales. —»

631

— — — — — — —

Mapa para ordenación del territorio. Mapa para localización de infraestructuras. Mapa de necesidades de enmiendas (calcicas, de yeso, orgánicas,...). Mapa de protección de aguas freáticas. Mapa de protección de zonas agrícolas. Mapa de aplicación de residuos urbanos e industriales según riesgo contaminante. Mapa de suelos a dejar de cultivar (set-aside), etc.

Al derivar cualquiera de estos mapas no deben olvidarse los condicionantes (Cap. 21):

— La escala del mapa base de que se parta, que determinó en su día la densidad de observaciones en campo. — Los objetivos con los que fue levantado el mapa base, que determinaron el tipo de información a obtener en campo. — La homogeneidad de una unidad cartográfica no es tal, pudiendo contener suelos similares y disimilares. — Los límites entre unidades no son tan abruptos en el campo como podría dar a enten­ der el mapa.

No tener en cuenta estos aspectos puede conducir a graves errores. En los centros que disponen de los equipos técnicos adecuados pueden efec­ tuarse impresiones rápidas de mapas temáticos, lo que contribuye a dar una gran flexibilidad en las aplicaciones. Es posible reelaborar continuamente la inform a­ ción solicitada, en función de las mejoras en la base de datos o de cambios en los criterios de aplicación.

2.

Modelización de las cualidades del terreno

El diseño de un modelo requiere identificar los procesos, para describir empírica­ mente las relaciones existentes y contrastar su cumplimiento general. Los modelos más utilizados en evaluación de suelos (Burrough, 1989) son los empíricos, en los que se esta­ blece la relación sin llegar a un conocimiento del mecanismo actuante (modelos de caja negra). Se pueden subdividir en modelos de umbral y en modelos de regresión. También se utilizan los modelos de procesos determinísticos con los que se intenta describir un pro­ ceso particular en términos de leyes físicas o químicas, perfectamente establecidas; y los modelos de procesos estocásticos que se proponen describir un proceso particular en tér­ minos de la teoría estocástica. El proceso de utilización de información georreferenciada para la obtención de mapas temáticos interpretativos de aspectos prácticos, mediante el uso de modelos se puede esque­ matizar como sigue (LQ = calidad de la tierra, LR = requerimientos). 632

En la utilización de modelos deben tomarse algunas precauciones ya que, si bien un modelo implementado en un ordenador siempre transformará de forma rápida datos de entrada en resultados, se requiere que éstos tengan validez, para lo cual una condición indispensable es que los datos de entrada sean los requeridos por el modelo. Las condicio­ nes de aplicabilidad deben conocerse siempre y deben ser respetadas. Un aspecto importante a tener en cuenta para realizar predicciones a partir de modelos es la resolución espacial o geom étrica caracterizada por: Ser el área mínima a que hace referencia una información al expresarla carto­ gráficamente. Presentar valores diferentes según la información de que se trate: Altimetría: se conoce normalmente con relativa precisión. Equidistancias de 20 m e incluso más detallada. Alta resolución. Suelos: raramente se conoce esta información con una resolución hectométrica. Clima: la resolución suele ser kilométrica, del orden de 10 km, acorde con la densi­ dad de observatorios existentes. Baja resolución. Los modelos deben diseñarse de forma que: — Utilicen información contenida en bases de datos o GIS, debiendo evitar que requieran datos que sólo sean obtenibles a partir de ensayos de campo, por lo general lentos y caros. Esta fase, si es necesaria, debe haber sido llevada a cabo con anterioridad. — Puedan funcionar con informaciones de distinta resolución espacial y temporal.

633

Los datos resultantes de un modelo deben ser utilizados para dar soporte a decisiones a la escala en que se hallaban las informaciones de entrada del modelo. El proceso de elaboración de un m odelo implica (Burrough, 1989):

— Calibración para establecer los valores correctos de los parámetros de control. — Validación para comprobar que produce resultados correctos en localizaciones que no hayan sido utilizadas para desarrollar el modelo. — A nálisis de sensibilidad para determinar en qué medida se ven afectados los resultados al variar el valor de los parámetros de control y de los datos de entrada. — Estudio de la propagación de errores de los parámetros de control y datos de entrada a los resultados y si están dentro de lo límites aceptables.

3.

Utilización directa de un mapa de suelos para la toma de decisiones en una explotación agrícola

Si bien existen metodologías que permiten una sistem atización en el uso de la información de suelos contenida en un mapa, los sistemas de evaluación de suelos, también resulta posible una utilización directa cuando se maneja un volumen redu­ cido de información. En estos casos se pueden tom ar en consideración:

— Las propiedades morfológicas observadas al estudiar el suelo en el campo. — Las propiedades inferidas de las anteriores. — Los resultados de análisis físicos y quím icos de las m uestras del perfil.

La utilización directa de los mapas de suelos permite identificar condicionan­ tes para el uso del suelo, algunos de los cuales se indican seguidamente: Características Profundidad de suelo

634

Criterios de interpretación SINEDARF.S y CatSIS Poca<40cm Moderada 40-80 cm Grande > 80 cm

Condicionantes para el uso

L os su elo s p o co p ro fu n d o s p re sen ta n menor volumen explorable por las raíces, lo que a fec ta al su m in istro de agua y nutrientes a las plantas. De acuerdo con el balance hídrico, la C RA D , y el tipo de planta se puede determinar el grado de con­ dicionamiento. Las profundidades norma­ les de enraizamiento en condiciones favo­ rables son: cereales 120 cm patata 70-80 cm alfalfa 200 cm pradera 20-40 cm remolacha azucarera 120 cm

Espesor efectivo Contacto lítico (Subgrupos líticos) Contacto paralítico Capa de gravas Endopedion cementado Horizonte hipcrgypsico Horizonte con carácter aquico Pedregosidad superficial

No pedregoso < 1% V Poco 1-5 Ligeramente 6-15 Moderadamente 16-35 Muy 36-70 Extremadamente > 70%

Dependerá de la profundidad a la que apa­ rezca.

Dificulta el laboreo del suelo, la prepara­ ción de la cama de siembra, la nascencia, la implantación del cultivo y la densidad de plantas. Dificulta las labores de cultivo, la siega, la recolección de cultivos de raíz y tubércu­ los, y los que se recogen con equipos de aspiración.

Elementos gruesos de cada horizonte

Disminuyen el volumen efectivo de suelo para almacenar agua, nutrientes y ser explo­ rado por las raíces. Pueden dificultar culti­ vos de raíz, tubérculo o bulbo.

Textura de cada horizonte Carácter psaméntico Perfil textural Contrastes texturales entre horizontes

Las texturas desequilibradas pueden dar origen a diversos problemas (Cap. 6). Tex­ tura arenosa en superficie: erosión eólica. Textura arenosa: baja CRAD y baja capa­ cidad de suministro de nutrientes. Textura limosa, franco-limosa en su perficie: costra superficial, apelmazamiento.

Drenaje

Manchas de óxido-reducción Profundidad a la que aparecen

Las condiciones de drenaje deficiente se deben a que el agua es eliminada lenta­ mente del suelo, aun cuando la conductivi­ dad hidráulica pueda ser elevada. Se pre­ sentan problemas por asfixia radicular. Movilización del hierro que puede precipi­ tar en los tubos de un sistema de drenaje enterrado. Los chopos, a pesar de vivir en las riberas y llanuras aluviales con capa freática, no soportan una capa freática no circulante, por lo que requieren condicio­ nes de buen drenaje. Los m elocotoneros mueren por asfixia radicular en suelos con carácter ácuico.

Consistencia Dureza Compacidad

(CBDSA, 1983)

Arcillas expansibles Carácter vértico Grietas profundas

(CBDSA, 1983)

Sulfatos Yeso Sulfatos Na, Mg

Un horizonte muy compacto puede ser un impedimento para el paso de las raíces. Pueden provocar roturas en las raíces de árboles. Crean problem as en cam inos, construcciones y conducciones enterradas. Las aguas selenitosas que son las que resul­ tan de la disolución de yeso, crean proble­ mas al atacar el hormigón normal.

635

La presencia de ión bicarbonato en el agua del suelo puede bloquear la absorción de hierro, provocando una clorosis férrica.

Caliza activa

pH % C aC 03 equivalente % Caliza activa índice de poder clorosante

La inform ación derivada de un mapa de suelos puede presentarse en form a de tablas o bien plasm arse en un m apa aplicado.

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate para discutir qué tipo de información puede ser necesaria derivar de un mapa de suelos con el fin de evaluar el riesgo de estrés hídrico para las plantas; de lavado de N -N 03 procedente de fertilizantes, purines y residuos orgá­ nicos; de toxicidad por aluminio; de estrés por salinidad; y por degradación física.

Respuestas Riesgo

Información requerida total o parcialmente

De estrés hídrico para el cultivo Según la profundidad del suelo, la capacidad de reten­ ción de agua disponible para las plantas (CRAD) y com­ plementando la información con la del balance hídrico, las características de enraizamiento y las exigencias del cultivo se puede establecer el nivel de riesgo. De lavado de nitratros procedentes de fertilizantes, purines y residuos orgánicos.

Hay que tener en cuenta categoría de suelo profundidad del suelo

CRAD textura pH porosidad permeabilidad características de la capa freática régimen pluviométrico proximidad a los cursos del agua De toxicidad por aluminio para las plantas

Habrá que tener en cuenta: categoría del suelo PH % Al intercambiable % saturación de bases

De estrés por salinidad

Habrá que tener en cuenta: Fase del suelo conductividad eléctrica CE1:5 y CES calidad del agua de riego tolerancia de los cultivos a implantar

De degradación física

estado de la estructura estabi Iidad/i nestabilidad estructu ral % materia orgánica ESP (porcentaje de sodio intercambiable)

636

4.

Evaluación de suelos y evaluación del terreno

Al adquirir cualquier tipo de instrumental, éste suele llegar acompañado de un manual de instrucciones, para poder conseguir un uso más eficiente de la inversión realizada. El territorio en general, o el suelo en particular, suelen ser utilizados sin manual de instruc­ ciones. Cuando el usuario es un agricultor experimentado, el sistema de prueba y error le habrá permitido heredar e ir aumentando un conocimiento empírico, sin duda muy valioso, sobre el suelo que utiliza. Cuando un planificador debe tomar decisiones sobre la asignación de usos a un territo­ rio, parece bastante evidente que se hace necesario un conocimiento del mismo, dado que no todas las superficies de suelo son equivalentes. Las decisiones en la asignación de usos pueden llegar a ser críticas, dando lugar a importantes beneficios o pérdidas según el uso a que se destine un determinado sector del territorio. Tales efectos pueden tener incidencia económica; medioambiental si desencade­ nan procesos de degradación e incluso política, si no se alcanzan los objetivos propuestos. Los recursos del terreno son fenómenos naturales que se describen en términos estricta­ mente científicos y que, en sí mismos, no ofrecen indicación alguna de cómo deben o pue­ den ser usados (Vink, 1975).

La evaluación de un terreno es una forma de clasificación del mismo y busca utilizar la gran cantidad de información que sobre él se dispone, para poder dar respuesta a las preguntas que sobre oportunidades y limitaciones de uso se plan­ teen los usuarios del mismo.

La expresión evaluación del terreno (land evaluation) se ha popularizado a raíz de la publicación por la FAO (1976) del libro titulado Framework fo r land evaluation, donde se la define como el:

«Proceso de ju zgar el com portam iento de un uso del terreno, m ediante la eje­ cución o interpretación de estudios y cartografías de suelos, geom orfología, vegetación, clim a y otros aspectos del m ism o con el fin de identificar y reali­ zar una com paración de los tipos de uso prom etedores, en relación con uni­ dades específicas del terreno en térm inos aplicables a los objetivos de la eva­ luación.»

La evaluación del terreno no es un proceso puramente físico, ni tampoco meramente económico, si bien los usos previstos deben ser definidos dentro de un contexto socioeco­ nómico. Se puede afirmar por tanto, que la evaluación del terreno consiste en el uso de parámetros socioeconómicos en la evaluación de datos físicos (Vinck, 1975). 637

La evaluación del terreno se puede concebir igualmente como el proceso para estimar el potencial productivo de las tierras para usos alternativos y representa una aplicación de los mapas de suelos, para hacer más asequible la información a los intereses de distintos tipos de usuarios. La información acerca de los diferentes suelos y su ubicación es la materia prima de la evaluación de tierras (McRae y Burnham, 1981). Por esta razón, evaluación de tierras y evaluación de suelos se utilizan a menudo como sinónimos, si bien el concepto «tierras» tiene un sentido global, sinónimo de terreno; tierra tiene una acepción más amplia que la de suelo, a la que incluye. La FAO (1976) utiliza el término «land» (tierra o terreno) para expresar el carácter total de un área de la superficie terrestre, cuyas características incluyen todos los atributos de la biosfera razonablemente estables o cíclicos; clima, suelos, rocas subyacentes, agua, poblaciones animales, vegetación, drenaje y los resultados de la activi­ dad humana presente y pasada. Se toman en cuenta, por consiguiente, atributos permanen­ tes y que ejerzan una influencia significativa sobre los usos presentes y futuros del terreno por el hombre. El proceso de evaluación es una parte integrante, ya desde un estadio muy inicial del proceso de ordenación del territorio (Vink, 1983), por cuanto los datos físicos constituyen, o deberían constituir, la base de cualquier evaluación socio-económica. El reconocimiento de este hecho elemental no entra en contradicción con la dificultad de llevarlo a término, tanto por la complejidad del proceso planificador como por la dificultad de adaptar las metodologías de evaluación del terreno a cada situación específica. En cualquier caso, las posibilidades que ofrece la evaluación del terreno rural no se agotan con las evaluaciones para usos agrícolas. Desde que en los años 60 empezaron a generalizarse tales aplicaciones por parte del USDA, han aparecido multitud de casos en los que se ha procedido a evaluaciones no exclusivamente agrícolas: adecuación del territo­ rio, desarrollo urbano, planificación de redes viarias, mejoras paisajísticas, conservación de áreas naturales, etc. (Simonson, 1974; SCS, 1975, 1983; Davidson, 1980; Bartelli, 1978; Jarvis y MacKney, 1979;01son, 1984; Siderius, 1986; Vink, 1983). En los años 80, con el desarrollo de las técnicas de modelización y los sistemas de información geográfica, han aumentado las posibilidades de derivar mapas de suelos inter­ pretados con criterios específicos. En este sentido muchos países han realizado esfuerzos importantes para dotarse de los mapas básicos de suelos a escala detallada, información que resulta imprescindible en cualquier proceso de evaluación del terreno. Por otro lado, orga­ nismos internacionales tales como la FAO han desarrollado programas para poder disponer de los mapas de suelos del mundo, en este caso a pequeña escala, pero igualmente valiosos para una planificación global.

5.

Principales sistemas actuales de evaluación

La evaluación del terreno debe ofrecer un lenguaje común que facilite la comunicación y cooperación entre los que actúan sobre el territorio. La evaluación de tierras o suelos está basada en su cartografía, lo que implica establecer criterios de evaluación y según ellos juz­ gar la capacidad o aptitud de las unidades cartográficas de un territorio determinado. La realización de un estudio de evaluación comprende una serie de fases que van desde la recopilación de datos, cartografía, descripción del medio físico, hasta la aplicación de un método de evaluación que utilice, en una u otra forma, la información que se ha recogido y 638

elaborado. Ciertos métodos pondrán más énfasis en las limitaciones, mientras que otros darán más importancia a las posibles aptitudes; en cualquier caso, una misma información podrá tener diferentes lecturas, si bien el ideal es el establecimiento del uso óptimo de las tierras. La evaluación del terreno puede ser:

— Según la metodología aplicada: Directa: cuando se comprueban los resultados de cierto uso tras su ensayo. Indirecta: es la generalmente utilizada, se asumen ciertas propiedades, por las características del suelo y su ubicación y se considera una mayor o menor viabilidad de ciertos usos, en función de las cualidades de los suelos. — Según el resultado obtenido: E valuación cualitativa: cuando la opinión acerca de los usos alternativos se expresa de esta forma. Evaluación Cuantitativa: los resultados se expresan en estimaciones cuantitativas. — Según la situación considerada se puede definir la: Aptitud actual: se refiere al estado actual de una determinada unidad de tierras. Aptitud potencial: hace referencia a la valoración futura de la unidad de tierras cuando se hayan llevado a cabo mejoras sustanciales.

Entre los sistemas de evaluación que existen se puede establecer otra diferen­ cia fundamental, que reside en sus objetivos respectivos y en la especificidad de los evaluados. Cabe distinguir:

— Sistemas de capacidad: los usos evaluados son muy generales y/o están definidos en términos muy amplios y poco precisos. — Sistemas de aptitud: los usos a evaluar se definen con gran precisión y el uso es muy específico. Atendiendo a cómo sean tratados los atributos del terreno se pueden diferen­ ciar los: — Sistemas paramétricos: asignan un valor numérico a las características o cualida­ des y posteriormente se opera matemáticamente (adición o multiplicación son las operaciones más comunes). — Sistemas categóricos: la asignación a las distintas clases se hace de acuerdo con los valores limitantes de una serie de cualidades del terreno que tengan carácter per­ manente.

639

Los términos param étrico y categórico se refieren también a la forma de presentar los resultados. En el primer caso, en general, el resultado de la evaluación se presenta con una escala numérica continua (en muchos casos de 0 a 100), mientras en el segundo se esta­ blecen clases discretas, con subdivisiones adicionales. Los métodos que se exponen segui­ damente podrán ser estudiados con mayor detalle en la bibliografía especializada que se indica en cada caso. En general cabe citar las obras de McRae y Burnham, (1981), Dent y Young, (1981), Vinck (1983) y Boixadera y Porta (1991).

6.

Método de clases de capacidad agrológica

Este sistema fue diseñado inicial mente para la planificación de los trabajos del Servicio de Conservación de Suelos en Estados Unidos. La elaboración estuvo a cargo del Departa­ mento de Agricultura de Estados Unidos (USDA) en la década 1940-50, lo que no deberá ser olvidado al considerar las prácticas que en base a él se recomiendan. El método ha sido ampliamente aplicado en Estados Unidos, encontrando referencias al mismo en Bennet (1939), Hill y Powers, (1953) y en Klingebiel y Montgomery, (1961). quienes propusieron una descripción de las clases que ha sido la empleada desde entonces. Adaptados a las condiciones de los suelos españoles, cabe citar los trabajos de Hubell et al. (1954), Roquero (1964), MAPA(1974) y Fernández etal. (1999). Sus objetivos iniciales se han ampliado y su empleo con fines agrícolas se ha generalizado en diversas países, entre ellos España, habiéndose introducido en el sistema original numerosas modificaciones (McRae y Burnham, 1981). El sistem a viene caracterizado por la estim ación de la capacidad del terreno para su empleo bajo usos agrícolas, sin descender a unos sistem as o prácticas de cultivo específicos. Establece:

— Clases agrológicas: agrupan unidades de suelos atendiendo a sus características de productividad actuales, sin que se degrade el recurso suelo a medio o largo plazo (Klingebiel y Montgomery, 1961). Dependiendo de las limitaciones al uso agrícola que imponen las propiedades del suelo y clima, se reconocen ocho clases en las que la selección de sistemas agrícolas y cultivos está más o menos restringida. Para denominar las Clases se utilizan números romanos del I al VIII. Las unidades cartográficas que se agrupan bajo una misma clase son lo suficiente­ mente uniformes para producir tipos similares de cultivos, precisar de un nivel de manejo semejante, requerir prácticas de conservación parecidas y tener un potencial productivo similar. — Subclases: se definen en función del tipo de limitación para cultivos intensivos que presenta la unidad. Al símbolo que representa la clase se le añade un subíndice que indica la naturaleza de la limitación. — Unidades de capacidad agrológica: son unidades cartográficas de evaluación de mayor homogeneidad y que presentan un mismo potencial, limitaciones y res­ puesta al manejo, Simbólicamente se expresan con la adición de un numeral árabe a la subclase.

640

Los mapas edafológicos básicos siempre contienen la información requerida para determinar la capacidad agrológica de un suelo. Los criterios que se toman en consideración varían en función de las adaptaciones locales, por lo general son los siguientes: — — — — — — — — — — — — —

Profundidad efectiva. Textura del horizonte superficial. Conductividad hidráulica. Clase de drenaje. Capacidad de retención de agua disponible para las plantas. Pendiente. Riesgo de erosión. Riesgo de inundación. Salinidad. Alcalinidad. Sustancias tóxicas. Período libre de heladas. índices climáticos.

El esquema de la determinación de la capacidad agrológica es el siguiente:

Análisis de las características del terreno

—»

Establecimiento de la clase de capacidad —> Prácticas recomendadas agrológica

La aplicación práctica de este sistema tiene en cuenta los siguientes paráme­ tros, a los que confiere valores para definir las distintas clases (MAPA, 1974): CLASES ARABLES I

Caracteres

II

III

IV

300 a 600 mm o 300 a 600 mm o 300 a 600 mm o Regadío Regadío Regadío

Pluviometría

(L)

> 6(X) mm o Regadío

Temperatura Criterios Papadakis

(V)

De maíz a algodón

Más cálido que trigo

Más cálido que trigo

Más cálido que trigo

Pendiente

(P)

<3%

<10%

<20%

<20% Hasta moderada

Erosión

(E)

No hay

Hasta moderada

Hasta moderada

Profundidad

(H)

> 90 cm

> 60 cm

> 30 cm

> 3 0 cm

Textura

(T)

Equilibrada

Equilibrada

Equilibrada

Equilibrada

Pedregosidad (0 < 25 cm)

(G)

No hay

<20%

<50%

<90% —» 641

CLASES ARABLES

Caracteres

I

II

III

IV

<0,1%

<0,1%

<3%

Pedregosidad (0 > 25 cm)

(K)

No hay

Rocosidad

(R)

No hay

<2%

< 10%

<25%

Encharcamiento

(W)

No hay

Hasta estacional

Hasta estacional

Hasta estacional

Salinidad

(S)

No hay

No hay

Condiciona

Condiciona

Sistema actual de explotación

(U)

En secano alter- En secano alter- En secano rotación nativa cerealnativa cereal- cereal-leguminosaleguminosa (trigo) leguminosabarbecho blanco barbecho blanco (cebada,avena) (trigo)

Limitaciones de uso

Las siguientes clases vienen caracterizadas por: CLASES NO ARABLES Caracteres

V

VI

VII

VIII

Pluviometría

(L)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Temperatura

(V)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Pendiente

(P)

<3%

<30%

<50%

Cualquiera

Erosión

(E)

No hay

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Profundidad

(H)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Textura

(T)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Pedregosidad (0 < 25 cm)

(G)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Pedregosidad ( 0 > 25 cm)

(K)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Rocosidad

(R)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Encharcamiento

(W)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Salinidad

(S)

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Cualquiera

Sistema actual de explotación

(U)

Pastos o explo­ tación forestal

Pastos o bosques

Forestal

Sin posibilidad de explotación

Las características de uso para cada una de las clases son las siguientes: CARACTERÍSTICAS DE LOS SUELOS

Clase agrnlógica

Suelos con pocas limitaciones. Apta para un laboreo continuado.

Clase I

Suelos con algunas limitaciones que restringen la elección de plantas o requieren prácticas moderadas de conservación. Apta para un laboreo continuado.

Clase II

Suelos con limitaciones im portantes que restringen la elección de plantas o requieren prácticas especiales de conservación o ambas cosas.

Clase III

642

Suelos con lim itaciones muy im portantes que restringen la elección de plantas, requieren un manejo muy cuidadoso. Es una clase transicional, que sólo permite un laboreo ocasional.

Clase IV

Suelos con poco o sin riesgo de erosión pero con otras limitaciones imposibles de eliminar en la práctica que limitan el uso a pastos o explotación forestal.

Clase V

Suelos con limitaciones muy importantes que hacen de ellos im propios p ara el cultivo. Usos: pastos, forestal.

Clase VI

Suelos con limitaciones muy importantes, más severas que para la clase VI, debido a una o más limitaciones continuas que no pueden ser corregidas, im propios p a ra el cultivo. Usos: pastos, forestal.

Clase VII

Suelos no aprovechables ni agrícolamente, ni para pastos ni forestalmente. Rocas desnudas, arenales, zonas pantanosas, etc.

Clase VIII

Las prácticas recomendadas, esencialmente referidas a la conservación del suelo para cuyo estudio más detallado habrá que remitirse al capítulo 23, son las siguientes: Utilización

Clase

No se precisan medidas especiales.

1 Laboreo permanente

II

Laboreo a nivel y fajas. Terrazas americanas. Terrazas granadinas. Drenaje. Bancales sencillos. Tractores pequeños. Motocultores.

III

IV

Prácticas recomendadas

IVa

Laboreo ocasional

Surcos amplios a nivel. Pequeñas terrazas de absorción. Cultivo en estrechas fajas a nivel. Barreras vegetales. Abancalamiento progresivo.

IVb

Terrazas o bancales. Cultivo en fajas dentro de terrazas.

IVc

Terrazas. Cubiertas. Vigilancia de la vegetación, regulación del pastoreo y las talas.

V Pastoreo VI

Reserva natural

VII VIII

Restricciones para talas y pastoreo. Severas restricciones para talas y pastoreo.

Reserva natural

Las subclases de capacidad agrológica se definen atendiendo a los siguientes factores, para cada uno de los cuales se indica la sigla con que se designan acom­ pañando a la cifra de la clase: 643

Factor limitante

Sigla

1.

Riesgo de erosión

e

2.

Exceso de agua

w

3.

Limitaciones en la zona radicular

s

4.

Limitaciones climáticas

c

5.

Pedregosidad

6.

Salinidad, etc.

Entre las ventajas del sistema de Clases de capacidad agrológica cabe citar que la división en clases es fácilmente comprensible para el usuario. El método es cualitativo y permite la inferencia de relaciones suelo-planta. Es versátil y fácilmente aplicable. Ade­ más, muestra una clara distinción entre las tierras capaces de ser cultivadas y aquellas que no lo pueden ser. Los resultados son razonables, generalmente encajables con los locales. Asimismo, integra de una manera práctica la información del suelo, clima y un cierto nivel de manejo. A partir de los mapas de suelos a escala 1:24.000 de los que se dispone en Estados Unidos, la aplicación de este método a nivel de unidades de capacidad resulta sencilla. Cuando se aplica en otros países, entre ellos España, sin la necesaria información carto­ gráfica de suelos, la simplicidad es meramente aparente y, en algunos casos, se acaba con­ firiendo una importancia excesiva al factor pendiente, al ser fácil de establecer a partir de los mapas topográficos. Los principales inconvenientes que presenta el sistema derivan del hecho de que se basa en limitaciones para el uso y no en aspectos positivos o de potencialidades. Es de aplicación un tanto subjetiva, la clasificación final depende en gran medida de la expe­ riencia del evaluador sobre los suelos a evaluar. No es válido para evaluar un terreno para un uso específico y los usos que considera se definen en términos muy generales, por lo que no proporciona toda la información interpretativa que hoy se requiere para diversos niveles de aprovechamiento intensivo de tierras (Dudal, 1985). Con los métodos de capa­ cidad agrológica no se puede llegar a una comparación objetiva de usos alternativos de un suelo. El orden establecido entre las clases puede dar una im presión errónea sobre la utilidad de las clases inferiores (V, VI) para usos específicos. El pastoreo, por ejem plo, tiene la consideración de actividad residual. Asim ism o, el hecho de basarse en características del suelo (por ejem plo, tex­ tura) y no en cualidades del terreno (conjunto de características y por ello de trata­ m iento más com plejo) hace difícil predecir cuál será su efecto según sea el entorno (por ejem plo, zonas áridas de secano y zonas húm edas) con el que interacciona o según el cultivo considerado. El sistema, por consiguiente, se halla bastante sesgado por su concepción ini­ cial, que confiere un especial énfasis a un aspecto específico de degradación, la erosión. Este aspecto, si bien muy im portante, es uno más a tener en cuenta en el proceso de evaluación. Existen otros que pueden influir de m odo decisivo en una cualificación final. 644

7.

Sistema del US Bureau of Reclamation (USBR): Aptitud para el riego

El interés en evaluar la aptitud de las tierras para el riego llevó al Bureau of Reclama­ tion de Estados Unidos (USBR. 1953) a desarrollar un s is te m a d e e v a lu a c ió n que permi­ tiese determinar la viabilidad técnica y económica de una transformación en regadío a par­ tir de información detallada de suelos. El empleo de este sistema se ha generalizado y es de uso habitual en todos los países implicados en transformaciones en regadío. El riego cam­ bia radicalmente la productividad de una tierra. Sin embargo, en ciertas situaciones la lle­ gada del agua puede provocar impactos negativos, tales como: — — — — — — — —

Salinización/Sodificación. Degradación de la estructura. Sellado superficial. Riesgo de translocación de sólidos y colmatación de drenes. Inundación de las zonas deprimidas. Riesgo de paludismo por las áreas encharcadas. Riesgo de erosión en azarbes, taludes y en los campos. Destrucción de ecosistemas.

Todos estos posibles impactos deben ser evaluados previamente a la transformación de una tierra de secano en regadío. A escala mundial, las experiencias acumuladas intrínseca­ mente por las grandes transformaciones en regadío aconsejan una evaluación rigurosa de todos los aspectos relacionados con la puesta en riego. Esto puede conducir a dejar fuera de un proyecto de regadío determinadas áreas evaluadas como no regables, y plantear técnicas de manejo para las restantes de forma que se asegure la sostenibilidad del sistema. La tierra apta para el riego es aquella que puede soportar una agricultura perm a­ nente de riego de manera sostenible/sustentable. El sistem a se basa en el supuesto de que existe una relación específica entre propiedades del terreno y la productividad bajo riego del mismo, determinando esta últim a la capacidad de pago de cada suelo en particular. La aptitud para un uso permanente (sostenible) se define com o la capacidad de pago potencial con vistas a la amortización del proyecto. La capacidad de pago debe ser superior al coste del agua. La capacidad de pago se estudia atendiendo a: — Capacidad productiva potencial. — Coste de producción. — Coste de transformación (rotación, despedregado, sistematización de tierras, red de riego y red de drenaje a nivel de parcela). — Nivel de vida de los agricultores. Las cargas para la ejecución de un proyecto deben repartirse equitativamente según la clase de tierra de que se trate.

645

La capacidad productiva depende de: — — — — —

Clima. Suelo. Topografía: inclinación de la pendiente, relieve y posición. Cantidad y calidad del agua de riego. Drenaje del sistema.

El sistema USBR establece clases, en número de seis, que agrupan tierras que tienen atributos físicos y económicos similares, lo que afecta a su aptitud para el riego. Los criterios para definir las clases deben ser fijados para cada proyecto de acuerdo a las condiciones físicas, económicas y sociales del mismo y, por tanto, los límites entre clases deberían ser definidos de distinta manera según los países, áreas geográficas y suelos en los que se vaya a aplicar el sistema. Las clases establecidas son: Evaluación

Clase

Denominación

1

Arable

2

Arable

3

Arable

4

Limitadamente arable

5

No arable

6

No transformable

Muy adecuada para el riego. Nivel más alto de aptitud. Producciones altas dentro del intervalo climatológico a un coste razonable. Conveniente para el riego. Exige seleccionar los cultivos. Mayores gastos para producir. Marginalmente apta para el riego. Deficiencias importantes. Restringido número de cultivos. Usos restringidos. Requieren estudios complementarios para veri­ ficar si son regables. Puede ser regable para usos especiales (en ciertos casos frutales). Clase provisional que agrupa los suelos de aptitud dudosa para ser transformados. Requiere estudios posteriores. No cumple las condiciones mínimas exigidas. La capacidad de pago estimada se hace menor que los costes previstos de la trans­ formación.

Las especificaciones generales para la clasificación de las tierras son las siguientes (USBR, 1973): Características

CLASE 1 Arable

CLASE II Arable

CLASE III Arable

CLASE IV Limitadamente arable

CLASE V No arable

CLASE VI No transformable

Suelos Textura superficial 0-30 cm

646

Franco arenosa Arenosa franca Arenosa franca Arenosa franca Arenosa franca Comprende a a arcillosa muy a arcillosa a arcillosa a arcillosa tierras que no Franco arcillosa permeable permeable tienen los requisitos mínimos de las anteriores

Caracterís­ ticas

CLASE 1 Arable

CLASE II Arable

CLASE III Arable

CLASE IV Limitadamente arable

Profundidad efectiva

100

75-100

45-75

25-50

Capacidad de retención de agua a 120cm CRAD mm

150,0

112,5-150,0

75,0-112,5

62,5-75,0

0,125-12,5

0,125-25

Cualquiera

<35

35-50

50-65

>65

15 5

35 10

55 15

70 35

60

30

15

9

<5

5-15

15-25

25-35

Ligera

Moderada

Moderada

Moderada

<4

4-8

8-12

12-16

Conductividad 0,5-12,5 hidráulica en campo cm h"1 Caliza % Elementos gruesos permitidos grava % V cantos % V Afloramientos rocosos (separación entre ellos en m) Sodicidad ESP% Gravedad del problema Salinidad dS nr1a 25 °C

CLASEV No arable

CLASE VI No transfor­ mable Suelos superficiales o muy pedregosos. Subsuelos impermeables, arable

Topografía Piedras a remover m3 ha ’1

19

47,5

95

133

Inclinación % moderado a severamente erosionable

<2

2-5

5-10

10-20

ligeramente erosionable

<4

4-10

10-20

20-25

647

Caracterís­ ticas Nivelación o deforeslación

CLASE 1 Arable

CLASE II Arable

CLASE III Arable

CLASE IV Limitadamente arable

ligera

media

grande

grande

CLASE V No arable

CLASE VI No transfor­ mable

Drenaje Profundidad de la capa freática cm Franco o más fino Arenoso Drenaje superficial Profundidad a una capa impermeable Aireación

> 150 > 125

100-150 75-125

50-100 50-75

25-50 25-50

Bueno

Bueno

Restringido

Restringido

>210

180-210

150-180

45-150

Restringida

Restringida

Sin problemas Problemas leves

Hay que destacar que estas especificaciones son orientativas, debiendo ser ajustadas teniendo en cuenta las condiciones locales. Los símbolos utilizados en la evaluación de suelos según su aptitud para el riego son los siguientes: Factores considerados 1.

C lase de suelo

2.

S ubclases de suelos seg ú n facto res lim itantes: De suelo De topografía De drenaje De suelo y topografía De suelo y drenaje De topografía y drenaje De suelo, topografía y drenaje

Símbolos a utilizar 1,2, 3, 4, 5 ,6 s t d st sd td std

3. U so actual del terreno: Terreno cultivado sin riego Pasto permanente sin riego Matorral o bosque Terreno cultivado con riego

648

L P G C

4.

P roductividad (alta a baja), (factor variable).

1,2, 3, 4 ,5 ,6

5.

C oste del d esarro llo del terreno, (factor variable).

1,2, 3, 4, 5 ,6

6.

N ecesid ad es d e agua d e la fin ca Bajas Medias Altas

A B

c

7.

8.

Factores considerados

Símbolos a utilizar

Perm eabilidad (Volumen hasta 1,5 ó 3,0 metros) Buena Moderada Baja

X Y Z

Evaluaciones especiales Pendiente Ondulación del terreno Riesgo de inundación Profundidad a la arena, grava o guijarros Necesidad de nivelación

8 n f k u

Para facilitar la lectura de los mapas elaborados, cada unidad cartográfica se designa por m edio de una fracción, así por ejemplo:

C lase de suelos

D eficiencia de suelo

D eficiencia de to p og ra fía

D eficiencia de drenaje Necesidad de nivelación

Inundación G _l

Uso actual del te rre n o

8.

P roductividad

C oste del de sa rro llo del terreno

N e ce sid a d es de a gua de la fin ca

P erm eabilidad

Sistema de evaluación de terrenos agrícolas de alta calidad: «prime farmlands» y «unique farmlands»

Este sistem a fue desarrollado por el Departam ento de A gricultura de Estados Unidos (SCS, 1975) al tom ar conciencia de que el país necesitaba conocer la extensión y la localización de los mejores terrenos para producir alimentos, pien­ sos, forrajes, fibras y cultivos oleaginosos. La preocupación por evitar que se pierdan para la agricultura las mejores tierras, al ser ocupadas por usos urbanos o industriales, lo que haría disminuir el potencial productivo de la agricultura del país, llevó a la promulgación de leyes encaminadas a su protección. La aplicación de tal legislación exige en primer lugar una identificación de cuáles son las tierras a proteger. Ello es posible en Estados Unidos al disponer de mapas detallados de suelos (E: 1:24.000) de las principales zonas del país. La interpretación de los estudios y mapas de suelos existentes se realiza a partir de los criterios fijados por el Soil Conservation Service (SCS). 649

Se distinguen tres tipos de terrenos importantes para el uso agrícola:

— Terrenos de alta calidad («Prime farmland»), — Terrenos únicos («Unique farmlands»), — Terrenos importantes a escala regional o local. Los criterios fijados por el SCS para el inventario de los mejores suelos agrícolas están pensados para las condiciones agrícolas existentes en Estados Unidos. Los criterios en que debe basarse el mismo inventario en España son necesariamente distintos, por lo que se requiere una adaptación. Por ello, la aplicación estricta de dichas normas no resultaría ple­ namente satisfactoria. Los «terrenos de alta calidad» son aquellos que:

Reúnen una combinación óptima de características físicas y químicas muy favo­ rable para la producción de alimentos, piensos, forrajes, fibras y cultivos oleagi­ nosos, estando disponibles para esos usos. Disponen además de un adecuado período de crecimiento, calidad del suelo y suministro del agua.

Los criterios específicos utilizados en Estados Unidos para clasificar un suelo como «terrenos de alta calidad» son:

— Régimen de humedad del suelo ácuico, ústico, údico o xérico (SSS, 1975), con sufi­ ciente disponibilidad de agua en los primeros 100 cm de suelo, o en la zona radicu­ lar, para producir cultivos comunes, adaptados a la zona, en 7 de cada 10 años. — Régimen de humedad xérico o ústico, pero con un sistema de riego que facilite sufi­ ciente agua en 7 de cada 10 años. — Los suelos presentan un pH entre 4.5 y 8.4 en todos los horizontes hasta 1 m, o en la zona radicular, si ésta es inferior. — Sin capa freática o se mantiene a suficiente profundidad. — Los suelos no se inundan con una frecuencia superior a una vez cada 2 años durante el período de crecimiento. — El producto de K (factor de erosionabilidad hídrica) por la pendiente (%) es menor de 2 y el producto de I (erosionabilidad cólica de los suelos) por C (factor climático) no excede de 60 (expresados en unidades imperiales o unidades americanas). — La conductividad hidráulica es, por lo menos, de 0,15 cm/h en los 50 cm superiores si la temperatura media anual del suelo a 50 cm es menor de 15 °C. Si la temperatura es mayor de 15 °C, la conductividad hidráulica es tal que no resulta limitante. — Menos del 10 por 100 del horizonte superficial (15 cm) consiste en fragmentos de roca mayores de 7,6 cm.

Paralelamente al concepto de «prime farmlands», se han desarrollado los crite­ rios que fijan la definición de los «terrenos únicos» (Johnson, 1975): 650

Se trata de tierras que no pertenecen a las «prime farm lands», pero que tienen condiciones favorables para la producción económ ica y sostenida de productos específicos de alta calidad. Aunque con una relativa flexibilidad en la defini­ ción, se exigen tres criterios específicos: — La producción de cultivos de alto valor. — Buena disponibilidad de agua para las plantas. — Combinaciones favorables de calidad del suelo período de crecimiento, tem­ peraturas, humedad, drenaje, altitud, condiciones locales y acceso a mercados. Por otro lado se definen: Las «tierras im portantes» a escala local o regional son aquellas que tienen características muy próxim as a las de las tierras de alta calidad y no han sido codificadas com o tales (SCS, 1983); m uchas veces a su im portancia local se añade el hecho de que por disposiciones de asignación de uso han sido califica­ das com o agrícolas.

9.

Sistema Riquier-Bramao-Cornet (1970)

Se trata de un método paramétrico que se propone medir la productividad potencial de un suelo. Fue diseñado originalmente como una serie de principios en los que basar la evalua­ ción, más que como una fórmula rígida de aplicación universal. Según sus autores, puede aplicarse tanto a mapas de gran escala como de pequeña escala. Sus principales características son: — Introduce un índice del nivel de productividad definido como: La capacidad del suelo para dar un rendimiento, expresado por la cantidad de cose­ cha por hectárea y año de un determinado cultivo. Se expresa como porcentaje res­ pecto al rendimiento óptimo del mismo cultivo colocado sobre el mejor suelo. — Toma en consideración diez factores para calcular el índice: Régimen hídrico del suelo: número de meses secos (H). Drenaje: encharcamiento y profundidad media de la capa freática (D). Profundidad efectiva del suelo (P). Materia orgánica en el horizonte A (0). Textura (con elementos gruesos) y estructura (T). Porcentaje de saturación de bases (V). Minerales en reserva en el horizonte B (M). Porcentaje de sales solubles (S). Tipo de arcilla (A). Relieve: inclinación de la pendiente (R).

651

Define un ín d ic e d e p r o d u c t iv id a d o d e p o t e n c ia lid a d (IP) como el producto del valor de cada uno de los factores: V IP = H D P T ó A M O R (%) S Cada factor toma el valor de 0 a 100 (Roquero y Porta, 1990) y el índice resul­ tante también está comprendido entre 0 y 100, pudiendo establecerse cinco clases de productividad, si bien ello representa perder el carácter continuo del índice, que es una de las supuestas ventajas del sistema.

— El índice de productividad actual toma en consideración el valor de los factores en la situación presente. El análisis de los valores de cada uno de los factores per­ mite determinar cuál es el que más condiciona la productividad y, por consiguiente, evaluar el coste de la tecnología a emplear para mejorar la situación actual. — El índice de potencialidad (IP) se refiere a la productividad potencial del suelo, de acuerdo con la situación a la que se llegaría después de llevar a cabo las mejoras posibles y aconsejables.

El uso de este sistema en diversos lugares ha puesto de relieve que está limi­ tado a mapas de muy pequeña escala, dando niveles cualitativos de productividad para grandes grupos de cultivos. El método pierde resolución cuando se em plea en m apas a gran escala o para usos específicos del suelo. Hay que señalar, sin embargo, que algunos autores han encontrado buenas correlaciones entre los valo­ res del índice de productividad y las cosechas de trigo en secano (Nieves y cois., 1986); ello, no obstante, no quita validez a las observaciones anteriores. La razón se debe a la complejidad de las interrelaciones entre las propiedades del suelo/pro­ ductividad de las plantas y al subem pleo de la inform ación, contenida en los mapas de suelos a gran escala, que se hace al aplicar este método. Las principales lim itaciones del m étodo consisten, por un lado, en que un mismo valor del nivel de productividad puede ser debido a factores muy diver­ sos, con posibilidades de actuación sobre ellos que pueden tener im plicaciones económ icas muy distintas; por otro, en la significación que pueda tener el pro­ ducto de los factores considerados sobre la productividad de un suelo. El sis­ tem a no recoge todos los factores del suelo que inciden en la productividad del mismo, com o por ejem plo la caliza activa, parám etro de gran im portancia para la producción de los frutales. A m pliar el núm ero de factores considerados obli­ garía cada vez a un nuevo ajuste del sistem a, especialm ente en los valores del IP que definen los lím ites de las clases de productividad, con m odificaciones costosas por las im plicaciones que ello conlleva. Por últim o, sólo tom a en con­ sideración inform ación sobre suelos, sin tener en cuenta las condiciones de uso o de m anejo. 652

Al ser un sistema de capacidades de uso que emplea limitaciones, comparte las observaciones que en este sentido se han hecho al sistema de clases agrológicas.

10.

Esquema de la FAO (1976) de evaluación del terreno

Según se afirma en la presentación del Boletín de Suelos 22 de la FAO, titulado «A framework for land evaluation», fue la inquietud creciente acerca de la necesidad del mejor uso del territorio, surgida en los años 70, lo que llevó al desarrollo de nuevos sistemas de evalua­ ción de suelos en distintos países. La FAO, como organismo internacional, fue sensible a tal inquietud y, ante las limitaciones de los sistemas de evaluación existentes (Dudal, I985), se interesó por buscar nuevas vías más acordes con la necesidad de proporcionar toda la infor­ mación interpretativa que se requería. Tras una serie de trabajos previos se buscó desarrollar una metodología flexible, que satisfaciera los requerimientos de los planificadores y permi­ tiera una aceptación, y por consiguiente una normalización en el ámbito internacional. El esquema de la FAO fue desarrollado con el fin de disponer de un método sistemático que permitiera estudiar y predecir los resultados de usos alternativos de una determinada parte del territorio (Pumell, 1986). La FAO (1976, 1985a) no plantea un sistema de evaluación cerrado, sino un esquema de evaluación que supone una reflexión sobre los principios y conceptos teóricos que hay detrás de los sistemas de evaluación. No contiene juicios precon­ cebidos sobre las cualidades del terreno en relación a determinados usos. Al ser un esquema abierto, su utilización obliga a desarrollarlo para cada apli­ cación concreta, lo que para algunos usuarios puede representar un inconveniente frente a sistemas previamente establecidos. El esquema de la FAO no establece jerarquías en los tipos de usos de las tie­ rras, por lo que es aplicable en cualquier situación, incluidos los usos no agrícolas. Es un esquema dinámico que busca una fiabilidad de los resultados y una acepta­ ción generalizada. Se propone valorar la aptitud de las tierras para usos específicos alternativos, con carácter sostenible, en un contexto dado.

La a p titu d de una u n id a d c a r t o g r á f ic a d e e v a lu a c ió n (LEU) expresa su ido­ neidad para un uso determinado. Aquella LEU que pueda satisfacer los requeri­ mientos de un m ayor número de t ip o s d e u t iliz a c ió n d e l te r r e n o (LUT) será considerada como de m ayor valor.

Tomar en consideración aptitudes tiene mucho mayor interés en una evaluación del terreno que aquellos sistemas que se basan en limitaciones para el uso, como hace el método de clases de capacidades agrológicas. Por consiguiente, el proceso de evaluación requiere disponer de los mapas de las unida­ des cartográficas de evaluación (LEU), exigencia que es común a muchos métodos de eva­ luación, si se aplican de forma rigurosa. Se requiere información acerca de sus cualidades, 653

así como de los requerimientos de los usos tomados en consideración, para un nivel tecno­ lógico y un contexto socio-económico dados. Al establecer una clasificación para los diferentes usos de un terreno, distingue como categoría máxima la c la s e p r in c ip a l de uso del terreno y com o categoría para trabajos más detallados los t ip o s de utilización del mismo.

Las c la s e s p r in c ip a le s representan grandes subdivisiones en los usos del terreno (agri­ cultura, silvicultura, urbanización, servicios, áreas industriales, etc.). La utilización de las clases principales resulta útil en evaluaciones de reconocimiento, cuando se requiere una zonificación reflejada en mapas a pequeña escala. Los t ip o s d e u t iliz a c ió n d e l te r r e n o (LUT) hacen referencia a modos específicos de uso del mismo, actuales o alternativos, definidos en términos de atributos clave y descri­ tos con el objetivo de proceder a la evaluación del terreno (Beek, 1978). Un LUT puede ser un cultivo concreto dentro de un marco socioeconómico, o un uso tal como un área de recreo, un campo de golf, etc. El grado de detalle con que se describirá un LUT dependerá de la intensidad y de los objetivos de la evaluación, pudiendo llegarse a un nivel de precisión elevado.

En el proceso de evaluación deben identificarse los LUT relevantes por su importancia para el área a evaluar, disponer de información acerca de sus exigen­ cias y respuestas y representar un amplio intervalo de exigencias. Los atributos clave para describir cada LUT hacen referencia a aspectos técni­ cos, económicos y sociológicos. En cada evaluación se seleccionarán los que sean de interés, pudiendo destacar los siguientes:

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14.

Producto. Orientación de mercado. Intensidad de capitalización. Intensidad de trabajo. Conocimientos técnicos y actitudes. Potencia mecánica empleada. Tamaño y distribución de las parcelas. Régimen de tenencia de la tierra. Exigencias de infraestructura. Características básicas del cultivo. Prácticas de cultivo. Cosecha: producción y calidad. Nivel de información económica. Impacto ambiental.

Para poder determinar la aptitud de una unidad de suelos, habrá que contrastar los requerimientos de cada tipo de uso seleccionado con las cualidades de cada unidad. 654

Disponer de esta información no es algo inmediato, dado que se encuentra extremada­ mente dispersa, es de difícil acceso y, en muchas ocasiones, no se obtiene de forma homo­ génea y menos aún normalizada (López-Acevedo y Porta, 1990). En muchos casos debe recurrirse a encuestas hechas a técnicos especializados en el LUT considerado. Los requerimientos de un tipo de utilización del territorio (LUT) se refieren a los requerimientos fisiológicos, de manejo y de conservación: Requerimientos del cultivo

1. 2. 3. 4.

Requerimientos ambientales: clima. Requerimientos físicos. Requerimientos hídricos. Requerimientos químicos. Requerimientos de manejo

1. 2. 3. 4.

Requerimientos ambientales: clima Cultivo y laboreo. Recolección: nivel tecnológico. Acceso a mercados. Requerimientos de conservación

1. 2. 3.

Conservación de suelos. Salinidad. Contaminación de suelos.

Los requerimientos del uso del terreno de tipo agronómico han sido estableci­ dos para algunos LUT (Boixadera y Porta, 1991). Como ejemplo se indican los de la patata: REQUERIMIENTOS DEL USO DEL TERRENO DE TIPO AGRONOMICO. LUT: PATATA

1.

Clima (requerim ientos am bientales)

1.1.

1.2.

1.3. 1.4. 1.5. 2.

Período de crecimiento. 1.1.1. Límites: Ta. mínima crecimiento: 7 °C; Ta. óptima: 16-18 °C: Ta. máxima: 24 °C; parte aérea se hiela a -2 °C: cero vegetativo a 6-8 °C. 1.1.2. Duración: variedades tempranas: 90 días: variedades tardías: 120 días. Régimen de temperaturas. 1.2.1. Germinación: Ta. Mínima: 7 °C. 1.2.2. Período vegetativo: Ta. óptima 15-18 °C. Ta. noche < 15 °C para iniciación de tubérculos. Una Ta. media día > 21 °C reduce la formación de tubérculos; creci­ miento tubérculos entre 10 y 30 °C. 1.2.3. Floración: Ta. Mínima: 14 °C. 1.2.4. Maduración. 1.2.5. Integral térmica: variedades tempranas: 1.600 °C; variedades tardías: 3.000 °C. 1.2.6. Alternancia de temperaturas: convienen temperaturas nocturnas frescas. Tempera­ turas del suelo altas dan crecimiento parte aérea y poca tuberización. Régimen de radiación: día largo/día neutro. Humedad Otros.

R equerim ientos físicos

2.1.

Profundidad de enraizamiento: 0,4-0,6 m.

655

2.2.

Texturas: suelos muy arcillosos restringen el desarrollo de los tubérculos. Mejor en texturas medias o ligeras. 2.3. Drenaje: Exige drenaje adecuado. Suelo permeable. Baja tolerancia a períodos cortos de encharcamiento. 2.4. Nivel freático: altamente tolerante, hasta 50 cm. 2.5. Otros: no le convienen los suelos excesivamente calizos o los muyhumíferos (provocan gran desarrollo vegetativo, mala calidad de sabor y malas condiciones de conservación). 3.

R equerim ientos químicos

3.1. Niveles de N, P, K (25 t/ha de patatas): = > 114 kg de N, 45 kg de P20 5, 200 kgK20 , 70 kg Ca. 3.2. Niveles mínimos en el suelo: P(Olsen) 12-25 ppm; K 100-150 ppm. 3.3. pH óptimo: 5,6 ó 4,5-6,0 3.4. Salinidad: Disminución producción (%) 0 10 25 50 KM) CEs (dS/m a 25-C) 1,7 2,5 3,3 5,1 9.0 3.5. Sodicidad: — 3.6. Micronutrientes: Zn y Mn respuesta media, Cu y Mo respuesta baja. B: poco sensible a carencias. 4.

Requerim ientos de agua

4.1. 4.2. 4.3. 4.4. 4.5.

Demanda global de agua: 500-700 mm (período de crecimiento)/350-625 mm (ETc estacio­ nal). I kg materia seca = 300 kg de agua. Períodos de sensibilidad: Después de la formación de los tubérculos, después de la flora­ ción hasta la cosecha. Períodos de relativa tolerancia al déficit hídrico: — Niveles de deplación admisibles: p = 0,25. Sensibilidad al suministro de agua (Ky), período vegetativo inicial. 0,45; período vegeta­ tivo tardío, 0,8; formación cosecha, 0,7; maduración, 0,2; Total período 1.1, media-alta. Eficiencia de utilización para cosecha (kg/m3) = 4-7 (tubérculo fresco, 70-80 %).

Para llegar a una determ inada productividad de un suelo, se requieren unos insumos que habrá que detallar para cada LUT y nivel de manejo. El concepto de «cualidad de la tierra» se propone sintetizar las propiedades características que tiene cada unidad de evaluación. Las cualidades a considerar son atributos especialm ente relevantes para el proceso de evaluación, al estar directam ente relacionadas, con los requerim ientos de uso y condicionar de un modo determinado la aptitud de un terreno para un tipo de uso determinado. Por lo general se suelen considerar los siguientes: CUALIDADES DE LAS TIERRAS

1. Clima 1.1. Régimen de temperaturas. 1.2. Período de crecimiento. 1.3. Radiación solar. 1.4. Vientos y pedrisco. 1.5. Disponibilidades de agua para las plantas.

2. Suelo 2.1. Profundidad efectiva. 2.2. Consistencia. 2.3. Disponibilidad de 0 , para las raíces. 2.4. Salinidad. 2.5. Sodicidad. 2.6. Riesgo de inundación. 2.7. Facilidad para el estableci­ miento del cultivo

3. Tecnología 3.1. Facilidad para el riego. 3.2. Potencial de mecanización. 3.3. Facilidad para el laboreo. 3.4. Manejo de prc y post cosecha. 3.5. Riesgo de salinización/sodificación por riego. 3.6. Riesgo de contaminación.

Las cualidades poseen diferente relevancia para cada tipo de utilización de la tierra. En función de la importancia que presenta la cualidad para el tipo de utiliza­ 656

ción, existen tres tipos de valoraciones posibles: muy importante, moderadamente importante y menos importante. Como ejemplos de cualidades de la tierra de secano cabe citar el régimen de tempera­ tura, las condiciones de enraizamiento, las posibilidades de mecanización, el riesgo de ero­ sión, la salinidad, etc. Todas ellas influyen en el uso de cada LEU de una manera particular. Al disponer de la suficiente información acerca de las cualidades de un terreno y de los requerimientos de los diversos tipos de utilización considerados, se puede proceder a interrelacionar ambos tipos de información, relacionando y comparando. El proceso de evalua­ ción comporta seguir los siguientes caminos:

Las clases establecidas para los niveles de aptitud son las siguientes: Clases

Órdenes

S: apto

N: No apto

Subclases

S 1: Muy apto. S2: Moderadamente apto. S3: Marginalmente apto.

w = disponibilidad de agua no óptima. d = deficiencias de drenaje.

Nc = corrientemente no apto. Np = permanentemente no apto.

Para cada uno de los tipos de utilización de tierra (LUT) tomados en considera­ ción se asigna el correspondiente nivel de utilidad para cada cualidad del terreno. En el caso en que el LUT sea el melocotonero (Boixadera y Porta, 1991): NIVELES DE UTILIDAD Cualidades del terreno

Factores de diagnóstico Unidad S,

I.

Clima

Período de crecimiento.

Clase

1 2

Sj

S,

3

Nc

3

Np

Import. Observaciones déla cualidad

***

657

N IV ELES DE UTILIDAD

Cualidades del terreno

Factores de diagnóstico Unidad

Régimen de temperaturas. Radiación. Vientos y pedrisco. Otros.

S!

S2

I

1

1

1

S3

Nc

Np

Import. Observaciones de la cualidad

2.

Disponibilidades Balance hídrico. de agua para las plantas

Clase

1

1

2

3

**

3.

Posibilidades de Profundidad efectiva, Clase enraizamiento. consistencia.

1

2

3

4

**

Prof. efectiva (prof.suelo x coef. consist.)

4.

Fertilidad química

CIC pH m.o. CaCO, equivalente Caliza activa

Clase

1

1

2

3

**

Sensible a Zn y Mn Carencia de Fe con pH alto

5.

Salinidad

CEs

Clase

1

2

2

3

***

6.

Sodicidad

SAR, CEs

Clase

1

2

2

3

***

7.

Facilidad para el Consistencia Clase laboreo estructura, m.o., textura, nivel freático

2

3

3

4

*

8.

Facilidad para el Estructura, establecimiento consistencia, de cultivos encostramiento

Clase

9.

Disponibilidades Drenaje interno de oxígeno

Clase

1

1

2

3

**

Posición fisiográfica, Clase frecuencia

1

1

2

3

**

nr

10.

Riesgo de inundación

11.

Riesgo de plagas Estimación y enfermedades

Clase

1

1

2

3

***

12.

Facilidad para el Aspecto del riego riego

Clase

2

2

3

4

**

13.

Potencial de mecanización

Tipo de gradiente Clase Consi st.sec/hu m/moj. Tamaño parcela

2

2

3

4

*

14.

Localización

Acceso a mercados

Clase

1

1

2

3

**

15.

Manejo pre y post-cosecha

Nivel de manejo

Clase

1

1

2

3

***

16.

Riesgo de salinidad alcalinidad

Calidad agua de riego Clase Profundidad nivel freático

1

1

2

2

***

' Muy importante, ** importante, * poco importante, nr, no relevante.

Establecida la clasificación provisional de la aptitud de cada LEU para el conjunto de los LUT, estos resultados deben ser contrastados en campo, procediéndose a su validación. Confir­ madas las valoraciones, se pasa a la asignación de las clases definitivas de aptitud del terreno. 658

Hay que destacar que el análisis socio-económico deberá ser incluido en el proceso final, en el caso de una evaluación integral del terreno. Con el esquema de la FAO se establecen tres niveles jerárquicos de aptitud, con generali­ zación decreciente, los órdenes, las clases y las subclases. Los órdenes son dos: apto (S), no apto (N). Un terreno se evalúa en el orden «apto» cuando es esperable que produzca benefi­ cios que justifiquen los insumos previstos, sin que existan riesgos inaceptables de degradación del suelo. Las clases de aptitud de un LEU reflejan el grado de aptitud dentro del orden S. Las subclases de aptitud expresan los tipos de limitaciones que presentan aquellas tie­ rras incluidas en clases distintas de la S,, que no debe presentar limitaciones. Las subclases se expresan añadiendo una letra minúscula a la clase y que expresa la limitación. En conjunto, este método, pese a su aparente complejidad en relación a otros, garantiza una evaluación que incluye los aspectos más importantes del territorio, y los juzga en fun­ ción de unos usos específicos y orientados a una realidad actual o futura, pero siempre razonada en base a medidas objetivas. En España este esquema de evaluación ha sido aplicado por Díaz Fierros y Gil (1984), De la Rosa y Moreira (1987), Sánchez Marañón (1990), Boixadera y Porta (1991), entre otros.

11.

Utilización de Mapas de Suelos con fines catastrales: Método del Valor índice

La fiscalidad del territorio siempre se ha basado sobre algún criterio de valor del mismo. El valor de un suelo no depende únicamente de su valor edafológico (Hallaire, 1981), sino que es función de un conjunto de factores que, según indica este autor, son, ade­ más del edáfico, el uso, las condiciones del uso, la localización, la estructura de la explota­ ción e incluso valores psicológicos y afectivos. Todo ello se refleja en el valor de com­ pra-venta tomado con frecuencia como el valor del suelo. Storie (1970) afirma que las relaciones oferta-demanda pueden cambiar fácilmente, pero la capacidad relativa de producción de las tierras está gobernada por caracteres del suelo, el clima, el agua, entre otros, siendo el suelo el factor más estable y tangible de los que determinan el valor de la tierra. El hecho ha sido detectado por los ministerios de Economía de algunos países, lo que ha llevado a financiar la elaboración de mapas de suelos para poder llegar a una evaluación de los suelos y a establecer gracias a ellos una política fiscal. Como ejemplo clásico cabe citar el caso de Alemania, donde se iniciaron trabajos de este tipo en 1934 (Weiers y Reid, 1974). En la evaluación de suelos con fines fiscales ha habido siem pre una clara pre­ ferencia por los m étodos param étricos de capacidad de uso del suelo (M cRae y Burnham, 1981); ello se debe a su sim plicidad y a su aparente objetividad. No obs­ tante, hay que destacar que m uchos de ellos expresan de form a m atem ática rela­ ciones poco o nada conocidas. M ultiplicar los valores num éricos de diversos facto­ res dará un índice num érico, pero un m ism o valor del índice puede deberse a factores condicionantes de muy diversa naturaleza, de fácil m ejora en unos casos, pero en otros sin posibilidad de actuación tecnológica para mejorarlos. Al desarrollar un m étodo de evaluación del territorio con fines catastrales y fis­ cales hay que contem plar que sea posible alcanzar los siguientes objetivos: 659

— Sus resultados no deben ser aplicables únicamente a una política fiscal, sino que deben recogerse otros aspectos que los recaudatorios; debe servir tam ­ bién de apoyo a políticas de planificación territorial, calidad y protección del medio am biente y agricultura, com o pueden ser la conservación del potencial productivo del país, mantener en uso agrícola las mejores tierras u ordenar los cultivos. — Debe permitir una aplicación de impuestos sobre el bien rústico de forma más objetiva. — Recoger la experiencia del Catastro de Rústica para la implementación y mejora del sistema a medida que se vaya utilizando. — Ser, en sus resultados, lo más estable posible en el tiempo. — Integrable en un sistema de información territorial. — Susceptible de ser integrado en otros sistemas de valoración que consideren aspectos aquí no tenidos en cuenta (p.ej., uso).

En España se ha desarrollado una metodología para la evaluación del territorio con fines catastrales, denominada «método del valor índice» (Boixadera y Porta, 1991). Se caracteriza por:

— Basa la valoración del territorio en su potencial productivo, con independencia del uso agrario del mismo en un momento histórico dado. — Permite ordenar los suelos en una escala relativa de productividad, nivel de aptitud para distintos usos. — Es un sistema adaptable a las distintas circunstancias y condiciones del terreno de las zonas en las que se implemente. — El nivel de productividad que se obtiene puede ser aplicado directamente al proceso impositivo. — Es un sistema de aplicación objetiva basado en el desarrollo del Esquema de la FAO (1976). — Es un sistema explicativo o de caja blanca, que permite incorporar la experiencia que se tenga en valoraciones catastrales. — Es un sistema abierto y modificablc que permite incorporar los avances en los cono­ cimientos sobre evaluación del territorio. — Se basa en datos de medio natural y sólo utiliza datos socio-económicos para definir el entorno de la evaluación. Esto le confiere una mayor validez en el tiempo. — Está adaptado a sistemas de información de suelos tales como S1NEDARES (CBDSA, 1983). — Permite trabajar a distintas escalas. Ello es importante, dado que en zonas de secano o en áreas forestales puede no ser necesario el mismo nivel de detalle que en regadío. — Permite un tratamiento con ordenador de toda la información.

660

El método evalúa la parte tísica, permitiendo incorporar en una tase posterior el análisis económico. Evalúa el potencial productivo del suelo. Se establece que aquel suelo que presente un grado más elevado de aptitud para un mayor número de usos, con elevados rendimientos, deberá ser considerado como el suelo de potencial agrícola más alto. La medida del potencial productivo se basa en la información con­ tenida en los mapas detallados de suelos, en las producciones referidas a un nivel tecnológico dado y para cada una de las unidades de evaluación. La falta de datos agronómicos, en especial los referentes a producciones de cada unidad de suelos y para condiciones específicas de manejo, supone una limitación importante. Al no ser posible generar esta información a corto plazo, se opta por diseñar un sistema de base cualitativa, fundamentado en encuestas a técnicos cualificados para obtener informa­ ción acerca de los requerimientos de los distintos usos y de las producciones esperables. Por ello, el método elaborado representa una solución de compromiso entre lo deseable y lo posible. Al ser un sistema abierto, permite ir aumentando su calidad a medida que se vaya disponiendo de mayor información, de nuevos conocimientos, o aparezcan avances tecno­ lógicos que hagan necesaria la revisión de ciertas áreas. Se recurre a estimar el potencial productivo para un número limitado de usos (cultivos) convenientemente elegidos. Mediante la combinación de los niveles de aptitud para estos usos, se asigna un potencial productivo agrícola a cada suelo. En esquema la metodología puede sintetizarse así:

661

Para llegar a los potenciales productivos, debe partirse según la FAO de los mapas de suelos y de otros componentes del territorio y establecer las unidades cartográficas de evalua­ ción (LEU); se seleccionan, además, los tipos de utilización de tierras (LUT), definido en este caso cada uno de ellos por la integración de un cultivo, unos factores de producción y una tec­ nología. Las cualidades de cada LEU se comparan frente a las exigencias de cada LUT, lo que permite determinar el nivel de aptitud de cada unidad cartográfica de evaluación. Las etapas en el cálculo del Valor índice son las siguientes: — Identificación y cartografía de las unidades cartográficas de evaluación (LEU). — Selección de los tipos de utilización del territorio (LUT) de referencia: cultivos, fac­ tores de producción y tecnología utilizada. — Establecimiento de los niveles de manejo a considerar en la zona. Por ejemplo, uno normal y uno avanzado. — Establecimiento de los requerimientos de cada LUT. — Comparación de los niveles de las cualidades de cada LEU con los requerimientos de cada LUT. — Determinación de los niveles de aptitud de cada LEU para cada LUT. — Adjudicación de un valor numérico a cada nivel de aptitud. — Cálculo del Valor Indice para cada LEU.

Con el fin de expresar el potencial productivo de una forma cuantitativa que facilite el manejo de los resultados, los haga más comprensibles y posibilite la fijación de una base impositiva para la parcela, se introduce el concepto de Valor índice (VI) de una tierra. Este índice toma valores en un intervalo de 0 a 100 y representa una estimación relativa del potencial productivo. El Valor índice se calculará a partir de los niveles de aptitud de cada unidad cartográfica de evaluación. Se obtiene el Valor índice para cada LEU, de acuerdo con la siguiente expresión:

¿V N VI = — -------16 donde: VI es el Valor índice. VN es el valor numérico de cada LUT para cada LEU. n varía entre 1 y 16, correspondiendo a los 16 niveles de aptitud para cada LEU obtenidos para cada uno de los LUT con sus dos niveles de manejo.

Los valores numéricos adjudicados a los distintos niveles de aptitud son los siguientes: 662

N iveles d e a p titu d

SI S2 S3 Nc Np

D escrip ció n

Muy apto Moderadamente apto Marginalmente apto Actualmente no apto Permanentemente no apto

V alor n u m é ric o a d ju d ic a d o

100 75 50 25 0

Los Valores índice pueden expresarse en un mapa para cada una de las unidades de suelo cartografiadas previamente. El concepto de Valor índice y la forma en la que se obtiene el valor numérico del índice requieren su contraste al implementar el método, para lograr cada vez una mayor precisión en la asignación de Valores Indice y permitir establecer comparaciones. La asignación de valores numéricos a los niveles de aptitud es necesariamente arbitraria y cuestionable en la actualidad, lo que es debido en todo caso a la falta de información acerca de los rendimien­ tos de los distintos cultivos para cada unidad de suelos. El hecho de que el Valor Indice esté basado en un número suficientemente amplio de tipos de utilización (LUT) permite reñejar la realidad de la aptitud de un suelo para la agricultura. Cambios de gran tipo de uso (secano-regadío) obligan a modificar la valoración del suelo, lo que exige una revisión del Catastro. Sin embargo, cambios de este tipo son puntuales y úni­ cos en el tiempo, por lo que no hacen perder vigencia al Valor índice de una misma parcela. La introducción de mejoras en el suelo (drenaje, mejora de los suelos afectados por sali­ nidad, conservación de suelos, etc.) puede cambiar sustancialmente el potencial productivo de un suelo. Ello significará también un cambio en la valoración de este suelo. El método desarrollado tiene en cuenta las posibilidades de su uso con otros fines, ade­ más del meramente fiscal o catastral, como son la ordenación de cultivos, la política de subvenciones, las compra-ventas, las expropiaciones, etc., por lo que puede permitir un mejor conocimiento y uso del territorio.

12.

Evaluación del potencial para el uso agrícola de grandes áreas: Método de las zonas agro-ecológicas (AEZ)

La FAO inició en 1976 un estudio del potencial de uso del territorio estable­ ciendo una serie de zonas agroecológicas (AEZ) a escala mundial. El objetivo es la planificación del desarrollo agrícola futuro, principalmente en países en vías de desarrollo, en base al potencial de producción de los recursos de tierras disponibles a nivel global. La metodología AEZ elaborada sigue el Esquema de la FAO (1976) y, por consiguiente, se propone tener en cuenta que los distintos cultivos tienen diferentes requerimientos de suelo y clima y que en cada zona puede haber dife­ rentes niveles de insumos y de tecnología para la producción (FAO, 1978, 82). La principal diferencia entre el Esquema de la FAO (1976) y el método para zonas agroe­ cológicas reside en que éste se concentra principalmente en los aspectos físicos del territo­ rio para llegar a una planificación física. En la evaluación del potencial productivo para las AEZ mundiales, la clase de uso con­ siderado es la agricultura de secano, ya que la información disponible a nivel mundial no 663

permitía incluir el regadío. Los tipos de uso del territorio (LUT) incluidos son los once principales cultivos con implantación mundial y para cada LUT se han considerado dos niveles de insumos (FAO, 1976, 85). Clase de uso

Tipo de uso (LUT) Insumo Requerimientos climáticos de cada LUT y adaptabilidad de los cultivos: evaluación de la aptitud agro-climática Requerimientos edáficos Unidades cartográficas de evaluación (LEU) Establecimiento de las zonas agro-ecológicas Comparación de cualidades y requerimientos Clasificación de la aptitud del territorio

Agricultura de secano

Trigo, arroz, maíz, mijo, sorgo, patata, batata, man­ dioca, alubias, soja y algodón. Nivel bajo de insumo (cultivo manual). Nivel alto de insumo (cultivo mecanizado). Grupo II. Fotosíntesis C3: arroz, algodón, alubias, soja, batata y mandioca. Grupo III. Fotosíntesis C4: mijo, sorgo, maíz. Profundidad de suelo, textura, salinidad, pedregosidad, intervalo óptimo de pH. Cualidades climáticas: período de crecimiento. Cualidades edáficas. Superposición de información del inventario de cli­ mas y del de suelos. Rendimientos agro-climáticamente alcanzables. Evaluación de la aptitud agro-clim ática de cada LUT para los dos niveles de insumo. Aptitud poten­ cial del territorio.

Para establecer los requerimientos climáticos de cada LUT se tiene en cuenta la impor­ tancia de la lluvia y la humedad del suelo, ya que sobre temperaturas existe poca informa­ ción disponible a escala global. También se considera la coincidencia entre disponibilida­ des de agua y requerimientos fenológicos para que pueda haber la máxima eficacia fotosintética. Para cada LUT se establecen los requerimientos edáficos básicos. El inventario de recursos del territorio hace referencia a sus cualidades en relación a los requerimientos climáticos y edáficos de los tipos de usos. Se introduce el concepto de período de crecim iento (GP) definido como el período continuado durante el año, desde el momento en que la precipitación excede a la mitad de la ETP (Penman) hasta que la precipitación es inferior a la ETP, más el número de días requerido para evaporar la reserva de agua en el suelo (100 mm). Final Inicio del período de crecimiento P > 0,5 ETP -------------- Reserva = 100-------- ------► P < ETP Esto permite diferenciar: GP < 90 días zonas áridas zonas semiáridas 90 < GP < 150 zonas subhúmedas 150 < GP <210 210 < GP < 270 zonas húmedas zonas perhúmedas GP > 270 Esta información se refiere al mapa base a escala 1:5.000.000, dibujando las isolíneas de igual período de crecimiento con equidistancias de 30 días, a partir de 90 días. Se com­ pleta con los valores medios de los elementos climáticos más importantes. En el caso de 664

Africa continental se ha establecido un total de ocho áreas climáticas principales, subdivididas a su vez atendiendo a la duración del período de crecimiento. El inventario de suelos se basa enteramente en el mapa de suelos a escala 1:5.000.000 de FAO/UNESCO, que se completa, si es el caso, superponiendo características importan­ tes del territorio. Esta información, superpuesta a la procedente del inventario climático, permite definir las zonas agro-ecológicas, que se caracterizan por tener suelos y climas semejantes. Toda esta información se digitaliza para su tratamiento informático y consti­ tuye la base física de la evaluación. El proceso de evaluación se prosigue como en el Esquema FAO (1976), por comparación y armonización, iteración y finalmente clasifica­ ción de la aptitud de cada zona agroecológica. La evaluación de la aptitud de las zonas agroclimáticas se puede cartografiar para cada LUT. Como ejemplo se representa la zonación establecida para Africa, de acuerdo con los niveles de aptitud para el cultivo de la soja en secano (FAO, 1977):

665

Este tipo de información resulta de interés para aquellos que deben tom ar deci­ siones en la planificación de grandes áreas. En tales casos, la escala de referencia debe ser una muy distinta que cuando se quiere actuar a nivel de una explotación agrícola concreta, donde la información que se requiere es para la parcela. A partir del estudio inicial, que recubre la m ayoría de países en vías de desa­ rrollo (FAO, 1982), la aplicación de la metodología AEZ a la información de sue­ los disponible y publicada a escala 1:125.000 en muchos países, ha hecho posible realizar una estimación de los recursos del territorio. Esta información puede utili­ zarse posteriormente de diversas formas para acciones de desarrollo agrícola. Así, se ha trabajado en Bangladesh, Mozambique, Tailandia, Indonesia y Filipinas, en muchos casos por iniciativas locales y con algún tipo de asesoram iento de la FAO (Brinkman, 1989).

13.

Método del índice de potencialidad del suelo

El «Soil Potential Index» (índice de potencialidad del suelo) es un sistema que se basa en la consideración de las producciones de cada unidad cartográfica de suelos en relación con un suelo de referencia. Permite establecer un índice de la productividad y de los factores condicionantes con posibilidad de actuación tecno­ lógica para su mejora, así como los factores limitantes permanentes. Este método ha sido desarrollado por el Departamento de A gricultura de Esta­ dos Unidos (USDA, 1978) con la finalidad de superar las limitaciones del método de capacidades agrológicas. Su enfoque conceptual sigue las líneas básicas del esquema FAO (1976). Como rasgo más definido del sistema cabe destacar que requiere una cuantificación muy precisa, lo que no es inconveniente en su país de origen, ya que se dispone de cartografía detallada de más del 40 por 100 de los suelos cultivados del país. En otras condiciones su aplicación requiere generar información edafológica de base.

14. 14.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Aguilar, J.; Martínez-Raya, A. y Roca, A.: Evaluación y manejo de suelos. Sociedad Espa­ ñola de Ciencia del Suelo, 327 pp. Granada, 1996. FAO: Esquema para la evaluación de tierras. Bol. de Suelos. FAO. 32:1-66.Roma, 1976. Gallegos del Tejo, A.: La aptitud agrícola de los suelos. Trillas, 207 pp. México, 1997.

14.2.

Bibliografía de referencia

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668

23 Degradación de suelos por erosión hídrica: Conservación de suelos y aguas La lluvia al llegar a la superficie del suelo se divide en infiltración y escorrentía.

1.

Erosión del suelo

1.1. Concepto y percepción La erosión (del latín erosio = roedura) consiste en:

Una pérdida gradual del material que constituye el suelo, al ir siendo arrastradas las partículas (disgregadas, arrancadas y transportadas), a medida que van que­ dando en superficie.

Los procesos erosivos constituyen un impacto negativo, con resultado de una degradación progresiva del recurso suelo. Se caracterizan por ser:

— Procesos relativamente lentos, intermitentes, si bien recurrentes a lo largo de los años. Lentos, no obstante, en relación con la velocidad de formación del suelo deben con­ siderarse relativamente rápidos. Intermitentes, porque van asociados a la existencia de lluvias o de vientos. — Procesos progresivos. La disminución progresiva del espesor del epipedión deja en la superficie o cerca de ella horizontes o materiales subsuperficiales cuyas características suelen ser menos favorables para el crecimiento de las raíces y para suministrar nutrientes y agua. Partiendo de una situación en un momento dado, la erosión hace disminuir la capacidad para producir biomasa vegetal, con lo que la protección del suelo disminuye y la importancia de la erosión aumentará de año en año. A largo plazo provoca una disminución de los rendimientos y finalmente el terreno se hace improductivo. Sus efectos son muy notorios en un lapso de tiempo relativamente corto.

669

— Procesos irreversibles. Se trata de procesos endotérmicos, por requerir un consumo de energía, la energía cinética aportada por la lluvia, o el flujo de agua y tienen lugar en un sistema abierto. Por un lado, la masa de suelo perdida suele ser irrecuperable o exige su aca­ rreo y por otro, el tiempo requerido para que se forme suelo es extremadamente largo. La escala temporal de los procesos edafogénicos es de orden secular o milenario, mientras que para los erosivos es de algunas décadas o a lo sumo siglos. En el área mediterránea, así como en aquellas zonas con un régimen pluviométrico aná­ logo, tan indispensable resulta conservar el suelo como el agua, para el desarrollo de la agricultura. La conservación del suelo y del agua deben contemplarse como algo indisociable, para poder asegurar un uso más eficiente del territorio. La erosión es un proceso que tiene lugar de forma espontánea en la naturaleza, si bien su intensidad varía de unos escenarios a otros. La intervención del hombre hace que la intensidad del proceso pueda verse fuertemente incrementada. La roturación y puesta en cultivo supone una alteración del equilibrio dinámico del sistema. Un suelo con una cubierta vegetal con poca intervención humana queda protegido de la acción directa de la lluvia y del viento. Al eliminar la vegetación se altera el equilibrio natural, la superficie queda desprotegida, el epipedión recibe menos aportes de materia orgánica por parte de las plantas cultivadas y el laboreo entraña una mineralización más acentuada. Las nuevas con­ diciones suelen ser menos favorables para el mantenimiento de la estructura del epipedión, lo que lo hace más vulnerable a la erosión y si se ve afectada, la infiltración disminuirán las disponibilidades de agua para las plantas, para la misma cantidad de lluvia que venía reci­ biendo la zona. Por todo ello interesa conocer los mecanismos responsables de la erosión y plantear medidas para la conservación del suelo y el agua:

670

Las técnicas de conservación de suelos son conocidas desde antiguo en el área medite­ rránea, donde existen abundantes y modélicas obras de conservación tanto en Grecia, como en Italia y España. No obstante, no ha sido hasta mediados del siglo xx cuando el tema ha empezado a ser estudiado en profundidad a nivel mundial. Los agricultores, por consiguiente, han tenido tradicionalmente una percepción de la utilidad del suelo y el agua como soportes de su actividad. La coyuntura que en el siglo pasado sirvió de desencadenante de la percepción de esta utilidad no fue el reconocimiento de la responsabilidad moral de conservar el suelo como patrimonio para futuras generacio­ nes. Lo fue la crisis económica de 1929 en Estados Unidos, que llevó al fomento de la pro­ ducción agrícola con el fin de poder aumentar las exportaciones. El hecho de que los procesos erosivos desencadenados con la puesta en cultivo de nue­ vas tierras pueda poner en peligro los objetivos de una política económica coyuntural, hizo aumentar la sensibilidad frente al problema e importantes grupos sociales percibieron la utilidad de conservar el suelo y de arbitrar medidas para el control de la erosión. En 1933 se fundó en Estados Unidos el Soil Erosión Service, actualmente denominado Natural Resour­ ces Conservation Service. En España en 1955 se aprobó la Ley de Conservación de Suelos y se creó un Servicio Central de Conservación de Suelos en el Ministerio de Agricultura, lo que traduce la preocupación por esta problemática en la época. La percepción de una utilidad no es estática, sino fluctuante. En el último tercio del siglo xx, algunos grupos sociales empezaron a mostrar un grado de percepción alto frente a la degradación de los suelos por erosión. Más por los impactos medioambientales que de ella se pueden derivar fuera del escenario en que tiene lugar, que por la misma pérdida del recurso. Los materiales erosionados son transportados aguas abajo, pasan a los cursos de agua y pueden depositarse en embalses y bahías. La conciencia de la importancia de este problema queda reflejada en diversas ocasiones en la política forestal, como lo evidencia la Ley de Conservación de Suelos en las cuencas alimentadoras de los embalses de regulación, promulgada el año 1955, si bien tuvo un escaso cumpli­ miento. Se ha calculado que dragar el material sedimentario, allí donde se hace imprescindible hacerlo, cuesta al año quince veces más que el coste de mantener el suelo donde estaba. Por otro lado, los materiales depositados pueden dar origen a contaminaciones no puntuales que, por su procedencia desconocida, resultan muy difíciles de controlar. Por lo general, los procesos erosivos no tienen un carácter catastrófico en campos agrícolas y no suelen afectar a la producción de un año para el siguiente. El empresa­ rio agrícola no percibe el problema y cuando éste resulta muy evidente se resiste a aceptarlo, porque ello implica reconocer que sus prácticas agrícolas habituales no son las más adecuadas. En el ámbito forestal los procesos pueden ser más graves, princi­ palmente si llegan a dar lugar a aterramiento de embalses y a avenidas en los cursos de agua. Ello lleva a plantear planes hidrológicos de cuenca, para evitar estos efectos.

1.2.

Agentes, formas e intensidades

El estudio de la erosión del suelo puede abordarse con distintos enfoques, según se tome en consideración el agente erosivo, la forma en que se produce la erosión o su intensidad: 671

Criterio Agente erosivo: Agua Viento Nieve Hielo Gravedad Fauna y raíces Hombre + agua Forma: Por impacto de gotas de lluvia Por flujo laminar Por flujo concentrado

Por flujo subsuperficial rápido Por el viento

Importancia en España

Tipo de erosión

Erosión hídrica Erosión eólica Erosión por fusión de la nieve Erosión glaciar M ovimientos en masa Erosión biológica Erosión antropogénica

**

* ****

Erosión hídrica superficial: Erosión por salpicadura Erosión laminar o entre canales (¡nterrill) Erosión por arroyadas Erosión por cárcavas Erosión por barrancos Erosión torrencial y fluvial Erosión en badlands Erosión hídrica subsuperficial: Sufosión o erosión en túnel Erosión eólica: Erosión por deflación Erosión por corrosión Erosión natural Erosión acelerada

Intensidad

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

La división establecida no debe llevar a considerar que se trata de acciones y formas que se deban m anifestar separadam ente. A escala m undial tienen im portancia la erosión hídrica y la eólica, siendo la prim era la de m ayor trascendencia en España. M agister (1992) indica que la erosión hídrica que sufren los suelos agrícolas españoles puede evaluarse com o sigue:

1.3.

Evaluación de la erosión

Porcentaje de superficie afectada en España

Inapreciable Moderada Grave Muy grave

16% 45 % 29% 10%

Procesos de erosión hídrica

A tendiendo a la form a com o tiene lugar la erosión, cabe distinguir procesos de erosión p or salp icadura, erosión lam inar, erosión por arroyaderos, cárcavas y barrancos y los procesos de sufosión: 672

— Erosión por salpicadura:

Se debe al impacto de las gotas de lluvia sobre los agregados inestables de un suelo desnudo. Se producen pequeños cráteres de impacto, con liberación de partículas. Puede dar origen a un sello y a una costra superficial que harán disminuir la infiltra­ ción. Sus efectos son más evidentes cerca de las divisorias de aguas. Pueden dar lugar a la formación de pedestales, en aquellos casos en que existe pedregosidad (gravas), matas aisladas o plantas cespitosas. Las partículas se desplazan como máximo unos 150 cm, siendo las arenas finas las más afectadas. No hay pérdida de material, ya que las partículas no salen fuera de la parcela. En una ladera se produce un lento movimiento de reptación (creep) con una trayectoria en dientes de sierra. - 150 cm

VISTA LATERAL

Erosión laminar:

Consiste en la pérdida de una capa más o menos uniforme de suelo en un terreno inclinado, afecta a las partículas liberadas por salpicadura. Es poco aparente, se identifica por el hecho que después de una lluvia los elementos gruesos en superfi­ cie aparecen muy limpios. En ocasiones puede confundirse este tipo de erosión con arroyadas de pequeño tamaño, que se horran o eliminan con el laboreo posterior. Erosión por arroyaderos, cárcavas y barrancos:

Las irregularidades del terreno y el mayor caudal vertiente abajo hacen que el flujo laminar pase a concentrado. La escorrentía puede fluir concentrada, sin que se for­ men canales más que a partir de aquella posición en que la fuerza cortante del agua supere la resistencia del suelo. Formado un canal, su crecimiento es rápido y aumenta vertiente abajo, ya que en el canal aumenta la velocidad del flujo. D = desprendimiento de suelo K|, K2 = constantes V = velocidad del flujo CT = capacidad de transporte

La longitud de la ladera hace aumentar los efectos de este tipo de erosión, al igual que la inclinación de la pendiente. —» 673

Arroyaderos, cárcavas y barrancos en algunos casos representan tres grados de desarrollo de un mismo proceso, sin que exista un límite bien establecido entre ellos. Las arroyadas son de tamaño centimétrico, se pueden hacer desaparecer al labrar. Las cárcavas son de decamétricas a métricas y no se pueden eliminar con el laboreo ordinario. Los barrancos son incisiones de varios metros, incluso decenas. En otros casos pueden tener distinto origen unos y otros. Sus efectos son muy evidentes y producen una rápida degradación del terreno, si no se toman medidas de control, que no sean meramente estéticas, como el volver a labrar de la misma manera para borrar los efectos, sin ir a eliminar las causas. En cárcavas y barrancos pueden producirse movimientos en masa de sus paredes, esta liberación brusca de partículas hace aumentar los efectos del agua cuando vuelva a circular por el canal. Si en las paredes hay arcillas expansibles los procesos de expansión-retracción hacen que el material aflorante se fragmente y la erosión se acelere.

Es importante en terrenos agrícolas, pero adquiere niveles de gravedad máxima en áreas de minería a cielo abierto, ya que las escombreras están constituidas por mate­ riales sueltos, al haber sido previamente removidos. El resultado de la erosión por cárcavas y barrancos es la disección del terreno afec­ tado. El acceso a los campos se hace cada vez más difícil e incluso peligroso. La morfología final sobre rocas blandas es en badlands, terrenos sin suelo ni vegeta­ ción, profundas cárcavas y crestas escarpadas. — Sufosión: erosión por flujo subsuperficial o túnel:

La existencia de galerías de macrofauna (roedores) puede favorecer la circulación subterránea del agua y el progresivo arrastre de partículas, con lo que el orificio se irá agrandando. En los márgenes de las parcelas puede llegar a ser grave, ya que finalmente puede provocar un hundimiento.

674

En algunos suelos con arcillas expandibles (Vertisoles) también puede presentarse este proceso. En los casos de máxima inestabilidad estructural, como el de los suelos con ESP superiores al 15 % y no salinos, puede producirse un flujo subsuperficial a favor de discontinuidades preexistentes, que provocarán una erosión muy rápida. Los procesos implicados en la erosión pueden esquematizarse en un modelo de procesos intermitentes y recurrentes: Impacto

Capacidad de transporte del flujo 1 1 ALTA

+

1 BAJA

1

1 Flujo i

1 t

Desprendimiento

Flujo erosivo —> Transporte

1

i

+ — >

Flujo no erosivo Depósito .............. .....► —

Salida de suelo del sistema

1

Los movimientos en masa pueden clasificarse (Carson y Kirkby, 1972), como sigue:

675

La degradación acelerada por erosión puede deberse a las siguientes acciones: — — — — — — — — —

Deforestación. Roturación. Incendios forestales. Laboreo mal practicado. Mal uso o quema de restos de cosechas. Sobrepastoreo. Algunas actividades deportivas. Vías de comunicación y su entorno. Edificaciones y su entorno.

Se quiere destacar, no obstante, que se ha omitido la distinción que a veces se hace entre erosión geológica o natural y erosión acelerada o antropógena. Tal separación resulta poco consistente dado que en una y otra tienen lugar los mismos procesos, si bien al aña­ dirse el hombre como un nuevo agente erosivo, los procesos adquieren mayor intensidad, si no se maneja el terreno de forma sostenible/sustentable a largo plazo.

2.

Factores de control de los procesos erosivos

2.1. Principales factores La acción de los agentes erosivos viene determinada por múltiples factores, por lo que los procesos erosivos resultan bastante complejos. Los principales fac­ tores y sus efectos son los siguientes:

Observaciones

Factores Climáticos

Morfología del terreno

Elementos del clima. Intensidad y frecuencia de las precipitaciones. Velocidad del viento. Forma de la ladera. Inclinación o pendiente. Longitud. Exposición: solana-umbría.

Litológicos

Característica de la roca aflorante. Velocidad y tipo de meteorización.

Edáficos

Propiedades físicas: Estabilidad estructural. Susceptibilidad a la erosión. Velocidad de infiltración. Propiedades químicas: Complejo de cambio. Propiedades mineralógicas.

Hidrológicos

Tipos de flujos. Velocidad de flujo.

Cubierta vegetal

Función de pantalla. Altura de intercepción de la lluvia. Sujección del suelo. Influencia sobre las propiedades del suelo.

676

Observaciones

Factores

Rugosidad de la superficie. Deforestación. Tecnológicos Mal utilizados

Socio-económicos

Uso del suelo. Tipo de cultivo. Técnicas de cultivo. Agromecánica. Características de las Características de las Características de las Características de las

parcelas. vías de comunicación. urbanizaciones. actividades de ocio.

Presión demográfica. Falta de percepción de la fragilidad del suelo. Falta de percepción de la progresividad de la degradación. Falta de percepción de la irreversibilidad. Insuficiente atención a la pérdida de superficie cultivable a corto plazo. Facilidad de las técnicas de cultivo. Prejuicios frente a algunas medidas de control de la erosión. Coste de las infraestructuras de conservación. Coste de mantenimiento de las infraestructuras.

La importancia que se confiere a cada factor dependerá de la escala de trabajo. En estudios a escala mundial se tomarán en cuenta las variaciones regionales debidas al clima. Para trabajar a nivel regional a mesoescala, suele tomar importancia la fitología y la morfología del terreno. En explotaciones agrícolas la erosión habrá que considerarla atendiendo a los factores hidroló­ gicos, la cubierta vegetal, las características del suelo y a factores tecnológicos y socio-econó­ micos. Esto hace que la información requerida por un planificador no sea la misma que la nece­ saria para diseñar y calcular medidas de conservación de suelos a nivel de finca agrícola. En áreas de clim a m editerráneo los principales factores determ inantes de la erosión y su control son:

677

Las características de las lluvias llevan a establecer el concepto de erosividad definido como: — La capacidad potencial de la lluvia o el viento para provocar erosión (liberar y trasladar partículas). — Refiere la agresividad del clim a por su influencia en el balance hídrico del suelo y en consecuencia sobre la vegetación. Los factores del medio de mayor incidencia sobre los procesos erosivos a igual precipi­ tación son la pendiente, la longitud de la ladera y la cubierta vegetal. Las características morfológicas de una ladera condicionan el comportamiento del agua que recibe y el balance hídrico del suelo. Con ello se ven afectados los procesos de meteo­ rización, edafogénesis, transporte, erosión y depósito de materiales. Cabe distinguir laderas cuyo desarrollo viene condicionado por el transporte (transport-limited) y aquellas condi­ cionadas por la meteorización (weathering-limited), en las que el transporte es capaz de eli­ minar todo el material meteorizado (Cap. 17). El factor litología y el hidrológico se ven igualmente implicados en estos procesos. Las propiedades del horizonte superficial de un suelo condicionan su erosio­ n ab ilidad, definida como: La vulnerabilidad o susceptibilidad de un suelo a la erosión, debido a las fuerzas generadas por los agentes erosivos que actúan sobre él.

2.2. a)

Estudio de los factores hidrológicos

Precipitaciones

Las lluvias pueden tener un origen convectivo, orográfico, ciclónico o estar asociadas a frentes, lo que explicará la forma en que tienen lugar las precipitacio­ nes en un determinado momento y lugar geográfico. En el estudio de las precipitaciones cabe considerar: De forma global: — Cantidad anual de lluvia. — Número de días de lluvia. — Distribución a lo largo del año: Estacionalidad. Frecuencia. — Variabilidad interanual. — Variabilidad espacial. Para cada precipitación: — Intensidad temporal. — Cantidad de lluvia caída. — Tamaño de las gotas de lluvia. — Velocidad terminal de las gotas. — Energía cinética. 678

Las características de una lluvia permiten explicar su efectividad potencial en la erosión del suelo o erosividad. Una misma lluvia tendrá diferente poder erosivo real según la sus­ ceptibilidad a la erosión del suelo que la recibe, es decir, según la erosionabilidad de éste.

a. 1)

Intensidad de la lluvia

La intensidad de una lluvia: — — — — —

Expresa la cantidad de agua caída por unidad de superficie y por unidad de tiempo. Suele variar a lo largo de una misma lluvia. Se puede expresar en mm h~' = L m2 h_l. Es uno de los factores que determinan la erosividad de la lluvia. Se mide con pluviógrafos o pluviómetros con registro automático, querealicen medidas a intervalos cortos de tiempo (cada minuto o cada 5minutos, como máximo). Las intensidades de las lluvias se clasifican en: Intensidad

Evaluación

< 2 mm I r 1 2-20 20-50 50-90 >90

suave moderada fuerte muy fuerte torrencial

El valor a partir del cual una lluvia em pieza a ser erosiva ha sido fijado en 30 mm h_l por unos autores, mientras que otros lo elevan a 50 mm h_l. Para estudios de procesos erosivos resultará imprescindible disponer de bandas pluviográficas o de medidas a intervalos cortos. Las inundaciones y otros desastres ocurridos en la cuenca del río Llobregat (Barcelona) el 25 de septiembre de 1962 se debieron a una tor­ menta cuya duración fue de 44 minutos en los que cayeron 95,2 mm, la banda registrada fue la siguiente (Instituto Nacional de Meteorología, Observatorio de Sabadell): mm

19

20

21

22

23

24

1

679

Al estudiar la correlación entre la intensidad de las precipitaciones y la erosión en un suelo dado y bajo unas determ inadas condiciones, W ischm eier y Smith encontraron que los valores más altos de erosión se correspondían con períodos de precipitación máximos cercanos a 40 min. Ante la dificultad de operar con estos intervalos, tomaron com o intervalo tipo el de 30 min y de ahí que se haya generali­ zado el uso de la intensidad en 30 min designada com o I30. Las relaciones intensidad-duración de una lluvia son del tipo:

IN TENSIDAD M AXIM A mm h' 1

Duración min T = 10 años

Esta curva muestra que cuanto mayor es la intensidad de una lluvia menor es su dura­ ción. Las relaciones intensidad-área afectada evidencian que al aumentar el área afectada por una lluvia, disminuye su intensidad. Las lluvias de alta intensidad son muy localizadas, lo que dificulta la generalización de las interpretaciones.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Determ inar los distintos valores de intensidad que se han presentado a lo largo de una lluvia que ha tenido una duración de 9 h 30 min y cuya banda de registro pluviográfico se incluye.

2.

Determinar la intensidad m áxim a en 30 min, l30, expresada en mm I r 1.

3.

¿A qué tipo de pluvióm etro corresponde la gráfica que se incluye?

680

mm

a.2)

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

Caracterización de las gotas de lluvia

La distribución de tamaños de gotas afecta a la erosividad de la lluvia, ya que junto con la velocidad de caída determina la energía cinética de la lluvia. Se considera lluvia si la precipitación se produce en forma de gotas de diámetro supe­ rior a 0,5 mm. Las lluvias de poca intensidad se caracterizan por tener lugar en forma de gotas de pequeño tamaño, mientras que las de gran intensidad, típicas de la zona mediterrá­ nea, están formadas por gotas grandes. El tamaño de las gotas se puede determinar con:

— El método del papel absorbente: cambia de color al humedecerse. El tamaño de la gota es proporcional a la mancha (Hall, 1970, Gillespie, 1958). — El método de la bolita de harina: se reciben las gotas en un plato con harina, cada gota da lugar a una pequeña bolita. Se seca y se miden los tamaños (Cárter y cois., 1974). — El método del disdrómetro: una membrana traductora de presión recibe los impac­ tos de las gotas de lluvia (Kinnell, 1972, 1976). — Relaciones empíricas entre el tamaño de gotas y la intensidad de la lluvia. Las relaciones entre la intensidad y el tamaño de las gotas permiten obviar la dificultad de su determinación experimental. Laws y Parsons (1943) propusieron una expresión apli­ cable a lluvias de intensidades bajas: D50 = 1,25 I0-182 D50 = Diámetro medio (mm) correspondiente a la mediana, que parece ser el mejor índice para las distribuciones de gotas. El 50% del volumen de lluvia cae en gotas de tamaño superior a D50. Para elevadas intensidades el D50 decrece al aumentar la intensidad. I = Intensidad de la lluvia, mm h 1.

681

Los trabajos de Hudson (1971) han puesto de manifiesto que las gotas de lluvia rara­ mente superan los 5 mm, ya que a partir de este tamaño son inestables y se fragmentan. En el área mediterránea se obtienen valores de hasta unos 3 mm, que son los característicos en un chubasco. La forma de las gotas es la de una esfera aplanada, debido a la resistencia del aire. El número de gotas (Park et al., 1983) es aproximadamente proporcional a: Nd = número total de gotas (número m 2 s ') Nd= 154 I0-5

I = intensidad (mm hr1)

La velocidad terminal o velocidad crítica de las gotas es aquella que alcanzan en el momento en que la resistencia a la caída se iguala a la fuerza debida a la acción de la grave­ dad, aumenta al hacerlo el tamaño de la gota. La velocidad terminal puede alcanzarse des­ pués de unos 10 m de caída, de forma que gotas de lluvia interceptadas por una masa fores­ tal, al caer al suelo desde la copa de un árbol, pueden llegar al suelo como si no hubiesen sido interceptadas y, por consiguiente, tener el mismo efecto erosivo o mayor, ya que las gotas se pueden ir uniendo al atravesar las copas y aumentan su masa. Las velocidades ter­ minales pueden alcanzar valores de I a más de 9 m s_l. Se han propuesto diversas relaciones empíricas para calcularla:

Slastikhin (1964)

682

Si

< O II

Ve = velocidad terminal (m s~') d = diámetro de la gota (cm) I = intensidad de la lluvia (mm h"1) d = 1,73 Io'227 Para gotas de 5 mm la velocidad terminal es del orden de 9 m s 1 Wang (1972), Park y cois. (1983) proponen: pw= densidad del agua (Pw - P a) g d pa - densidad del aire 1,8 g = aceleración de la gravedad

La relación empírica entre la distribución del tamaño de gota y la velocidad terminal (Gunn y Kinzer, 1949; Troeh et al., 1980) al representarla gráficamente adquiere la forma: Velocidad term inal cm seg~1

mm Diám etro de la gota

a.3)

Energía cinética

Las características de la lluvia que afectan a su energía cinética (E) son la masa de las gotas (m) y su velocidad terminal o velocidad crítica (Ve), que están relacio­ nadas con la intensidad de la lluvia:

E = — m Vc2 2

en aquellos casos en que existan n clases de tamaños de gotas, con su correspondiente velocidad:

E = ¡¿= i 2^ m¡V2ci

m¡ = masa de la lluvia caída por unidad de tiempo

Estas expresiones no resultan utilizables en la práctica, por lo que se recurre a expresiones empíricas que relacionan la energía cinética y la intensidad de la lluvia: 683

Expresión

Autor

Tipo de lluvia y localidad

Wischmeier y Smith (1958)

E C = 1,213+ 0,89 log 1 1 < 76 mm I r 1 EC = 0,283 I > 76 mm I r 1 (J n r 2 mm-1)

Natural, I < 150 mm h 1 USA

Kinnel (1973)

EC = (8,37 1 - 45,88) 10'3 (J n r 2 mm"1)

Natural, 1 < 250 mm h"1 Miami, 200 observ.

Hudson (1965)

EC = 29,8-(127,5/1) (J m 2 mm"1)

Natural, I < 225 mm h 1 Zimbabwe

Zanchi

EC = 9,81 + 11,25 log I EC = 1,86+ 11,03 log I + 0,07 logT (J n r 2 m m ')

Natural, 1 < 140 mm h"1 Italia central

EC = 2,93 + 12,46 log I (J rrr2 mm"1)

Natural, 1 < 20 mm h 1 Inglaterra

y

Torri (1980)

Motter y Bumham (1990) I

= In te n sid a d (mm h ')

EC = Energía cinética

T = Temperatura del aire

Las ecuaciones de Wischmeier et al. (1958) y Zanchi y Torri (1980) sobreestiman la energía cinética en lluvias de alta intensidad respecto a la expresión propuesta por Hudson (1965), lo que concuerda con la observación de este autor referente a que el tamaño de las gotas disminuye con lluvias de intensidades elevadas. La introducción de la temperatura del aire en la expresión de Zanchi y Torri (1980) hace aumentar significativamente la corre­ lación y proporciona una mejor estimación de la energía cinética de las lluvias en zonas de clima mediterráneo (Poch et al., 1992). No obstante, hay que señalar que la expresión de uso más generalizado es la de Wischmeier y Smith (1958).

a.4)

Precipitación en una cuenca

Para estim ar la precipitación en una zona de gran extensión, com o puede ser una cuenca, a partir de datos puntuales correspondientes a los observatorios exis­ tentes, se han desarrollado distintos métodos, que pueden aplicarse tanto a precipi­ taciones individuales simultáneas, como a valores medios de una serie: — Método de la media aritm ética simple (no ponderada): Consiste en hallar la media aritmética de todos los valores disponibles. Sólo es aplicable en áreas planas, con una distribución regular de observatorios. — Método de la media ponderada por zonas: Al calcular medias y aplicarlas a las «áreas de influencia» los resultados son de mayor precisión. Se toman en consideración tanto los datos de los observatorios de dentro de la zona como de las inmediaciones. — Método de las zonas homogéneas: Se aplica a zonas heterogéneas susceptibles de ser divididas en áreas homogéneas por criterios topográficos, de orientación, influencia de vientos, etc., asignables a un observatorio cada una. A cada escala (A¡) se le aplica el valor de la precipitación (P¡) del observatorio que se le ha asignado (muy subjetivo). La pluviometría total se calcula ponderando:

I A íPí

684

— Método de los polígonos de Thiessen: Las «áreas de influencia» de cada observatorio se delimitan geométricamente en forma de polígono, definido por las mediatrices de los triángulos que definen los observatorios (o bien trazando las perpendiculares a los lados de los triángulos, no en su punto medio, sino a la altitud media entre las de los dos observatorios que definen el lado del triángulo). — Método de las isoyetas: Exige disponer de una red densa de observatorios, bien distribuidos. Las isoyetas son las curvas que unen puntos de igual pluviometría. Se planimetran superficies entre cada dos isoyetas consecutivas y se calcula la media ponderada. A = £ A¡ i= 1 1

n-1

P = — t A¡ A ¡tí

Po. Po+x. Pcwx. Po+(n-i)x red de isoyetas. x = equidistancia entre isoyetas. n = número de isoyetas. P = precipitación total de la zona.

— Método de la curva hipsométrica. — Método de la estación-ángulo. (Semejante al de Thiessen) El método Thiessen ha sido utilizado para determinar áreas de influencia de los obser­ vatorios españoles a escala original 1:1.000.000 (Magister, 1992). Para la zona del sureste los polígonos establecidos son:

Este método da lugar a límites abruptos entre polígonos, lo que resulta antinatural (no se da en la naturaleza), para evitarlo se puede recurrir a una interpolación lineal según el inverso de la distancia al cuadrado (Del Moral, 2000). 685

a.5)

Información para el estudio de precipitaciones

Para caracterizar las precipitaciones se elaboran los datos proporcionados por los observatorios meteorológicos que, por lo general, pertenecen a las redes de los Insti­ tutos Nacionales de Meteorología. La información que se utiliza es la siguiente: Información

Observaciones

Precipitación en intervalos de 1 min

Permite conocer la intensidad de la lluvia con precisión a lo largo del tiempo que dura la precipitación. Información de gran interés para estudios de erosión. Existen pocos equipos de este tipo. Requiere medida automática con registro y transmisión a ordenador para poder almacenar un gran volu­ men de datos.

Precipitación en intervalos de 5 min

Información de suficiente calidad. Requiere tom ar la información del registro cada 10 días aproximadamente. Existen pocos equipos de este tipo.

Precipitación con registro gráfico en soporte de papel

Permite conocer la intensidad de lluvia. Método laborioso y de poca precisión. Información de interés. Información común en observato­ rios meteorológicos completos.

Precipitación en 24 h

Información de escaso interés para estudios sobre erosión, ya que no permite conocer la intensidad a lo largo de cada lluvia. Datos utilizables en correlaciones. Pluviómetro totalizador. Equipo usual en los observatorios clásicos.

Intensidad de la lluvia

Información imprescindible para poder calcular la energía cinética de la lluvia.

Energía cinética

Permite calcular la erosividad de la lluvia.

Duración de cada lluvia

Con pluviómetros totalizadores, el anotar el momento en que empieza y acaba cada lluvia y la cantidad de lluvia caída permite conocer la intensidad media. Requiere perso­ nal meticuloso. Información de cierto interés.

Masa, diámetro y velocidad de las gotas

Definen la erosividad de una lluvia. Información raramente disponible por medida directa.

Frecuencia de cantidades máximas de lluvia, intensidad, etc.

Interesa calcular los valores máximos espcrables para distintos períodos de retorno.

Área afectada

Superficie para la que tiene validez la información propor­ cionada por un observatorio.

Superficie de la cuenca

Superficie drenante total.

ESTUDIO DE CASOS Calcular la cantidad de agua que recibió el área que se indica, a partir de los valores de las tormentas que tuvieron lugar el 7 de noviembre de 1982, que provocaron importantes inundaciones. Aplicar el método de los polígonos de Thiessen.

686

km

O

Observatorios Parámetros Lluvia Factor de Thiessen Lluvia ponderada

5

10

Lluvia ponderada (a) (b) (axb)¡

I (a x b)¡

687

b)

Infiltración

La infiltración, como proceso de entrada de agua a través de la superficie del suelo, así como la forma de medir su velocidad han sido estudiados en el Capítulo 13, al que habrá que remitirse. Cabe destacar que se trata de un componente de la ecuación del balance de agua, con posibilidad de ser medido en los distintos puntos de una cuenca. Los valores de la velocidad de infiltración se hallan en un intervalo que va de 0 a unos 100 mm I r 1. Dado que la velocidad de infiltración depende de las características de la superficie del suelo, actuando sobre ellas se puede aumentar la cantidad de agua infiltrada y, al haber menos excedente, disminuirá el riesgo de erosión, al tiempo que se aumenta la reserva de agua disponible para las plantas. En determinadas circunstancias, incluso en zonas en las que conservar el agua sea una práctica muy recomendable, el aumentar la cantidad de agua infiltrada puede presentar pro­ blemas. Este será el caso en Vertisoles en laderas que, al saturarse de agua, pueden llegar a sufrir solifuxión y en suelos con un material subyacente muy impermeable, tal como lutitas. Hay que tener en cuenta el comportamiento del agua en el suelo en relación con las prácticas de cultivo. Así, por ejemplo, en suelos cultivados con viña, interesa que el agua de las lluvias de septiembre se evacúe lo más rápidamente posible, ya que si se infiltra y no drena con facilidad, los campos serían impracticables en época de vendimia.

c) c. 1)

Estudio de la escorrentía Ecuación del balance de agua

En el diseño de medidas de control de la erosión se hace im prescindible el con­ cepto de escorrentía, conocer cuáles son los factores que la controlan, y qué m eto­ dología debe seguirse para determ inar los caudales esperables. El control de estos caudales es el objetivo de unas medidas eficientes de conservación de suelos, dise­ ñadas para soportar el caudal máximo esperable para un período de retorno dado, sin que se produzcan daños. La escorrentía superficial:

Es la parte de las precipitaciones totales de un área determinada, que aparece en los cur­ sos de agua superficial. Se debe a que la intensidad de la lluvia supera la velocidad de infiltración, y con ello se genera un exceso de agua. El caudal de la escorrentía es una función de la intensidad de la lluvia, la velocidad de infiltración y de la posición sobre la vertiente en relación con la divisoria de aguas más próxima. Es una de las causas de la pérdida de suelo por erosión hídrica. La capacidad para trans­ portar partículas suele aumentar con la distancia a la divisoria de aguas. Es más difícil de estudiar y medir que el flujo de las corrientes.

La precipitación, la infiltración y la escorrentía pueden relacionarse por medio de las expresiones: 688

E = P - INF

E P INF e

= Escorrentía absoluta (mm) = precipitación (mm) = infiltración (mm) = escorrentía relativa (adimensional)

e = — 100 P Al iniciarse una lluvia, el agua irá mojando los distintos elementos del paisaje, es inter­ ceptada por la vegetación (INT), se infiltra (INF) en el suelo, lo que hará aumentar la reserva en agua (R) y puede generar un flujo subsuperficial o hipodérmico (EH) o un flujo subterráneo (ES); el agua puede incorporarse directamente a superficies de agua (A) o almacenarse en la superficie del suelo (AS), formando charcos. Parte del agua puede per­ derse por evaporación (EV). Al prolongarse la lluvia, llegará un momento en que la cantidad de agua caída (P) supe­ rará la capacidad de almacenamiento de estos elementos y se generará un excedente que circulará por la superficie del suelo vertiente abajo. Este flujo de agua constituye la escorrentía superficial (E), también denominada arroyada. La ecuación del balance de agua puede formularse como:

P = E + INF + INT + AS + A + EV INF = R + EH + ES

P E INF INT AS A EV R EH ES

= precipitación = escorrentía = infiltración = intercepción por la vegetación = almacenamiento superficial = almacenamiento en masas de agua = evaporación = variación de la reserva = flujo subsuperficial = flujo subterráneo

La elevada intensidad de las precipitaciones del área mediterránea hace que la capaci­ dad de absorción del sistema se supere rápidamente en cada tormenta y se genere escorrentía, lo que explica la importancia de los procesos erosivos. Un excedente de agua puede ser provocado por el hombre, entre otras causas, por el riego por aspersión, que puede ser origen de procesos erosivos importantes, si boquillas y caudales no son los adecuados. c.2)

Modelos de formación del excedente de agua

La formación del excedente de agua viene determinada por condiciones loca­ les, tales como tipo de lluvia, características de la superficie del suelo, velocidad de infiltración, capacidad de almacenamiento de agua y conductividad hidráulica. Atendiendo a la relación existente entre la intensidad de la lluvia (I) y la velo­ cidad de infiltración (INF) se pueden establecer dos modelos para explicar la for­ mación del excedente de agua. 689

Cabe citar entre ellos: Modelo de saturación. Modelo de infltración o de Horton. c.2 .1 .

M odelo de saturación

En zonas de clima templado húmedo con lluvias bien distribuidas, las precipitaciones suelen ser de baja intensidad, si bien de larga duración. En estas condiciones, a pesar de que la intensidad de la lluvia sea inferior a la velocidad de infiltración, el suelo puede llegar a saturarse y los nuevos aportes darán lugar a un excedente de agua. La saturación se alcan­ zará primero en la parte baja de la ladera ya que, además de la lluvia directa, recibe el flujo lateral superficial e hipodérmico, y se irá extendiendo vertiente arriba. Son frecuentes los suelos con marcados contrastes texturales entre sus horizontes como, por ejemplo, en aquellos que presentan un horizonte Bt (Alfisoles, Ultisoles) o en suelos menos desarrollados, si el material subyacente es poco permeable. En estos casos se satura el horizonte de superficie y se genera un excedente de agua debido a la larga duración de la lluvia. c.2.2.

M odelo de infiltración de H orton

Este modelo explica la formación de excedente de agua por el hecho de que la veloci­ dad de aporte de agua (I) supere la velocidad de infiltración (INF): I - INF = excedente En el supuesto de una ladera con una misma erosionabilidad en todos sus puntos, se presentarán las siguientes situaciones: — En la parte próxima a la divisoria de aguas las partículas sólo se ven afectadas por el impacto de las gotas de lluvia, y no habrá mayores desplazamientos que los deriva­ dos de la salpicadura. Horton identifica esta parte de la ladera como una «banda sin erosión» o si se prefiere, sin flujo. — Al superar la intensidad de la lluvia a la velocidad de infiltración, el excedente se des­ plaza como flujo laminar. El agua forma una fina película relativamente uniforme. — Al aumentar la cantidad de agua y por las irregularidades de la superficie del terreno, el flujo se concentra dando lugar, primero a canales de poca anchura y pro­ fundidad (arroyaderos), que evolucionan a canales más profundos vertiente abajo, o por reiteración del proceso, caso de que se trate de una superficie no labrada. — La parte basal de la ladera supone una zona de depósito. Al haber una disminución o rotura de la pendiente, el flujo pierde velocidad y con ello disminuye su capacidad de transporte.

690

Los trabajos de Emmett (1970) han puesto de manifiesto que en la parte superior (somital) de la ladera, el flujo es ante todo laminar y pasa gradualmente a turbulento al aumentar el caudal hacia la parte basal. Como caso particular de este modelo cabe citar los suelos cuya velocidad de infiltración sea nula (INF = 0) debido a la compactación por el paso de maquinaria; por sellado y for­ mación de costra superficial; por expansión de las arcillas al humectarse o por urbanización de un área. En una ladera hipotética, con superficie impermeable, el caudal máximo sería directamente proporcional a la intensidad de la lluvia. c.3)

Velocidad de la escorrentía laminar y fuerza de arrastre

La expresión de Darcy-Weisbach permite calcular la pérdida de carga cuando una pelí­ cula de agua se mueve entre dos puntos de una tubería: 2 h, = f ---------(1) ^ 2g V=

h, d 2g fL

hL= pérdida de carga V = velocidad del agua L = distancia entre los puntos considerados d = diámetro de la tubería f = coeficiente de rozamiento R = d/4 = radio hidráulico (relación entre la sección transversal y el perímetro mojado) (m) S = h, /L = gradiente hidráulico (pendiente %)

Para tuberías cilindricas la fórmula de Chezy permite calcular la velocidad del flujo: Vx = C’ V R S (2) Vx= velocidad a la distancia x C’ = coeficiente de velocidad de Chezy (m05 s"1) Estudiando la velocidad de la escorrentía superficial y la fuerza de arrastre en un ele­ mento de una ladera, se puede llegar a calcular la distancia a la divisoria de aguas a partir de la cual se producirá erosión laminar. El esquema de la escorrentía en una ladera con flujo laminar (Holy, 1980) es:

y = coeficiente de rugosidad Y

Campo labrado según la máxima pendiente 2,0 Campo labrado a nivel 3,5 Campo cubierto de musgo 5,0-6,0 Superficie rugosa de suelo con montículos 8,0-15,0

y = espesor de la lámina de agua en un elemento de flujo, cuya anchura se toma igual a la unidad (m) x = distancia a la divisoria de aguas (m) Vx = velocidad de flujo laminar a la distancia x _ 691

En el elemento de flujo considerado, el radio hidráulico viene expresado por: R = — ^— = 2y + 1

y considerando despreciable el término 2y y frente a 1

El coeficiente de velocidad de Chezy, según Bazin viene dado por la expresión: C’ = ^ ^ y+ V y

Vy = m \/y

considerando despreciable Vy frente a y

y

Sustituyendo en la expresión de Chezy se obtiene: Vx = mVy VyS - my V s = a y a = constante que depende de la inclinación y de la superficie de la ladera. Para relacionar la velocidad del flujo con la distancia a la divisoria de aguas se puede aplicar la fórmula de Ramser para el cálculo del caudal: Q = CiA dQ = Cidx

Q = caudal (escorrentía total). dQ = caudal en el elemento de flujo. i = intensidad de la lluvia. A = superficie afectada. A = 1 • dx en el elemento de flujo.

dQ = (y + dy) Vx+dx - y Vx = (y + dy) a (y + dy) - y ay = 2a y dy aproximando con los términos de primer orden. De donde: Cidx = 2 ay dy integrando queda:

sustituyendo en la expresión deducida anteriormente, Vx = ay, se obtiene la relación con la distancia a la divisoria de aguas: Vx = VmCixS1 La fuerza tangencial de la escorrentía superficial (fuerza de arrastre) viene dada por: i = esfuerzo tangencial, N m 2 yw= peso específico del agua, N m 3 yw = 9.806 N m-3 (generalmente) x = ywy S y = espesor de la lámina de agua, m S = pendiente, %

692

luego: x = YwS

mS'

Nm 2

La banda sin erosión viene definida por: _ x2 m S'a

y2 S2 Ci

___ _____

Ci m Sl/2

Al superar la fuerza tangencial de la escorrentía el valor t, característico de cada suelo, se producirá erosión laminar a partir de la distancia x a la divisoria de aguas. La velocidad del agua condiciona las posibilidades de erosionar, transportar o depositar partículas. Hjulstrom (1935) estudió estas relaciones que se pueden expresar gráficamente:

log. tam año partículas pm

En un flujo en régimen turbulento sobre una superficie rugosa, la fórmula de Manning permite calcular la velocidad del flujo y si se conoce o se fija ésta se puede determinar el espesor de la lámina de agua para que el flujo no resulte erosivo:

v

= - L r 2« s 1'2 n

V = velocidad del flujo (m s_l) n = coeficiente de rugosidad de Manning R = radio hidráulico (m) S = pendiente (m nrr1)

en aquellos casos en que n y S sean constantes: V = K ym

y = espesor de la lámina de agua (m)

—> 693

en canales enherbados el coeficiente de Manning tiene los siguientes valores:

Con gramíneas bajas Con gramíneas medias Con gramíneas altas

c.4)

(0,5-15 cm) (15-25 cm) (25-60 cm)

0,030-0,060 0,030-0,085 0,040-0,150

Cálculo del coeficiente de escorrentía

Dado que muchas expresiones empíricas para el cálculo de la escorrentía se basan en el coeficiente de escorrentía, se hace necesario establecer las bases para calcularlo, debiendo diferenciar dos enfoques según que el coeficiente de esco­ rrentía se defina:

Como la relación entre la lluvia efectiva y la escorrentía total: En este caso, expresa la relación entre el volumen de escorrentía (E) a la salida de una cuenca y la cantidad de lluvia caída (P) en la misma superficie, su valor varía a lo largo del año en función de las características de la superficie del suelo. C a­ para un suelo desnudo, sin masas de agua, ni formación de charcos y considerando despreciable el agua perdida por evaporación: E = P - INF C = 1 - INF/P Este enfoque empírico permite calcular las aportaciones totales en una cuenca. Como la relación entre el caudal máximo y la intensidad máxima. En este caso: Qmax= caudal máximo C= Imax = intensidad máxima de la lluvia ,m-'x A A = superficie Este es el sentido que se da al coeficiente de escorrentía en el denominado método racional, utilizado para calcular el caudal de escorrentía máxima de diseño expre­ sado como: q = caudal máximo de escorrentía de diseño, m3s_l q = 0,0028 C iA C = coeficiente de escorrentía i= intensidad de la lluvia para el períodode retomo de diseño y para una duración igual al tiempo de concentración de la cuenca, mm h~‘ A = superficie de la cuenca, ha El coeficiente de escorrentía de Frevert se refiere a este concepto de C.

694

Los valores de C se pueden determinar experimentalmente; si bien por lo general, para el diseño y cálculo de obras de conservación se recurre a expresiones empíricas. Esta forma de proceder supone una simplificación que, para ser suficientemente aproximada, exige tra­ bajar en unas condiciones lo más semejantes posible a las de la cuenca tomada como refe­ rencia al deducir la expresión que se utilice. Estos procedimientos de cálculo dejan de con­ siderar factores de importancia sobre los que, por lo general, se posee escasa información y por ello resulta difícil poder proponer su uso generalizado. Los resultados siempre deberían ser objeto de comprobación. El cálculo del coeficiente de escorrentía según Frevert tiene en cuenta: Expresión propuesta por Frevert

Factores considerados

Cp = pendiente Ct = textura del horizonte superficial Cv = cubierta vegetal Ce = prácticas de cultivo o de conservación

c.5)

C = 1 (Cp + Ct + Cv + Ce)

Pendiente %

Cp

Textura

Ct

<3 3-5 6-10 11-15 16-20 21-25 > 25

0,30 0,20 0,15 0,08 0,07 0,05 0,02

Muy arenosa Franco Arenosa Franca Arcillosa

0,50 0,40 0,20 0,10

Cubierta vegetal

Cv

Práctica cultivo

Ce

Forestal denso Prados y pastos Cultivos Eriales

0,20 0,15 0,10 0,05

Alomado a nivel A nivel Mal cultivado Sin cultivar

0,20 0,15 0,10 0,00

Tiempo de concentración

La lluvia y la escorrentía no son dos fenómenos totalmente simultáneos. La escorrentía se inicia con posterioridad a la lluvia y suele prolongarse acabada la lluvia. Por lo general, el tiempo de escorrentía es superior al que dura la precipitación. El diseño y cálculo de canales de desagüe requiere conocer el caudal máximo esperable en distintos puntos de la red de drenaje. Para una lluvia de intensidad constante, el caudal en la salida de la cuenca irá aumentando a medida que vaya llegando el agua que escurre desde puntos hidrológica­ mente cada vez más alejados y se mantendrá constante a partir del momento en que haya empezado a llegar agua desde el punto hidrológicamente más alejado. El tiempo de concentración de una cuenca se define como: Tiempo mínimo necesario para que se alcance el caudal máximo en un punto dado de la cuenca, es decir, para que el agua fluya del punto hidrológicamente más alejado de la cuenca, hasta el punto de salida considerado. Se representa por la siglas Tc o bien Tk.

695

El tiempo de concentración es característico de cada cuenca y depende del tamaño, topografía y forma de ésta, así por ejemplo, para una misma superficie de la cuenca, el tiempo de concentración puede variar considerablemente según sea la forma:

Cota

El punto B es el punto hidrológico más alejado en uno y otro caso. Considerando que ambas cuencas tienen idéntica superficie el tiempo de concentración será menor en la pri­ mera que en la segunda. Para su cálculo se han propuesto diversas expresiones, utilizando distintos parámetros de la cuenca. La más clásica es la del Soil Conservation Service del USDA, para cuencas menores de 1.250 ha, por lo que puede resultar adecuada para campos de cultivo en los que se quiera implantar medidas de control de la erosión. La expresión es la siguiente:

Tk = 0,0195 L0-77 S"0385 (min.)

L = longitud del recorrido del agua desde el punto hidrológicamente más alejado (m) H = diferencia de altitudes entre cotas extremas (m) S = H/L = pendiente media del recorrido (m m ') K = 3,3 LVS

Para el cálculo se puede utilizar el siguiente gráfico (Magister, 1973), para cuencas de drenaje menores de 1.250 ha: 696

T = m inutos

si bien actualmente resulta sencilla su programación y cálculo con ordenador.

ESTUDIO DE CASOS Calcular el tiempo de concentración de una cuenca de 900 ha, cuyas cotas extremas son 420 y 320 m y el recorrido desde el punto hidrológicamente más alejado es de 5.000 m.

Respuesta I = 0,04

c.6)

K = 82,50 km

T k = 2 horas

Cálculo de la escorrentía

Para dim ensionar estructuras de alm acenam iento de agua de escorrentía se necesita conocer el volumen total de agua a que da lugar una lluvia determinada en una superficie y período de tiempo dados (escorrentía total). Si se trata de diseñar 697

estructuras de desagüe interesa el caudal máximo que es esperable en un punto dado (escorrentía crítica). Dada la dificultad de llevar a cabo medidas de escorrentía, que por otro lado deberían corresponder a una serie larga de años, se han propuesto expresiones empíricas que permi­ ten calcular de forma aproximada la escorrentía esperable. Cada una de ellas ha sido deducida para determinadas condiciones, a las que habrá que restringir su uso. Entre las más utilizadas cabe destacar las siguientes: Método de cálculo

Expresión

Condiciones

Fórmula Racional o de Ramser Q =C iA

Q = caudal, escorrentía total, m3 s"1 C = coeficiente de escorrentía i = intensidad de la lluvia, m s '1 A =superficie afectada, m2

Zonas agrícolas A < 10 0 0 ha

Fórmula de Frevert Q = C iA

Tiene en cuenta el tiempo de concentración: Q = caudal, máximo volumen instantáneo, m 3s"' C = coeficiente de escorrentía i = intensidad media de la lluvia durante un intervalo igual al tiempo de concentración en el período de retorno que se considere, m s '1 A = área de la cuenca, m2

Cuencas menores de 1300 ha

Fórmula de Chamier Q = CiAa

Tiene en cuenta que el volumen unitario de escorrentía disminuye a medida que aumenta la superficie de la cuenca. Q = m3 s '1 a = coeficiente de reducción en función del tamaño de la cuenca, variando entre: 0,59 (10000 ha) < a <0,92 (80 ha)

Cuencas con 80 < A < 10000 ha

Fórmula de Cook

Introduce nuevos factores Qmáx —nr s q = q (superficie cuenca, IW ) IW = Wv + Wi + Wp + Wa L = factor geográfico de la lluvia F = factor forma de la cuenca f = factor frecuencia de la lluvia

Método del número de curva (CN) o n (P —0,2 S)2 8 Q - P + 0,8 s

P > 0,2 S

698

Hydrologic Soil-Cover Complex Number (SCS del USDA) Q = caudal total de escorrentía (cm) P = precipitación de la tormenta (cm) S = retención potencial máxima (cm) CN = número de curva, empírico.

Se puede trabajar con intensidades máximas en intervalos iguales al tiempo de concentración.

Wv = f (cubierta vegetal) Wi = f (infiltración) W p = f (pendiente) Wa = f (almacenaje superficial) CN = 0 (no hay escorrentía) CN = 100 la escorrentía será máxima Los valores CN están tabulados en función de las características de la cuenca.

Estos métodos de cálculo constituyen diversas formas de abordar la determinación de la escorrentía, no debiendo olvidar que tan sólo constituyen una aproximación. Esta será tanto más ajustada cuanto más homogéneas sean las características hidrológicas de la cuenca o subcuenca considerada y más se aproximen a las de la cuenca que sirvió de modelo para deducir la expresión utilizada. La comparación de resultados utilizando diversos sistemas de cálculo puede resultar recomendable, si no es posible un contraste en campo. Las expresiones muy simplificadas tales como las de Ramser, Frevert o la de Chamier requieren pocos datos y por ello son aplicables a cuencas de pequeño tamaño, lo que puede ser suficiente a nivel agrícola. El método del número de curva (CN), desarrollado por el Soil Conservation Service del USDA puede servir como base inicial para estimar el volumen de escorrentía para el diseño de estructuras de ingeniería (S.C.S. 1972). A pesar de que otros métodos pueden predecir de forma más precisa los máximos en un hidrograma de escorrentía, el método CN permite una valoración más rápida y eficiente (Heggen, 1981). Este método tiene en cuenta el uso del suelo, tipo de cubierta, sistema de cultivo, condiciones de infiltración y el grupo hidro­ lógico al que pertenece el suelo según su potencial de escorrentía. La dificultad para aplicar este método a casos concretos reside en la necesidad de disponer de los factores geográfi­ cos, forma de cuenca y frecuencia de la lluvia, que es preciso conocer previamente y que en España por lo general no se conocen.

3.

Técnicas de medida y modelos de evaluación de las pérdidas de suelo

Las técnicas de medida y los modelos de evaluación de las pérdidas de suelo deben tener en cuenta los factores actuantes en los procesos de erosión que pueden agruparse en: — Factores de energía, de los que depende la capacidad erosiva o erosividad de la lluvia. — Factores de resistencia, que dependen de las características del suelo y defi­ nen su erosionabilidad. — Factores de protección, derivados de las acciones emprendidas como conse­ cuencia de la percepción de utilidad del recurso suelo por parte del usuario. El estudio de la evaluación de las pérdidas de suelo se realizará separadamente para cada proceso erosivo, para simplificar la presentación, si bien en la naturaleza suelen actuar de forma conjunta.

3.1. Procesos de erosión por salpicadura: Cuantificación a)

Medidas experimentales

Un protocolo experimental para la determinación de la cantidad de suelo desprendido consiste en dispositivos que actúen a modo de trampas para recoger las partículas despren­ 699

didas por el impacto de las gotas de lluvia. Los más comunes son los recipientes de reco­ gida (a) y el dispositivo de Morgan (b), cuyo esquema es el siguiente:

40 cm

Evaluación de la cantidad de suelo desprendido por salpicadura

b)

De entre los distintos modelos propuestos para estimar la cantidad de suelo despren­ dido por salpicadura, a modo de ejemplo, se citará el de Mirstkhulava ( 1970). Cabe indi­ car que es un modelo empírico, basado principalmente en las características de la lluvia. Unicamente toma en consideración la densidad del suelo saturado de agua como paráme­ tro edáfico y su aplicabilidad deberá ser comprobada experimentalmente en cada localiza­ ción geográfica.

La cantidad de suelo desprendido por salpicadura viene dada por la expresión: qD= 0,0263 Pws I Vc2 1

dR V„ l£_ ddR V,,

-

1 sen 0

qD= cantidad de suelo desprendido por salpicadura (Mg ha"1) I = intensidad de la lluvia (mm min"1) Vc = Velocidad terminal de las gotas de lluvia (m s"1) Puede calcularse por medio de la expresión: Vc = 2 ,16 VdR dR = diámetro de las gotas (mm) dR = 1,73 I0,277 (I en mm h '1) t = duración de la lluvia (min) pbws = densidad aparente del suelo húmedo (se suele tomar 2.000 kg m"3) ddR = diámetro de las gotas a la velocidad a la que hay erosión = 0,2 mm Ved = velocidad de caída de las gotas a partir de la que hay erosión —1m s"1 0 = ángulo de inclinación de la ladera

700

ESTUDIO DE CASOS Calcular la cantidad de suelo afectado por erosión por salpicadura por tres llu­ vias cuyas intensidades son las siguientes:

1(mm h_1)

t (min)

P(mm)

2

1 1 ,2

3

40,0

95 40 15

30,6 7,8 10,0

Lluvia 1

Respuestas (1) 132,00;

3.2. a)

(2) 26,24;

(3) 188,90 Mg ha'1

Procesos de erosión por escorrentía superficial concentrada: Cuantificación

Medidas experimentales

La medida de las pérdidas de suelo por arroyaderos y por cárcavas se puede llevar a cabo con distintos métodos: — Método de la cadena: La mayor rugosidad de la superficie del suelo aumenta a medida que lo hace el número de canales y estos van siendo mayores. La relación entre la longitud de una cadena tensa entre dos puntos y la que se requiere para adaptarla a las irregularidades del terreno por las incisiones propor­ ciona un índice, útil para poder realizar comparaciones a lo largo del tiempo en un mismo lugar.

— Método de las secciones transversales: En caso de tratarse de cárcavas se puede proceder a medir secciones a lo largo de tramos uniformes del canal, en distintos momentos del año, para ir cuantificando el volumen de suelo perdido y poder correlacionarlo con las lluvias habidas.

701

En ei caso de barrancos puede resultar de interés describir su morfología, secciones en U o en V, lo que puede proporcionar información acerca de la litología de los materiales afectados, la forma de crecimiento, incisiones, etc.

b)

Predicción del riesgo

A partir de experimentos de laboratorio y de campo llevados a cabo en Bélgica, Boom y Savat (1981) proponen una serie de nomogramas para evaluar el riesgo de erosión por escorrentía superficial concentrada. Los parámetros tenidos en cuenta son la longitud de la pendiente (m), la permeabilidad del horizonte de superficie (mm m in'1), la intensidad de la lluvia (mm h '1) y la temperatura del agua, con los que se determina un parámetro intermedio denominado unidad de des­ carga (q en cm3 s '1). Este valor, junto con la inclinación de la ladera y el diámetro medio granulométrico (D50) del horizonte superficial permiten entrar en un ábaco que delimita zonas de distinta probabilidad de riesgo. Este método se cita por ser uno de los pocos existentes para realizar predicciones de este tipo; no obstante, hay que señalar que no ha sido comprobado en condiciones de clima mediterráneo y que no tiene en cuenta el factor de longitud de la ladera.

3.3. a)

Procesos de erosión laminar y por arroyaderos: Cuantificación

Medidas experimentales

Los primeros experimentos cuantitativos fueron llevados a cabo en Estados Unidos por el Forest Service a partir de 1915 y en las décadas de los años 20 y 30 se emprendieron importantes investigaciones sobre erosión. El Soil Conservation Service (USDA) estable­ ció un convenio con la Universidad de Purdue (Washington) para realizar medidas sistemá­ ticas de pérdidas de suelos por erosión en terrenos agrícolas, con el fin de llegar a conocer los distintos factores y procesos que intervenienen en la erosión. Este planteamiento llevó a instalar un conjunto de estaciones experimentales en diver­ sos Estados al Este del Mississipi, que operaron de un modo continuado a lo largo de muchos años. Wischmeier generalizó el empleo de parcelas experimentales de característi­ cas normalizadas (22,13 m de longitud y 9 % de inclinación de la pendiente), esto permitió la obtención de resultados comparables, cualquiera que fuese su procedencia. Esta manera de proceder ha permitido disponer de un volumen muy grande de información (más de 8.000 datos) y poder plantear el desarrollo de modelos. La utilización de parcelas de menor tamaño, de 1 x 1 m, por ejemplo, puede presentar dificultades al tener que establecer factores de escala para poder transferir los resultados a parcelas de una finca agrícola a escala real. La cuantificación a nivel de cuenca hidrográfica obliga a arbitrar costosas infraestructu­ ras de medida, tales como estaciones de aforo y de toma de muestras para determinar los aportes sólidos y las características químicas de las aguas. Esto sólo resulta abordable por los Organismos responsables de la gestión hidrológica de la cuenca. 702

b)

Medidas con simulador de lluvia

Dada la complejidad de realizar medidas a escala y tiempo reales, se han desarrollado dispositivos basados en generar lluvia artificial, de intensidad controlable, que se proyecta sobre una superficie de extensión y características conocidas. El sistema permite trabajar incluso en laboratorio, sobre una superficie de inclinación variable, con lo que resulta posi­ ble comparar diferentes tratamientos y obtener muchos datos en un período corto de tiempo. No obstante, puede resultar difícil transferir los resultados a las parcelas de tamaño real. La bibliografía sobre simuladores de lluvia es muy extensa.

c)

Modelos de predicción de la erosión potencial

Las estrategias de conservación de suelos deben basarse en un conocimiento de las pér­ didas potenciales de suelo, cuya importancia será la que justificará las inversiones a realizar y las restricciones que deba autoimponerse el agricultor para lograr los objetivos que se propone alcanzar: una agricultura sostenible, que ni degrade el recurso suelo, ni produzca impactos desfavorables sobre el medio ambiente y sea productiva. La mayoría de los modelos utilizados en erosión de suelos son de tipo paramétrico, basados en la identificación de relaciones estadísticamente significativas, entre varia­ bles a las que se atribuye importancia en el proceso erosivo y de las que se posee infor­ mación. La idoneidad de un modelo dependerá de lo próximas que estén sus predicciones de los valores obtenidos por medidas de campo, no de la facilidad con que pueda aplicarse para obtener valores numéricos, a veces no comprobados para unas condiciones geográficas concretas. Los primeros intentos de cuantificar los procesos erosivos se deben al Forest Service de Estados Unidos, cabe citar los modelos de Zingg (1940), Musgrave (1947), Smith y Whitt (1947), Lloydy Eley (1952). Como consecuencia del conjunto de datos acumulados, Wischmeier y Smith recibieron el encargo de realizar un estudio estadístico acerca de los mismos, tra­ bajos que condujeron en 1958 a la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo (USLE) que fue dada a conocer a la comunidad científica en el Congreso de la ISSS celebrado en Madison en 1960.

La USLE mide la pérdida potencial anual media de suelo debido a erosión lami­ nar y arroyadas en parcelas agrícolas.

Este modelo, inicialmente muy sencillo, ha sido objeto de diversas revisiones. La modi­ ficación de Berndt (1972) y Williams (1975), conocida como la MUSLE (Modified USLE), va encaminada a poder estimar la producción de sedimentos debida a un acontecimiento individual de escorrentía desde una divisoria de aguas. Las distintas modificaciones hacen perder la simplicidad que el modelo inicial tenía, lo que constituía una de sus principales ventajas. 703

En los años 90 se ha empezado a trabajar en la elaboración de otros modelos (Lañe y cois., 1988, Morgan, 1992). Las investigaciones en el siglo xx han ido encaminadas a la predicción de la pérdida de suelo a partir de bases físicas, tomando en consideración la ley de conservación de la masa y la energía, frente a los modelos de base empírica.

Ecuación Universal de Pérdidas de Suelo (USLE): Formulación

c.1)

El uso de este m odelo se ha generalizado por la necesidad sentida en m uchos países de cuantificar la im portancia de la erosión y por la aparente facilidad de su aplicación. Las restricciones del m odelo deben ser tenidas siem pre en cuenta, para evitar errores en los datos obtenidos. El m odelo es param étrico y para predecir la erosión potencial tom a en conside­ ración aquellos factores a los que la U SLE atribuye significación y que son los siguientes, siendo A: la pérdida de suelo por erosión. Precipitación

Flujo de agua

Relieve

Uso del suelo

I Características del suelo

I Energía cinética

I

Desprendimiento Transporte

t

Ladera

Y

Erosividad

Erosionabilidad

Longitud

Inclinación

Cubierta il

Prácticas de conservación

Y A = R

X

p

Como referencias clásicas sobre la USLE cabe referir los trabajos de Wischmeier y Smith (1978), Koolhaas (1977) y la revisión de González del Tánago (1991).

c.2)

USLE: Procedimientos de cálculo

El fa cto r ero siv id a d d e la llu v ia (R ) para España se puede conocer en primera aproxi­ mación a partir del mapa de índice de erosión pluvial publicado por ICON A (1988), cuya escala original es 1:1.000.000. La Península Ibérica se divide en tres zonas para el cálculo del factor R: 704

Agresividad de la lluvia en España: valores del factor R. (ICONA, 1988) ZONACIÓN

■ □

Cuencas de Levante, Ebro y Pirineo Oriental Cuencas Norte, Duero, Tajo, Guadiana, Guadalquivir

Cuencas del Sur y del Segura

Tomando como isolíneas base R = 75, 100, 200 y 300 se tiene:

Respecto a esta información hay que resaltar que las isolíneas representan valores de R expresados en 100 J m2 cm h"1y que, dado que en el ámbito agrícola la unidad de superfi­ cie más habitual es la hectárea, quedarán valores del orden de 104 100 J ha"1 h"1, por lo que resultaría más conveniente haber adoptado como unidades el MJ ha"1 h"1. Teniendo en cuenta la escala del mapa de ICONA (1988) y que se ha obtenido a partir de correlaciones de escasa base física, en aquellos casos en que se disponga de datos de registros pluviográficos, será preferible calcular el valor de R que corresponda. Para ello debe procederse como sigue (Poch et al., 1992): 1. Dividir el hietograma en segmentos de intensidad uniforme: 1¡ (mm h"1). 2

Calcular la energía cinética de cada segmento: (EC¡, Jm~2 mm"1).

EC¡ = 1,213 + 0,89 log I¡ I¡ < 76 mm h"1 3. Multiplicar ECi por la cantidad de lluvia Pidel segmento correspondiente: (EC¡ P¡) = (EP)¡ en Jm"2. 4. Sumar los valores (EP)¡ para obtener el valor de la energía cinética total de la lluvia estudiada: E(MJ ha-1). 5. Calcular la intensidad máxima en 30 min., a partir del hietograma: I30 (mm h"1). 6. Calcular el índice de erosividad parcial: EIm de la lluvia estudiada (en MJ ha"1 mm h"1). 7. Sumar los índices de erosividad parciales de todas las lluvias del año: R = XE I 30

MJ ha -1 mm h_l año -1

Los trabajos originales de Wischmeier utilizaban unidades imperiales, lo que puede inducir a confusiones en el uso de las expresiones y nomogramas en circulación para el cál­ culo de la R y de otros factores. El tema de las unidades ha sido objeto de los trabajos de Fostereí al. (1981) y Poch et al. (1992). El estudio de la variación anual de 100 R/R permite evidenciar en qué momentos del año se presentan las lluvias más erosivas, frente a las que más interesará proteger el suelo:

mes

706

El factor erosionabilidad (K ) expresa la susceptibilidad de un suelo para erosionarse. Es función de la textura, estructura, mineralogía de arcillas, velocidad de infiltración, conductivi­ dad hidráulica, entre otras características cdáficas. El factor K expresa la pérdida anual media de suelo por unidad del factor R, en las condiciones normalizadas para las parcelas tipo esta­ blecidas por Wischmeier, en las que los demás factores adquieren el valor unidad. Para calcular el valor del factor K, Wischmeier y Smith se basaron en las propiedades del epipedión más relacionadas con la susceptibilidad del suelo a la erosión: — — — — —

Limo USDA + arena muy fina (%). Arena fina a muy gruesa (%). Materia orgánica (%). Tipo de estructura. Permeabilidad del suelo.

Wischmeier y Smith (1978) prepararon un nomograma para el cálculo del factor K:

** Permeabilidad (cm/h)

* Estructura: 0 mm 1. 2. 3. 4.

Granular muy fina: < 1. Granular fina: 1-2. Granular media y gruesa: 2-10. Cúbica; laminar; maciza.

1. 2. 3. 4. 5. 6.

Rápida: 12,5-25. Rápida a moderada: 6,2-12,5. Moderada: 2-6,2. Lenta a moderada: 0,5-2. Lenta: 0,12-0,5. Muy lenta: <0,12.

707

El fa c to r lo n g itu d -in c lin a c ió n L S , recoge los efectos combinados debidos a las características de la ladera. Al basarse el desarrollo de la USLE en una longitud de las par­ celas normalizada en 22,13 metros (Wischmeier y Smith, 1965) el factor LS se define y se calcula:

F actor longitud:

/ x \m ^ = I o-> ) \ ZZ, l .1 /

L = factor longitud. x = longitud de la ladera (distancia desde el inicio de |a escorrentía superficial al inicio del depósito de sedimentos), m = constante que depende de la inclinación de la pendiente. S = inclinación de la pendiente. S (%)

m

>5 3-5 1-3

0,5 0,4 0,3

< l

0,2

F actor p en diente:

„ ■> c=— 0,43 + 0,3s + 0,043 s2 S 6,613

S = factor inclinación (factor pendiente). ■ ,• . • s = inclinación en porcentaje.

De donde, el factor topográfico (LS) para inclinaciones inferiores a un 9% (Wischmeier, (1982) es:

LS = ( — — ) (0,065 + 0,045s + 0,0065 s2) \ 22,13 ) Para inclinaciones superiores al 9% se calcula a partir de:

LS= ( w )

(t )

Teniendo en cuenta que las laderas irregulares deberán segmentarse en tramos de carac­ terísticas uniformes, el factor LS se puede calcular mediante tablas o bien resolver gráfica­ mente. 708

50

100

150

200

250 Longitud de la ladera

El fa cto r cu b ierta vegetal o fa cto r C tiene en cuenta que la eficacia de los cultivos para proteger el suelo varía de unas plantas a otras y para cada una de ellas según el momento del ciclo vegetativo a lo largo del año, en relación con la erosividad de las lluvias. El factor C expresa la relación entre las pérdidas de suelo en una parcela con una determi­ nada cubierta vegetal y las pérdidas que tiene lugar en una parcela con barbecho conti­ nuado, a igualdad de las dem ás condiciones. La evaluación de este factor resulta difícil, al tener que integrar las características de cada sistema agrícola. Para determ inar su valor hay que conocer las prácticas agrícolas habituales, su secuencia y duración de cada una de ellas a lo largo del año. Wischmeier y Smith ( 1978) proporcionan tablas para el cálculo del factor C para las condiciones de Esta­ dos Unidos (Homberg, I983):

709

Vegetación en contacto con la superficie del suelo

Cubierta vegetal Tipo y altura

Porcentaje de tierra cubierta

Porcentaje de recubrimiento

Cubierta no apreciable Hierbas altas o matorral con una altura de caída de gota de unos 45 cm

Tipo

0

20

40

60

80

95

_

G

-

W

0,45 0,45

0,20 0,24

0,10 0,15

0,042 0,091

0,013 0,043

0,003 0,011

0,36 0,36 0,26 0,26 0,17 0,17

0,17 0,20 0,13 0,16 0,10 0,12

0,09 0,13 0,07 0,11 0,06 0,09

0,038 0,083 0,035 0,076 0,032 0,068

0,013 0,041 0,012 0,039 0,011 0.038

0,003 0,011 0,003 0,011 0,003 0,011

0,40 0,40 0,34 0,34 0,28 0,28

0,18 0,22 0,16 0,19 0,14 0,17

0,09 0,14 0,08 0,13 0,08 0,12

0,040 0,087 0,038 0,082 0,036 0,078

0,013 0,042 0,012 0,041 0,012 0,040

0,003 0,011 0,003 0,011 0,003 0,011

0,42 0,42 0,39 0,39 0,36 0,36

0,19 0,23 0,18 0,21 0,17 0,20

0,10 0,14 0,09 0,14 0,09 0,13

0,041 0,089 0,040 0,087 0,039 0,084

0,013 0,042 0,013 0,042 0,012 0,041

0,003 0,011 0,003 0,011 0,003 0,011

25

G W

50

G W

75

G W

Matorral con una altura de caída de gota de unos 165 cm

25

G W

50

G W

75

G W

Árboles sin vegetación baja apreciable. Altura de caída 3,30 m

25

G W

50

G W

75

G W

D ebiendo tener en cuenta que:

— La vegetación se considera distribuida al azar. — La altura se m ide com o la altura m edia de la caída del agua. — El porcentaje de recubrim iento se calcula con la proyección vertical a vista de pájaro. — G: cubierta superficial de gram íneas o plantas sim ilares, con residuos vegetales de al menos 5 cm de profundidad. — W: cubierta superficial prin cip alm en te form ad a por p lan tas herb áceas de hoja ancha.

De este cuadro se desprende la mayor protección ofrecida por la vegetación con ele­ vado recubrimiento del suelo, frente a la proporcionada por las copas de los árboles. En este caso, se considera que el efecto protector es prácticamente nulo cuando su altura media supera los 10 m (González del Tánago, 1991). Los cultivos con distinto recubrimiento del suelo a lo largo de la rotación presentan un factor C que varía a lo largo del tiempo. El valor del factor resultará de sumar los factores correspondientes a cada período: 710

C=

L- L n

R eríodo R¡ = — - --------- 100 R anual

i = 1 ,2,...j períodos en que se divide la rotación. C¡ = factor C para el periodo i. R¡ = factor de ajuste de R, corresponde al porcentaje ^ en e* período i. n = número de años de la rotación de cultivos.

El factor C puede dividirse en subfactores: C, = factor cubierta vegetal (altura, recubrimiento). C = C |, C 2, C 3... C k C 2 = factor mulch (restos vegetales).

En España se han elaborado pocos cuadros que permitan el cálculo del factor C para sistemas específicos, ya sean agrícolas u otros. A nivel general, se suelen establecer seis períodos de cultivo para un cereal de secano:

— F (barbecho). — SB (sementera). — I (establecim iento del cultivo), etc., según el recubrim iento que se atribuye a cada estado fenológico. Si se practica una rotación de n años se calcula el valor de Ci para toda ella y se aplica el valor medio anual en el cálculo de la USLE. El factor p rácticas d e con servación incorpora la diferente eficacia en dism inuir las pérdidas de suelo que presentan las diferentes técnicas de conservación, así como su coste de adopción. Las técnicas más usuales son el laboreo a nivel, el cultivo a nivel en fajas alternantes, las terrazas y los canales encespedados. El valor del factor P para un tipo de práctica de conservación determinada expresa la relación entre la cantidad de suelo perdido utilizando tal práctica y la que se perdería labrando según la máxima pendiente. Cuando no se aplica práctica alguna P = 1,00. Experi­ mentalmente se han determinado los valores del factor P para distintos tipos de prácticas de conservación:

Factor P (Kent et al., 1980) Cultivo a nivel Pendiente (%)

Factor P

Máxima longitud (m)

1-2 3-5 6-8 9-12 13-16 17-20 21-25

0,60 0,50 0,50 0,60 0,70 0,80 0,90

120 90 60 35 25 20 15

711

Factor P (YVischmicier y cois., 1978)

c.3)

Pendiente (%)

Cultivo en fajas

Terrazas

1-2 3-8 9-12 13-16 17-20 21-25

0,30 0,25 0,30 0,35 0,40 0,45

0,12 0,10 0,12 0,14 0,16 0,18

USLE: Discusión

La denom inación «universal» dada a la ecuación se debe a la m ejora que supuso frente a modelos anteriores, que presentaban restricciones geográficas y climáticas, que la USLE pretende resolver. Este modelo realiza un planteamiento general de la evaluación de las pérdidas de suelo por erosión, tomando en conside­ ración los principales factores que las determinan,si bien limita la evaluación a las pérdidas de suelo por erosión laminar y por erosión por arroyaderos, dejando de considerar la erosión por cárcavas. Se puede utilizar para estim ar las pérdidas de suelo esperables a largo plazo para un suelo particular bajo un conjunto de prácticas de manejo. Su uso generalizado en España y en otros países se debe a que al ser un modelo explica­ tivo, permite poner en evidencia la influencia de cada uno de los factores considerados, y a que resulta fácil de operar con ella para llegar a obtener un valor numérico, real o no, de las pérdidas potenciales de suelo. Los problem as en la aplicación de la USLE derivan de diversos aspectos, por un lado se hallan los inherentes a la concepción del modelo, lo que ya ha llevado al desarrollo de otros modelos en los que se está trabajando. Por otro lado, su aplicación presenta dificultades por falta de datos precisos de cada uno de los factores. En algunos casos se adoptan valores con criterios subjetivos, más que con una base real. Para dar solidez a los resultados, y dada la casuística de los procesos erosivos las investigaciones locales resultan ineludibles. El factor R y el fa cto r K son los que pueden calcularse con mayor precisión por lo general, y permiten establecer diferencias en las tasas de erosión entre regiones, si bien su poder discriminante resulta bajo al intentar estudiar la variabilidad espacial dentro de una misma región (González del Tánago, 1991). El problema en el empleo del factor R reside, por un lado, en la escasez de pluviómetros con registro automático de datos a intervalos de 5 min com o máximo y, por otro, en que este factor no tiene en cuenta la distribución estacional de los máximos de precipitación. Con un mismo valor numérico de R se pueden estar representando modelos de distribución de lluvia muy distintos, com o podrían ser el mediterráneo y el monzónico. Conviene destacar que, para un mismo valor de R, los procesos erosivos serán distintos si las lluvias tienen lugar en un momento del año en que el suelo esté recubierto o no de vegetación. Los efectos erosivos de una misma lluvia serán distintos, y su factor de erosividad también debería serlo.

En el cálculo del fa cto r K la significación de los resultados se ve influenciada por el hecho de que los suelos de las parcelas experim entales de W ischm cicr fueron poco repre­ sentativos, incluso para EE.UU. Ninguno de los epipediones tenía caliza, com ponente fre712

cuente en el área mediterránea. No se tiene en cuenta la m ineralogía de las arcillas, si bien los fenóm enos de expansión-retracción tienen una clara influencia en la fragmentación de los agregados y de los fragmentos de roca cuando contienen esmectitas. Al considerar la estructura se utiliza com o criterio únicamente el tipo, sin atender ni al tamaño ni a la estabi­ lidad de los agregados, con lo que se está sobrevalorando el papel de la textura. El factor LS resulta difícil de utilizar trabajando con cartografía a media y a pequeña escala. En el cálculo del fa cto r C las lim itaciones derivan del hecho de que la información dis­ ponible es la de los sistemas agrícolas de Estados Unidos, que en muchos casos difieren de form a considerable de los españoles. Ni los olivares, ni las dehesas, ni el viñedo fueron tenidos en cuenta por W ischm eier y Smith, y la especificidad de estos cultivos hace difíci­ les las extrapolaciones. La U SLE inicial no tenía en cuenta la pedregosidad superficial, que actúa a modo de cubierta protectora, tan frecuente en los suelos mediterráneos. A ceptando la hipótesis de que el modelo conduzca a evaluaciones consistentes, su utili­ zación debe realizarse con rigor, para utilizar valores fiables para los distintos factores. Así, por ejemplo, en los M apas de Estados Erosivos de las distintas cuencas hidrográfi­ cas españolas publicados por ICONA, se atribuyen valores al factor K a partir de litofacies, por ser esta una inform ación disponible a partir de los mapas litológicos editados por el IGME. En la clase 2 de las litofacies se da el mismo tratam iento (K = 0,2) a rocas sedimen­ tarias tan distintas com o las margas (calcilutitas), el yeso y las arcosas. El factor K tiene un valor de 0,44 para una calcilutita aflorante, m ientras que su valor es de 0,19 para una arcosa. Una aplicación rigurosa de la U SLE hace imprescindible disponer con suficiente detalle de la com posición granulom étrica de los epipediones. Finalm ente debe destacarse que la U SLE no es aplicable a la predicción de la erosión debida a sucesos individuales o a la erosión resultante de flujo concentrado (M urphy y Flewin, 1993) ni al cálculo de las pérdidas de suelo debidas a una torm enta concreta o de un año concreto, un uso en tal sentido conduciría a desviaciones no atribuibles al modelo, si no a un mal em pleo del mismo. Los valores obtenidos con la USLE son de tipo estadístico, es decir, medios para una serie de años, y siempre que se respete al ám bito de aplicación para el que ha sido propuesta.

4.

Medidas de conservación de suelos y aguas

Las prácticas de la agricultura tradicional obedecen a una casuística muy compleja. El laboreo se suele hacer según el método más cóm odo, por lo que se tiende a los surcos rectos de la m ayor longitud posible, com o regla general, si bien el agricultor em píricamente ha reconocido que el laboreo según la m áxim a pendiente debía ser evitado y por lo que gene­ ralm ente no se practica. El efecto toposecuencia, tan frecuente en el ám bito m editerráneo, hace que los suelos más productivos estén situados en las partes bajas de las laderas, com o resultado de los pro­ cesos erosivos habidos. Esto hace que allí donde el D erecho sucesorio lleva a una división de la propiedad, en las divisiones patrim oniales por herencia, se haya adoptado la solución de configurar las nuevas parcelas con sus limites según las líneas de máxima pendiente. La

713

reiteración de este proceso ha determ inado que con el tiem po la besana sólo sea posible según la dirección de la m áxim a pendiente, con consecuencias negativas evidentes para la perduración de los suelos (R oquero, 1964). D esde los años 50, por la dificultad en m aniobrar con la m aquinaria en parcelas de pequeño tam año, la m ecanización ha llevado a elim inar construcciones que venían siendo muy eficaces para el control de la erosión, com o son los bancales con pared de piedra seca, construidos con gran profusión por los antepasados. Parece que los agricultores, con notables excepciones hayan olvidado a los agriculto­ res del futuro al dejar de consid erar al suelo com o un p atrim onio a transferir. E llo es debido sin duda a la poca rentabilidad de la agricultura, que no perm ite inversiones a futuro en aspectos de eficacia poco aparente com o la conservación del suelo. A pesar de ser el problem a m ás im portante de la agricultura del área m editerránea de clim a sem iárido, la erosión no tiene efectos catastróficos inm ediatos. A veces se piensa erróneam ente que se puede sustituir suelo por fertilizantes, sin considerar la im portancia del suelo en la conservación del agua y los posibles efectos m edioam bientales de un uso excesiv o de estos agroquím icos. El problem a reside en determ inar a quién afecta la pérdida de suelo y, en consecuencia, quién debe pagar su conservación. Para estudiar las distintas m edidas de conservación de suelos se puede realizar un análi­ sis teórico de cada una de ellas. Al tener que tom ar decisiones para aplicarlas, deberán tenerse muy en cuenta las restricciones de tipo socio-económ ico. Las m edidas deben ser de bajo coste, de poco m antenim iento y ser entendidas y aceptadas por los agricultores y, en cualquier caso, deberán ser subvencionadas en reconocim iento del bien que suponen para la sociedad en su conjunto.

Las m edidas de conservación van encam inadas al control del im pacto de las gotas de lluvia sobre la superficie y del agua de escorrentía, ya que el prim er pro­ ceso disgrega las partículas, que serán m ovilizadas por el flujo de agua que circule vertiente abajo. Las p rincipales técnicas de conservación de suelos y agua en ag ricu ltu ra (Magister, 1973, 1991; Lal, 1990; Poch, 1993; A naya et al., 1977; R oquero, 1964) pueden agruparse en tres categorías:

— M edidas generales de cultivo. — M edidas especiales de cultivo. — Infraestructuras para conservar el suelo y el agua.

4.1. Técnicas generales de cultivo Las medidas generales de cultivo son prácticas agrícolas encam inadas a lograr el m antenim iento de la capacidad productiva del suelo, es decir, la sostenibilidad del sistema. Por lo general no suponen un aum ento de los costes de producción. El que se lleven a cabo o no dependerá del nivel de percepción de la utilidad del suelo que posea el em presario agrícola. Entre ellas cabe citar: 714

Fertilización: fertilizar partiendo de resultados de análisis de suelos permite aumentar la biomasa vegetal y con ello la protección superficial. Evitar excesos en el uso de abo­ nos tendrá repercusiones económicas y medioambientales. Rotación de cultivos: alternativas adecuadas. Materia orgánica: control y mantenimiento del contenido para conservar y mejorar la estrucura del horizonte superficial. Laboreo de conservación (Ortiz-Cañavate y Hemanz, 1998). Pastoreo: evitar el sobrepastoreo y la compactación por el pisoteo con el suelo excesi­ vamente húmedo. Aperos y maquinaria: deben ser los adecuados a las características del terreno. Riego: en riego por aspersión se deben regular las dosis para que no haya circulación de agua en laderas, y escoger los aspersores para que el tamaño de gota no dé origen a erosión por salpicadura,

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate acerca de: 1.

Conveniencia o no de quemar la paja y los rastros o de incorporarlos al suelo.

2.

¿Por qué los pastores tienen interés en la quema de los pastos en un deter­ minado momento del año?

3.

La incidencia de quemar los rastrojos en una zona con Xerochrepts calcixerólicos (1996) frente a la misma operación realizada en una zona con Calciudolls típicos.

4.

Efecto sobre el cultivo siguiente producido por el enterrado de la paja, teniendo en cuenta que tiene una C/N de 80.

Respuestas 1.

Q uem a:

V entajas: D is p o n ib ilid a d in m e d ia ta de C a 2+, M g2+, K+ (cen iza s), p o co fósforo. C o m o d id a d a c o rto p la zo p a ra la b ra r (a la la rga no, ya q u e no se m ejora la estructura). E lim in a ció n de a lg u n a s p la g a s que h ib e rn a n en las cañas. In co nve n ie n te s: S e p ie rd e la p o sib ilid a d de q ue h a ya h u m ifica ció n y con e llo que se p u e da m ejora r la e stru ctu ra , a u m e n ta r la v e lo cid a d de infiltración y la rese rva de a g u a y d ism in u ir la e ro ­ sió n al h a b e r m e n o r e sco rre n tía . M a y o r e ro s io n a b ilid a d refle ja d a en los fa cto re s K y C de la USLE. M e n o r c a p a c id a d de in te rc a m b io ca tió n ico . In co rp o ra ció n d e la p a ja y el rastro jo V entajas: M a y o r e n tra d a de m ate ria o rg á n ica p a ra su h u m ifica ció n . A m e d io p la z o m a y o r d is p o n ib ilid a d d e N, P, K, al m in e ra liz a rs e m a y o r c a n tid a d de h um us. ->

715

M e jo r e s tru c tu ra : m e jo r in filtra c ió n , m a y o r re s e rv a de a g u a , m e n o s e s c o rre n tía . M e n o r e ro s io n a b ilid a d re fle ja d a en lo s fa c to re s K y C d e la U S LE . In co n v e n ie n te s : Las c o s e c h a d o ra s en E sp a ñ a n o s u e le n p ic a r la p a ja , p o r lo q u e el e n te rra d o re s u lta d ifi­ c u lto s o . Si s e d e ja en c o rd o n e s só lo h a y la s o lu c ió n d e e m p a c a rla o q u e m a rla . S i se d e ja e s p a rc id a se p u e d e re a liz a r u n a s ie m b ra d ire c ta . Se in d u ce n c a re n c ia s d e N en el c u ltiv o s ig u ie n te , y a q u e lo s m ic ro o rg a n is m o s lo u tiliza n p a ra h u m ific a r la m a te ria o rg á n ic a . S e re q u ie re un a p o rte d e N -m in e ra l en fo rm a de a b o n o p a ra e v ita r e s te e fe cto . C a s o s e s p o rá d ic o s d e p la g a s 2.

La q u e m a d e lo s p a s to s a fin a l d e te m p o ra d a , co n la s p la n ta s lig n ific a d a s y ca si s e c a s fa v o re c e el re b ro te en la te m p o ra d a s ig u ie n te . L o s e le m e n to s in m o v iliz a d o s en la b io m a s a al p a s a r a c e n iz a s so n d e n u e v o a sim ila b le s .

3.

En un O c h re p t el e p ip e d ió n te n d rá m e n o r c o n te n id o d e m a te ria o rg á n ic a q u e en el m ó llic o d e l U d o ll. En e s te s e g u n d o c a s o la q u e m a te n d rá m e n o r e fe c to n e g a tiv o p a ra la m e jo ra d e la e s tru c tu ra d e l e p ip e d ió n .

4.

La p a ja tie n e u n a C /N d e 8 0 y el e p ip e d ió n d e 10 a 15, p a ra e s ta tra n s fo rm a c ió n lo s o rg a n is m o s re q u ie re n u n a c a n tid a d d e n itró g e n o q u e , d e no s e r a p o rta d o e n fo rm a de a b o n o , p u e d e p ro v o c a r d é fic it en el c u ltiv o s ig u ie n te .

4.2.

Técnicas especiales de cultivo

Las medidas especiales de cultivo representan haber llegado a un nivel alto en la percepción de la utilidad del suelo com o recurso natural a transm itir a las futuras generaciones. En muchos casos las medidas deben planificarse previamente a la introducción de un nuevo cultivo o llevar a cabo una nueva plantación. La eficacia resulta probada, si se aplican adecuadamente y se mantienen a lo largo de los años, aspectos que hay que destacar. En algunos casos pueden no resultar aceptables para el em presario agrícola, principalm ente porque pueden representar una dificultad para la mecanización de las distintas labores de cultivo, y secundariamente por hacer dism inuir la superficie de cultivo. Todo ello debe quedar compensado por el aumento de la sostenibilidad del sistema, si bien esta percepción no es com ún. Entre las m edidas más usuales cabe citar (Roquero, 1964; Magister, 1992) las siguientes: C ub ierta vegetal: Resulta bastante evidente que el recubrimiento de la superficie del

suelo evitará el impacto directo de las gotas de lluvia y frenará la circulación del agua de escorrentía. Por ello, en la bibliografía se propugna que se mantenga el suelo con una cubierta vegetal. Ahora bien, esta medida, conceptualmente correcta, en clima mediterráneo no suele resultar aceptable en muchos cultivos, por la competencia por el agua con el cultivo. En países húmedos, la viña en ladera se cultiva con enherbado continuo de las parcelas para evitar la erosión. Así, por ejemplo, en los viñedos del Rhin en Alemania. —>

716

L aboreo a nivel: es una práctica muy generalizada. La eficacia en favorecer la infiltra­ ción resulta muy evidente:

Se puede realizar trazando los surcos paralelos a la línea guía superior (1), paralela­ mente a la línea guía inferior (2) o bien paralelamente a ambas líneas guía (3):

( 1)

1m

(2 )

(3)

La irregularidad de las formas de los campos dificulta el que todos los surcos queden a nivel. P lantaciones a nivel: No suelen ser aceptadas por el empresario, que considera nece­

sario poder realizar las labores mecanizadas siguiendo una línea recta. 717

C u ltiv o en fa ja s a lte r n a n te s: Consiste en ocupar parte del terreno con bandas de vegetación de distintas características que el cultivo y generalmente paralelas a las cur­ vas de nivel. Es una medida rápida de instalar. Es muy útil para cortar la longitud de la ladera. Con ella se consigue que el agua de escorrentía adquiera menor velocidad, por lo que su capacidad de transporte de carga sólida disminuye. Además, la faja de vegeta­ ción actúa de fdtro, frena la velocidad del agua, con lo que la carga sólida sedimenta. Es una medida más eficaz que el cultivo a nivel, con el que debe complementarse. A veces se combina con actuaciones de concentración parcelaria o con otras medidas de conservación, tales como las terrazas.

Como orientación se puede indicar la anchura recomendada según la pendiente del terreno: S%

Anchura de la faja m

3 4 5 10 15 18

45 43 41 30 19 13

B arreras v egetales: cumplen un papel análogo a las fajas en terrenos con mucha pen­ diente. Conducen a un aterrazamiento progresivo, por la tierra que se deposita en la barrera. A veces, se apoya con piedras para aumentar la protección: V egetación natural

M aíz

L a b oreo m ín im o y sie m b r a d irecta : permite mejorar la estructura. R ep o b la cio n es foresta les.

718

4.3.

Infraestructuras y obras para conservar el suelo y el agua

La introducción de infraestructuras para conservar el suelo y el agua o el llevar a cabo movimientos de tierras para cambiar la forma de los campos, traducen un alto grado de percepción de la utilidad del suelo y de los problemas de degradación que pueden tener lugar por erosión. Entre las más usuales cabe citar (Roquero, 1964; Schwab et al., 1990; Magister, 1992):

Terrazas: son estructuras de defensa consistentes en un surco y su lomo correspon­ diente que actúan como cauces superficiales (desagüe) o bien favorecen la infiltración (absorción). Se trazan sensiblemente paralelas a las curvas de nivel. Acortan la trayecto­ ria del flujo de agua y permiten el control de la escorrentía. En su diseño y cálculo hidráulico se tiene en cuenta su función, la sección transversal, el espaciamiento y su longitud. Son aconsejables cuando la pendiente es superior al 10 %. americana o de perfil suave

perfil triangular

De forma orientativa se puede indicar la separación entre terrazas en función de la pen­ diente del terreno:

S%

Anchura de la faja m

3 4 5 8 10 15 20

63,5 54,5 47,0 35,0 30,0 23,0 19,0

La plantación no debe realizarse nunca en el canal, que deberá la­ brarse para limpiar la tierra que con el tiempo se deposite en él. 719

M ovim ien tos de tierra s y n iv ela cio n es: la mecanización ha hecho posible que se plan­ teen importantes movimientos de tierras para cambiar la forma del terreno. Esta manera de proceder, si se justifica económicamente, debe realizarse con un estudio edafológico previo para no dejar en superficie materiales desfavorables y debe complementarse con criterios de diseño de las nuevas parcelas, de manera que se tengan en cuenta las carac­ terísticas de las lluvias, los caudales de escorrentía que es necesario controlar, las pro­ piedades de los suelos y la protección que ofrecerá el cultivo. B ancales: son rellanos que interrumpen la pendiente de un terreno. Existen bancales de talud:

Desm onte Terraplén

C entro de gravedad

En el pasado fue una medida muy empleada, si bien por el pequeño tamaño de las parce­ las y por los costes de mantenimiento, en muchos casos han sido abandonados para el cultivo agrícola o bien son eliminados para realizar movimientos de tierra y ampliar los campos con el fin de mecanizar las labores. En las laderas abancaladas que son objeto de repoblación forestal, el papel de estas obras resulta de gran importancia al conservar el suelo y el agua. Las sorribas de Canarias y los campos que se construyen en el levante español cumplen funciones análogas. B arreras vegetales: provocan un abancalamiento progresivo. D efensa y corrección de cárcavas y b arran cos: va encaminada a estabilizar las pare­ des, al control de la escorrentía superficial o a la fijación del nivel de base. Se puede actuar en la zona de recepción, en la cabecera de la cárcava o barranco, así como a lo largo de su canal. -*

720

C on cen tración parcelaria: debería llevarse a cabo con criterios para conservar el

suelo y el agua. En Alemania se utiliza esta metodología en los programas de concentra­ ción, en España por el contrario han sido muy frecuentes los casos en que se han elimi­ nado los escalones del abancalamiento progresivo para dar mayores dimensiones a las nuevas parcelas. Así, por ejemplo, en el Land de Baviera (Alemania) el diseño de nuevos campos tras la concentración incluye el diseño y construcción de infraestructuras contra la erosión, la inclusión de fajas de vegetación natural y el control de los excedentes de agua.

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate sobre los criterios a utilizar para asesorar a un empresario agrí­ cola que desea llevar a cabo una plantación de viñedo, en un terreno ondulado, en ladera, y con suelos Xerochrepts calcixerollicos (1996).

Bases para el debate 1.

La v iñ a es una p la n ta q ue p re se n ta p ro b le m a s de clo ro sis fé rric a p o r b lo q u eo en la a b s o rc ió n del h ie rro en p re se n cia de b ica rb o n a to s en el a g u a del suelo.

2.

Si el e m p re s a rio tie n e p re visto h a ce r m o vim ie n to s de tie rra s p a ra m e jo ra r la m orfo lo ­ g ía de los ca m p o s, hay q u e re co m e n d a r q u e lo h aga con ca p a ceo . (Cap. 29).

3.

D ise ñ o de te rra za s: d is c u tir el in te ré s de las de a b so rció n y de las de desa gü e . P lan­ te a r las b a se s p a ra el cá lcu lo de los ca u d a le s de e sco rre n tía a e va cu a r y el diseño h id rá u lic o de las te rra z a s (M agister, 1992; S ch w a b etal., 1990).

Muchas de estas medidas son conocidas y han sido empleadas desde tiempos antiguos y su eficacia está probada en la mayoría de los casos, si se aplican en el lugar adecuado, de la forma adecuada («the right thing at the right moment and in the right place») y son objeto de un mantenimiento periódico. No obstante, hay que destacar que algunas de ellas han dejado de ser reco­ mendables por los condicionantes socio-económ icos que se presentaron para la agricultura basada en la agromecánica. En la transferencia de tecnología a los empresarios agrícolas, no resulta productivo asesorar ignorando que las medi­ das propuestas deben ser entendidas y aceptadas por los receptores de tales medidas. En Arquitectura del Paisaje y en rehabilitación de suelos, al proyectar una actuación en superficies de cierta extensión, habrá que incorporar criterios y medidas conducentes al control de los procesos erosivos tales como los descritos hasta aquí. Las medidas están relacionadas con las expuestas anteriormente, si bien los condicionantes en actuaciones paisajísticas o de ingeniería civil serán muy distintos: 721

— Taludes: Cálculo de la estabilidad, del talud y medidas contra la erosión, siembra manual o hidrosiembra. En actuaciones agrícolas la hidrosiembra resulta implanteable por su coste, no así en otros ámbitos. — Vías de com unicación: Obras de protección para el control del agua recogida en las cunetas, ya que si bien interceptan el flujo de agua de las laderas, lo concentran y desaguan, en determinados puntos (arquetas). A partir de ellos se pueden formar cárcavas al haber cambiado el modelo de drenaje preexistente. Proteger el cauce con césped, piedras o gaviones son medidas recomendables a estudiar en cada caso. — Laderas: La utilización de la vegetación ornamental debe combinar los aspectos estéticos con las medidas encaminadas a cortar la longitud de las laderas, frenar el agua de escorrentía, conducirla y darle salida evitando que circule de forma incon­ trolada.

La erosión del suelo constituye la form a de degradación del territorio más generalizada, afectando tanto a terrenos agrícolas com o a los dedicados a otros usos. A pesar de ser procesos muy im perceptibles en sus prim eras etapas, su irreversibilidad hace que se les deba prestar la m áxim a atención para lograr la sostenibilidad del sistem a y la vida en m uchas zonas del planeta. El capítulo 26 se dedica al estudio de la desertificación, una de cuyas causas es la degradación del territorio por erosión.

5. 5.1.

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5.2.

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725

24 Salinización y sodificación: Suelos de regadío El manejo adecuado de suelos salinos y el desarrollo de nuevos proyectos de riego requieren conocimientos de la concentración y distribución de sales solubles en la zona radicular a lo largo del tiempo. J. D

1.

R

hoades.

USDA-ARS. 1992.

Salinidad, sodicidad y alcalinidad

Los suelos en los que se produce una acumulación de sales más solubles que el yeso, suficiente para interferir en el crecimiento de la mayoría de cultivos y otras plantas no especializadas, se denominan suelos salinos. Se corresponden con los Solonchak de la WBR (1998). El hecho de que existan términos populares, tales como saladar, terreno esterilizado por abundar en él las sales; salado, terreno estéril por demasiado salitroso, y que haya topóni­ mos con este sentido, indica que las limitaciones impuestas por la presencia de sales son ampliamente reconocidas. Aquellos suelos que contienen suficiente sodio intercambiable para que afecte adversamente la producción de los cultivos y la estructura en la mayoría de suelos, se denom inan suelos sódicos. Se corresponden con los Solonetz de la WRB (1998). Los suelos que tienen sales más solubles que el yeso y sodio intercambia­ ble se conocen como suelos salino-sódicos. La problemática de estos suelos se conoce desde hace más de dos siglos y sus bases con­ ceptuales fueron establecidas a finales del siglo xix y a principios del xx por Hilgard, De Sigmond, entre otros. No obstante, no fue hasta 1954, con la publicación del libro «Diagno­ sis and Improvement of Saline and Alkali Soils» por el personal del United States Salinity Laboratory de Riverside (Richards y cois., 1969), que se sientan las bases teóricas y prácti­ cas para el diagnóstico y para el asesoramiento acerca de cómo manejar estos suelos. Se ha generalizado la utilización de dos parámetros para evaluar la respuesta de las plantas y el comportamiento de un suelo en relación con la salinidad y la sodicidad: — La conductividad eléctrica (CES) de un extracto de pasta saturada: Mide la salinidad de una muestra en condiciones de saturación de agua. Para preparar el extracto (Porta et al., 1986) se añade agua desmineralizada a una muestra seca y tamizada, hasta conseguir que se forme una pasta, con suficiente agua para poder considerar que está saturada y sin que aparezcan dos fases por exceso de agua. Se deja equilibrar la pasta y después se extrae el líquido filtrando con un embudo buchner al vacío.

727

La CEs es proporcional a la concentración de sales en la solución y es función de la temperatura. La CE se mide con un conductímetro, cuyo fundamento es un puente de Wheatstone (Porta et al., 1986). Las lecturas se refieren a 25° C. Las unidades de medida en el sistema SI son: dS m 1a 25° C. Las unidades que se han venido utilizando durante años y todavía resulta frecuente encontrarlas en la bibliografía son: mmho cm '1= dS m"1 pmho cm-1 = 10 '3 mmho c n r 1 — El porcentaje de sodio intercambiable (ESP o PS1) (Cap. 11): Es el índice de sodicidad más utilizado para investigar la estabilidad del suelo y para clasificar suelos: ESC ESP = ——— • 100 ESC = contenido de sodio intercamClC biable [cmol (+) kg"1] Por las dificultades analíticas que entraña determinar el ESC en suelos con sales solubles, el ESP se determina a partir del SAR (Cap. 9). — Relación de adsorción de sodio (SAR o RAS): Es el índice que se utiliza para evaluar la calidad de un agua de riego y para el agua del suelo (Gardiner, 1994): SAR =

Na+, Ca2+ y Mg2+ en meq L"1 * mmol (+) L '1= 1 meq L"1 1 mmol Ca2+ L 1= 2 mmol (+) Ca2 L 1

Ca2+ + Me2+ —----- 2-------

V

Es una medida más fácil de realizar y más precisa que el ESP. Los autores australianos (Cook y Muller, 1997; Chartres, 1993; So y Aylmore, 1993) destacan que el ESC es un índice mejor de la sodicidad que el ESP. La utilización del SAR y la CES permite plantear un esquema para clasificar los sue­ los atendiendo a su contenido de sales solubles y porcentaje de sodio intercambiable: ESP %

É8

30

20

Salino - alcalino

o Salino - sódico

15

Mediana­ mente salino

Fuertemente salino

16 CES dS n r 1 a 25° C

728

El límite 4 dS n r 1 fue propuesto por Schofield en 1942 y sigue teniendo vali­ dez. El valor del 15 % para el ESP resulta un tanto arbitrario (Cap. 9). Interesa des­ tacar los siguientes conceptos en relación a estos suelos: — Suelos afectados por sales o por salinidad. Suelos que resultan adversos para el crecimiento de la mayoría de cultivos, por la presencia de sales más solubles que el yeso, de sodio intercambiable o de ambos. Su modelo de distribución es en manchas, lo que sugiere interacciones bióticas de faci­ litación debido a un irregular movimiento del agua y con ella de las sales en el suelo. — Salinización. Proceso por el cual las sales más solubles que el yeso se acumulan en un suelo. — Sodificación Proceso por el cual aumenta el contenido de sodio intercambiable. La sodificación no produce necesariamente un incremento del pH (Kamphorst y Bolt, 1976). — Horizonte sálico. Horizonte mineral del suelo, enriquecido con sales más solubles en agua fría que el yeso. Tiene 15 cm o más de espesor, la CES es por lo menos de 30 dS/m y el producto del espesor en cm por la CES es superior a 900 (Soil Taxonomy 1999). — Horizonte nátrico Endopedión que cumple los requerimientos de un horizonte argílico y tiene algún subhorizonte en el que ESP > 15 % — Alcalinidad. Este término resulta ambiguo, por lo que algunos autores prefieren obviarlo. En Química se utiliza para designar un intervalo de pH > 7. En Edafología se ha utilizado para aquellos suelos cuyo pH presenta valores supe­ riores a 8,5, generalmente de 9 a 12. Estas condiciones se corresponden con un ESP > 15 % y generalmente con la pre­ sencia de carbonato sódico (más de un 2 por mil). — Alcalinización. Proceso por el cual aumenta el contenido de sodio intercambiable y se acumula car­ bonato sódico. La hidrólisis del Na+ intercambiable o del Na2CO ¡ produce un incre­ mento del pH a valores de alrededor de 10, que son los que caracterizan los suelos alcalinos. Se produce la dispersión de las arcillas y de la materia orgánica. La movi­ lización de la materia orgánica en solución da lugar a la formación de eflorescencias negras en la superficie del suelo. Por ello, en las clasificaciones antiguas, los suelos que presentan estos procesos recibían el nombre de alcali negro. En el texto cuando se utiliza el término «sales», se hace mención a sales que, en agua fría, son más solubles que el yeso.

2.

Origen de las sales solubles: Ciclos de salinización La formación de suelos salinos depende principalm ente de factores: 729

— — — — —

Litológicos G eom orfológicos Clim áticos Hidrológicos Antrópicos

El estudio del ciclo geoquím ico de los elem entos quím icos perm ite identificar la procedencia de las sales que se acumulan en los suelos salinos. El origen último reside en las rocas que, al verse afectadas por la m eteorización (Cap. 17), liberan los elem entos que las constituyen. El movimiento, redistribución y acumulación de tales componentes en una cuenca de drenaje permiten explicar la formación de los suelos salinos. Con un enfoque de sín­ tesis, se pueden plantear distintos ciclos de salinización (Kovda y cois., 1967): — Ciclos continentales: de acumulación primaria, de acumulación secundaria. — Ciclos marinos. — Ciclos deltáicos. — Ciclos artesianos. — Ciclos antropogénicos.

2.1. Ciclos continentales La formación de suelos salinos en las tierras del interior de los continentes se debe a ciclos de m ovilización, redistribución y acum ulación de cloruros, sulfatos, bicarbonatos y carbonato sódico que vienen condicionados por: — Clima: Aridez o semiaridez. — Régim en de hum edad del suelo: No percolante. Arídico, xérico o ústico. — Posición geom orfológica: Fondo o parte basal de laderas. — Clase de drenaje: Deficiente.

a)

Ciclo continental de acumulación primarla de sales

Los com ponentes solubles de los suelos salinos proceden en este caso de la m eteorización de rocas. Los elem entos liberados se acumulan «in situ» sin m ediar transporte. 730

Las reacciones de meteorización (Cap. 17) que pueden estar implicadas en este tipo de procesos son:

— Disolución congruente: Los productos de la meteorización son todos ellos solubles y su proporción es la misma que en el mineral. Esto es lo que ocurre, por ejemplo, en una carbonatación: MgCOj + H20 + C 0 2 -> Mg2+ + 2HCCV — Disolución incongruente: La meteorización da lugar a productos solubles y a la neoformación de minerales insolubles. Es característica de los procesos de hidrólisis, así por ejemplo, en el caso de la albita: 2NaAlSi30 8 + 3H20 -> Al2Si20 5(0H)4 + 4Si02 + 2Na+ + 20H~ albita caolinita — Redox: En la meteorización hay cambios en el estado de oxido-reducción. Pueden afectar al pH del sistema. Como ejemplo cabe citar la oxidación de un sulfuro: FeS2 + 15/402 + 7/2H20

Fe(OH), + 4H+ + 2S042-

La movilidad de los distintos elementos químicos ha sido estudiada por Masón (1966), a partir del valor de la relación entre la carga iónica (z) y el radio iónico (r), tal como se ha indicado en el capítulo 17. Dada la elevada movilidad de los elementos implicados en la salinización de los suelos, resulta poco frecuente que ésta pueda tener lugar por un ciclo de acumulación primaria de sales. Con poca agua, la meteorización será muy lenta y, si abunda, los elementos liberados serán objeto de transporte y redistribución en el paisaje. Se han citado ciclos de salinización primaria en Manchuria, Mongolia y Transcaucasia, entre otros lugares (Kovda, 1967).

b)

Ciclo continental de acumulación secundaria de sales

La m ovilización, redistribución y acumulación de sales a cierta distancia de su lugar de origen caracterizan los ciclos de acumulación secundaria. Por lo general, las rocas sedimentarias se han formado en océanos o en lagunas salo­ bres. El depósito de los elementos terrígenos puede haber estado asociado a procesos evaporíticos. Las rocas resultantes pueden contener cierta cantidad de sales solubles precipita­ das. Al aflorar o quedar cerca de la superficie por erosión, estos materiales pueden actuar como cen tro s de red istrib u ció n de la sa lin id a d (Gaucher y Burdin, 1974). Al ser mojados por el agua de escorrentía superficial o por el agua de percolación, las sales serán moviliza­ das y redistribuidas. Las acumulaciones tienen lugar en las áreas deprimidas que presenten condiciones de drenaje deficiente. En España, este es el ciclo de salinización más frecuente, asociado a la presencia de calcilutitas (margas) del Keuper, del Oligoceno o del Mioceno, 731

que actúan como centros de redistribución de sales en múltiples cuencas de drenaje, el valle del Ebro, la cuenca del Guadiana, entre otras.

2.2.

Ciclos marinos de acumulación de sales

Los suelos de las llanuras a lo largo de las costas, bahías y m arism as pueden presentar acum ulación de sales m arinas, principalm ente cloruro sódico. Las sales proceden de capas freáticas salinas poco profundas, del agua de inundación por efectos de las mareas o por los aportes de sales transportadas por el viento, ya sea en forma de aerosoles con cristales en suspensión o como gotas altamente salinas. Este último proceso sólo tiene una importancia local y afecta a una estrecha franja. El contenido de sales de las masas de aire marítimo, que se mueven hacia el interior, disminuye de forma exponencial con la distancia a la línea de costa, al ser lavadas por el agua de lluvia.

2.3.

Ciclos deltáicos de acumulación de sales

Los deltas son áreas de gran im portancia para la hum anidad desde antiguo, por la fertilidad natural de sus suelos. Se benefician de los entarquinados, que de form a natural se derivan de las inundaciones. Son áreas con abundancia de agua para una agricultura de regadío. Los ciclos de salinización en estas zonas son complejos, al haber interacciones entre el agua de mar, procedente de las inundaciones durante las tempestades, el agua transportada por el rio, cuyo contenido salino suele ser bajo (por ejemplo, 0,9 a 1,0 dS m_l a 25° C en el caso del rio Ebro, en promedio) y el agua de la capa freática, salina si está asociada con el agua del mar y con un bajo contenido en sales, si se trata del freático del río. El equilibrio del sistema es frágil, lo que debe ser tenido muy en cuenta al plantear cualquier actuación susceptible de provocar impactos negativos que podrían resultar irreversibles.

2.4.

Ciclos artesianos

En determinadas áreas geográficas podría resultar difícil explicar la presencia de suelos salinos atendiendo a las condiciones climáticas o a la distancia al mar. Se ha puesto de manifiesto que puede haber surgcncias de aguas freáticas profundas, que asciendan a favor de microfallas y fracturas. En su movimiento pueden atravesar materiales que den origen a su salinización. La evaporación de estas aguas, que pueden formar pequeñas áreas encharcadas, provo­ cará la salinización de los terrenos afectados. En Lorena (Francia) existen procesos de sali­ nización por este tipo de ciclos.

2.5.

Ciclos antropogénicos

Los procesos descritos anteriorm ente pueden verse m odificados por las actua­ ciones del hombre. Las principales acciones que han dado lugar a ciclos antropo­ génicos de salinización son: 732

— Actividades agrícolas mal realizadas. Uso de fertilizantes inadecuados (Jurinak, 1988). Riego con aguas residuales depuradas con polielectrolitos (Chhabra, 1996). Transformaciones en regadío (Szaboles, 1986; Porta y Herrero, 1996). El desconocimiento de los procesos de salinización y de los factores que los contro­ lan ha provocado la degradación de extensas áreas a escala mundial, a los pocos años de la transformación a una agricultura de regadío. Los principales desequili­ brios provocados en los sistemas que han recibido el agua han sido: - Mojar materiales con una elevada capacidad potencial para actuar como centros de redistribución de sales. - Elevar el nivel de la capa freática. - Regar con aguas de elevado contenido salino. - Provocar una acumulación de sales en la zona radicular, por un riego continuado sin drenaje. - Procesos de sodificación con degradación de la estructura, por regar con aguas con bajas concentraciones de Ca2+. — Actividades industriales y mineras. La industrialización ha aumentado los contenidos atmosféricos en NOx y compues­ tos a base de azufre, que son devueltos al suelo por las lluvias. El carácter ácido de éstas aumenta la tasa de meteorización. La minería puede dejar en superficie materiales salinos o sódicos. Como ejem plo de impactos derivados de una transformación en regadío en relación con la salinización se citará el caso del Sistema de riegos Flumen-Monegros (Huesca, España). Los impactos pueden deberse a: — Nivelaciones sin capaceo: Pérdida de horizontes superficiales. Materiales originarios con sales dejados en/cerca de la superficie. — Cambios en las condiciones hidrológicas: Elevación de los niveles freáticos. Aparición de filtraciones («seepage») en laderas y fondos. — Salinización: Mala nascencia. Limitación en el número de cultivos. Toxicidad por efecto de ión específico. Problemas en la absorción de nutrientes. Disponibilidad de agua: efecto osmótico. Degradación de los canales de riego. — Sodificación: Degradación de la estructura superficial. Tendencia al sellado y encostramiento. Disminución de la conductividad hidráulica. Deficiente desarrollo radicular. Toxicidad debida al sodio de cambio. Sodificación de las arcillas. Translocación de arcillas sódicas. Colmatación de drenes enterrados. Sufosión y otros procesos erosivos. 733

3.

Sales solubles en suelos y aguas de zonas semiáridas y áridas

El conocim iento de la mineralogía de las sales solubles debe proporcionar una base para entender su com portam iento en el suelo y el de las plantas y servir de ayuda en el manejo de los suelos afectados por la presencia de sales. El estudio se encuentra con dificultades inherentes a la inestabilidad de muchas de estas sales frente a cambios de temperatura y humedad, a la existencia de una gran diversidad de especies que se diferencian por el grado de hidratación de su molécula y por la posibilidad de que se formen sales mixtas, con intervención de más de un catión. Un proceso de humectación y posterior secado puede cambiar, no la composición iónica global, pero sí las especies que finalmente cristalicen. La difracción de rayos X permitirá identificar las especies mineralógicas. El estudio en lámina delgada, y en especial la microscopía electrónica de barrido, sirve para estable­ cer los hábitos de los minerales, que se corresponden con las condiciones del medio en que ha tenido lugar la cristalización. Los diagramas de estabilidad mineral constituyen un enfoque teórico que permite evaluar la posibilidad de que determinadas sales estén pre­ sentes. Por todo ello, cabe destacar que la identificación mineralógica de las sales consti­ tuye un ámbito de investigación y no un análisis corriente en el estudio de los suelos afectados por sales.

3.1. Principales minerales evaporíticos Los principales minerales evaporíticos y su composición química (Hardie, 1984) son: Aftitalita Anhidrita Antracticita Aragonito Basanita Biscofita Bloedita Burkerita Calcita Calcita-Mg Camalita Dolomita Epsomita Escoenita Gailusita Glauberita Halita Hexahidrita Kainita Kieserita Langbeinita 734

K2S04 . (Na, K)S04 CaS04 CaCl2. 6H20 CaC03 CaS04. 0,5H2O MgCl2. 6H20 Na2S04 . MgS04. 2H20 Na2C03. 2Na2S04 CaCOj (MgxCa,_x)C03 MgCl2. KCI . 6H20 CaC03. MgC03 MgS04 . 7H20 MgS04 . K2S04 . 6H20 CaCOj. Na2C03. 5H20 CaS04. Na2S04 NaCl MgS04 .6H20 MgS04. KCI. 11/4H20 MgS04. H20 2MgS04. K2S04

Leonardita Leonita Loewita Mirabilita Nacolita Natrón Pentahidrita Pirsonita Polihalita Rineita Sanderita Silvinita Singenita Sortita Tacihidrita Tenardita Termonatrita Trona Van’tofita Yeso

MgS04 . 4H20 MgS04 . K2S04 . 4H20 2MgS04 . 2Na2S04 . 5H,0 Na2S04 . l0H2O NaHCOj Na2C03. 10H2O MgS04 . 5H20 CaC03. Na2C03. 2H20 2CaS04. MgS04 . K2S04 . 2H20 FeCl2. NaCl. 3KCI MgS04. 2H20 KCI CaS04 . K2S04 . H20 2CaC03. Na2C03 CaCl,. 2MgCI2. 12H20 Na2S04 Na2C03. H20 NaHCO,. Na2C03. 2H20 MgS04. 3Na2S04 CaS04 . 2H20

En medios evaporíticos a escala geológica, se observa una asociación de espe­ cies minerales carbonatadas, yeso y sales más solubles. En el caso de los suelos resulta necesario hacer alguna precisión al respecto para evitar confusiones: Especies mineralógicas características

Categoría de suelos

Calcita Calcita, dolomita Yeso Sales más solubles que el yeso

Calizos Calizos Yesosos Salinos

Cualquier situación intermedia resulta compatible. El componente más solu­ ble, y a partir de un cierto contenido, condicionará la respuesta de las plantas, lo que se reflejará al decidir la inclusión del suelo en una determinada categoría.

3.2. Principales tipos de sales en suelos y aguas El agua y los suelos salinos de zonas semiáridas y áridas contienen electrolitos en solu­ ción. Se trata de cloruros, sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de metales del grupo 1A y HA de la tabla periódica. Las concentraciones de sales a las que se empieza a manifestar un estrés salino son rela­ tivamente bajas. Así se ponía ya de manifiesto en las clasificaciones iniciales de estos sue­ los. De Sigmond (1929) fijaba el límite en el 1 por mil de sales totales, a partir del cual un suelo debía ser considerado salino. Los efectos desfavorables del sodio intercambiable, evaluados en aquella época a partir del contenido de carbonato sódico, eran ya espcrables a partir de un 2 por mil de esta sal. La ecuación de Marion-Babcok relaciona la fuerza iónica I de una solución, que se expresa en mol L 1y la conductividad eléctrica (CEs en dS m '), según la expresión: log I = 1,159 + 1,009 log CES

cuyo intervalo de validez es 1 > 0,3 mol dm”3

ESTUDIO DE CASOS: La fuerza iónica de la fase líquida del suelo se determina a partir de la expre­ sión I = 1/2 IC¡Z¡2 donde C¡ es la concentración (mol L“1) de una especie iónica (Na+, Mg2+,'C a 2+, Ch, S 0 42", H C 03“ , C 0 32’ en suelos salinos) y Z¡ la carga correspondiente. 1. Calcular la fuerza iónica correspondiente al extracto de pasta saturada de un suelo de la región y compare su valor con la fuerza iónica del agua de mar, cuyo valor aproximado es de 0,7 M. 2.

Relacione la fuerza iónica del extracto estudiado con el parámetro conduc­ tividad eléctrica. Compare con la ecuación de Marion-Babcok.

3. Calcular la fuerza iónica correspondiente al límite inferior de un suelo a partir del cual se considera salino, comparar con la fuerza iónica del agua de mar.

735

El tipo de sales tiene incidencia sobre la importancia del estrés salino. Clásica­ mente se consideran como más representativos los tipos de sales que se indican seguidamente, no debiendo olvidar, no obstante, que la mineralogía de las sales presenta una gran complejidad y variabilidad espacio-temporal, en función de la temperatura y la humedad del medio en que cristalicen. De modo orientativo y cualitativo se puede considerar:

Clase Cloruros Sódico Magnésico Cálcico Potásico Sulfatos Sódico Magnésico Potásico Carbonato sódico Bicarbonato sódico

a)

Presencia en las suelos salinos

Solubilidad gL-1

Toxicidad para las plantas

común común raro baja

264 353 400-500 elevada

+++ ++++ ++ +

común común baja Suelos sódicos Suelos sódicos

f(t) 262 elevada 178 262

++ ++++ + +++++ ++++

Cloruros

Los cloruros y los sulfatos son los responsables más frecuentes de la formación de suelos salinos, de las propiedades que éstos presentan y del estrés sobre las plantas. Los cloruros son sales muy solubles y con una toxicidad alta. El cloruro sódico es la sal más frecuente en suelos salinos. Las eflorescencias que se forman en la superficie de estos suelos durante la estación seca tienen un gusto salado. La eliminación de esta sal requiere el lavado en condiciones de buen drenaje. La presencia de NaCI afecta la solubilidad de otras sales que por efecto de ión común disminuye al aumen­ tar la concentración de NaCI (Kovda y cois., 1967): Solubilidad

400

gL-’

300

200

-

100

-

Contenido NaCI

J 100 736

200

300 g L-'

La acumulación de cloru ro m a g n ésico se produce en suelos con una salinidad extre­ madamente alta. Es una sal altamente tóxica, muy perjudicial para las plantas. Se puede formar si el suelo recibe aguas ricas en iones Cl~ y Na+, el intercambio con el Mg2+ de las sedes de cambio puede tener lugar por medio de reacciones del tipo: 2NaCl + Mg X

->

MgCl2 + Na2X

La presencia de cloruro magnésico da lugar a que la superficie del suelo se mantenga húmeda mucho tiempo después de una lluvia. Ello se debe a que esta sal es muy higroscó­ pica y puede absorber agua del aire cuando la atmósfera no está totalmente seca, por ejem­ plo por la mañana. Las eflorescencias tienen un gusto amargo debido al magnesio. La mejora de los suelos con cloruro magnésico es difícil ya que por el efecto de dilu­ ción de valencia, el Mg2+ tenderá a ocupar sedes de intercambio desplazando los iones monovalentes durante el lavado. El cloru ro cálcico es una sal muy poco frecuente en los suelos, principalmente por la mayor estabilidad de otras sales a las que puede dar lugar: CaCl2 + Na2S 04 + 2H20 CaCl2 + Na2CO,

-> -4

2NaCl + CaS04. 2H ,0 2NaCl + CaCO,

El yeso y el carbonato cálcico precipitan y el cloruro sódico formado puede perderse por lavado, con lo que la reacción progresa hacia la derecha. La formación de CaCl2 se debe a una reacción análoga a la del cloruro magnésico: 2NaCl + CaX

-»

CaCl2 + Na2X

La presencia de esta sal es ocasional, se ha citado en suelos de Irak denominados sabakh (Buring, 1960). El cloru ro p otásico es una sal de propiedades análogas a las del cloruro sódico. Es muy poco frecuente en los suelos salinos debido a que el K+ puede formar complejos de esfera interna en la superficie de algunas arcillas (Cap. 9), donde queda retenido. El potasio es un macronutriente por lo que además queda inmovilizado en la biomasa. Se han descrito salinizaciones por cloruro potásico en invernaderos en los que se había practicado un abonado excesivo. Como abono resulta tóxico para algunos cultivos sensi­ bles al ión Cl“, este es el caso del avellano, por ejemplo.

b)

Sulfatos

La significación de los distintos sulfatos en el comportamiento de las plantas varía considerablem ente según el catión. El su lfa to sód ico es un componente frecuente en los suelos salinos. Las eflorescencias tienen un sabor a jabón y salado. Presenta características notorias, su composición molecu­ lar varía con la humedad, lo que da lugar a dos especies mineralógicas diferentes: Na2S04

-

Na2S 04 . 10H2O

tenardita mirabilita en desiertos y durante la estación en períodos húmeda de sequía Su solubilidad se ve muy influenciada por la temperatura. A bajas temperaturas se 737

disuelve lentamente, a razón de unos 50 g L 1 a 0o C. La solubilidad de diversas sales en función de la temperatura se puede representar del siguiente modo (Kovda, 1967):

S olubilidad

De acuerdo con el comportamiento del Na2S 04, durante el período cálido esta sal será transportada a la parte superior del suelo, al igual que otras sales, pudiendo dar lugar a eflo­ rescencias blancas en superficie. Durante la estación húmeda, que en clima mediterráneo coincide en parte con el de bajas temperaturas, las restantes sales serán lavadas, lo que da lugar a una acumulación relativa de sulfato sódico en la parte superior de la zona de enraizamiento. El su lfato m agn ésico es un constituyente frecuente, muy soluble, altamente tóxico. Su lavado resulta dificultoso. El su lfato p otásico no es responsable de salinizaciones en condiciones naturales, limi­ tándose a crear problemas allí donde se realice un mal uso de los abonos, generalmente en invernaderos. En orden de toxicidad creciente el sulfato potásico es el menos tóxico: K2S04, Na2S 04 y MgS04.

c)

Carbonato y bicarbonato sódico

La presencia de ca rb o n a to y b ica rb o n a to só d ico indica unas condiciones físico-quí­ micas especiales, ligadas a procesos de alcalinización del suelo (ESP > 15 %). Los suelos con Na2C 0 3 y NaHC03 tienen pH superiores a 9, pudiendo llegar a 12. Esta fuerte alcalini­ 738

dad crea un medio inadecuado para el crecimiento de la mayoría de plantas. La hidrólisis del carbonato sódico es el origen de valores de pH tan elevados: Na2C 03 + H20

->

2Na++ HCO, + OH

pH=12

Los efectos desfavorables del Na2COs se dejan sentir a partir de concentraciones del orden de 0,05 a 0,1 % de esta sal. El bicarbonato sódico da lugar a unas condiciones menos alcalinas y, por consiguiente, menos tóxicas: Na2C 0 3 + H20 + C 02 ^

2NaHC03

En medios naturales que contengan yeso, el carbonato sódico tenderá a desaparecer: Na2C 03 + CaS04 . 2H20

->

Na2S04 + CaCO, + 2H20

En España se han encontrado suelos con carbonato sódico en pequeños enclaves de los regadíos de Flumen-Monegros, siendo en general muy poco frecuentes. A escala mundial hay suelos sódicos (alcalinos) en las praderas de Estados Unidos, el Oeste de Canadá, en el antiguo lago de Texcoco en México, Manchuria, Siberia, la llanura rusa, la depresión hún­ gara y el área monzónica de India y Pakistán.

d)

Nitratos

El nitrato sódico NaNO, es muy poco frecuente en los suelos salinos. Se ha citado en desiertos muy áridos de Chile, Perú, India, etc. Es una sal muy soluble y muy tóxica.

e)

Boratos Se estudiarán más adelante, en el apartado dedicado a la química del boro en el suelo.

4.

Química del boro en los suelos

4.1. Comportamiento de los cultivos en relación al boro El boro es un m icronutriente cuyo intervalo de concentraciones entre los límites de carencia y de toxicidad es muy reducido. Las deficiencias limitan los rendimientos y la calidad de las cosechas, pero su exceso crea igualmente pro­ blemas graves. Las carencias en boro se presentan en suelos con régimen de humedad percolante, de pH ácidos, mientras que las toxicidades van asociadas a suelos de climas semiáridos y áridos. La evaluación del riesgo de toxicidad por boro se realiza a partir de datos obte­ nidos con distintos métodos de extracción (Barth y cois., 1987): 739

Observaciones

Método de extracción

Suelos Extracción con agua caliente

M étodo am pliam ente utilizado (B ingham , 1982). Buen indicador de niveles de deficiencia

Extracto de pasta saturada

Da valores bien relacionados con la absorción por las plantas. Buen indicador de los niveles de toxicidad (Keren y Bingham, 1985).

Extracción con Soxhlet con agua

Mide el factor capacidad, incluye todas las formas de boro asimilable incluido el B-adsorbido (McClung y Dawson, 1951).

Extracción con manitol-Ca Cl2 durante 16 h

Informa del poder regenerador del suelo para el boro (Bingham, 1982).

Agua: análisis directo

Caracterización del agua de riego.

Los límites de tolerancia medidos en extractos de pasta saturada han sido establecidos por Wilcox (1960). Se puede indicar que por debajo de 0,7 mg B L_l los cultivos no se ven prácticamente afectados, entre 0,7 y 1,5 se sitúa el límite de marginalidad y por encima de 1,5 a 2 mg B L_l puede haber problemas de toxicidad más o menos acusada, según la planta de que se trate. Los criterios establecidos trabajando con cultivos en arena y extractos de pasta saturada son los siguientes (Wilcox, 1960; Bresler y cois., 1982): Tolerante 4,0 mg L"1

Tamarix Esparraguera Palma Palmera datilera Remolacha azucarera Remolacha forrajera Remolacha de mesa Alfalfa Gladiolo Haba Cebolla Nabo Col Lechuga Zanahoria

Semitolerante 2,0 mg L"1

Girasol Patata Algodón Tomate Rábano Guisante Rosa Olivo Cebada Trigo Maíz Sorgo Avena Calabaza Pimiento Batata

Sensible 1,0 mg L"1

Judía Ciruelo Peral Manzano Viña Higuera Caqui Cerezo Melocotonero Albaricoquero Zarzamora Naranjo Aguacate Pomelo Limonero

En relación con el agua de riego, puede haber riesgo de toxicidad por boro en aquellos casos en que las concentraciones de boro en el agua sean superiores a 0,3 mg de boro por litro. Cuando esto suceda habrá que tom ar en consideración la tolerancia de la planta a regar (Cerdá y cois., 1983). En los cítricos, por ejem plo, el rendim iento puede verse afectado si el agua de riego contiene más de 0,75 mg B L_l y por lo general, un agua con más de 4 mg L~‘ resulta inadecuada para todos los cultivos (Eaton y Wilcox, 1939). 740

4.2.

Formas del boro en los suelos: Adsorción

La presencia de boro en el agua se asocia a la meteorización de la turmalina (Cap. 7). Por ello, los problem as de toxicidad pueden presentarse en regadíos que utilicen aguas relacionadas con zonas volcánicas o aguas residuales de industrias o poblaciones. Se ha detectado una problem ática de este tipo en aguas procedentes de algunos sondeos realizados en el Cam po de Níjar, A lm ería (Porta y cois., 1980), si bien no es un problem a frecuente. En el agua del suelo el B se presenta en forma de ácido bórico (H 3B 0 3), que es la form a en la que se acepta es absorbido por las plantas. El ácido bórico es un ácido débil: H 3B 0 3 + H20

^

B(OH)4- + H+

K = 1 0 '9

A m edida que aum enta el valor del pH hacia 9,0 la form a predominante es el B(OH)4-, El boro puede ser objeto de diversos procesos de inmovilización en el suelo: En form a inorgánica por: Fenóm enos de adsorción. Procesos de disolución-precipitación.

El boro forma complejos de superficie de esfera interna (Cap. 9), que resultan muy esta­ bles. Tiene lugar un intercambio completo del grupo cargado en la superficie (intercambio de ligandos): XOH + h 3b o 3 -> x h 2b o 3 + H20 La X representa el adsorbente, que pueden ser hidróxidos, principalmente de aluminio y en menor medida de hierro o arcillas, cuya capacidad de adsorción varía de unas a otras. La de la ilita es mucho mayor que la de la montmorillonita, a pesar de que la superficie total de ésta sea mucho mayor que la de la ilita (Keren, 1984). La caolinita presenta un bajo nivel de adsorción de B, sin embargo, refiriéndolo a la unidad de superficie la caolinita resulta una de las arcillas más reactivas. La adsorción aumenta al disminuir el tamaño de partícula de arcilla por la acción de los bordes de las partículas de arcilla en la adsorción del B (Keren y Talpaz, 1984). La adsorción por la arcilla y los hidróxidos-Al es aditiva si ambos adsorbentes se hallan separados en el suelo (Keren, 1984). La adsorción de boro depende fuertem ente del pH del suelo. Aumenta con él para ser m áxim a en el intervalo de valores de 8,5 a 9,0, tal com o lo evidencian m uchos autores, entre ellos M ezuman y Keren (1981). El pH de m áxim a adsorción de boro depende de la relación del coeficiente de afinidad de las tres especies B(OH)3, B (O H )f y O H ' que com piten por las mismas sedes de adsorción (Keren, 1984): 741

B adsorbido

pmol g

6 Q t = 9,5 x 10 ' 6 m ol B g~' R = 0,01 lg - 1

4

2

0 7

8

9

10

11

12

La adsorción del boro en el suelo hace que la concentración en la zona radicular no varíe de forma estrictamente proporcional a como lo hace el agua de riego durante el creci­ miento de la planta (Bresler y cois., 1982). Por el mismo motivo, la eliminación de un exceso de boro por lavado puede resultar difícil, y exigir más agua que si no existiesen estas interacciones. Los procesos de inter­ cambio-adsorción y los de disolución-precipitación controlan, por consiguiente, el compor­ tamiento del boro. Estos mecanismos parecen explicar los procesos de regeneración de boro descritos por Rhoades y cois. (1986) al lavar columnas de suelo en las que, después de algunas semanas de intenso lavado, se observa un aumento gradual en las concentraciones de B-soluble. El B adsorbido puede amortiguar las fluctuaciones en la concentración de B en la solución (Keren, 1984). Se ha descrito un antagonismo entre el calcio y el boro (De Broyn, 1966), por lo que en suelos calizos será menor la toxicidad para un mismo contenido de boro. Esto puede interpretarse por el hecho que el metaborato, inicialmente sódico, reacciona con el Ca2+ del agua del suelo para dar metaborato cálcico, cuya solubilidad es considerablemente menor. Algunos autores atribuyen la influencia del calcio en la adsorción del B a su acción sobre el pH, más que a la formación de metaborato cálcico. Este proceso puede ser provocado aportando yeso y, de este modo, disminuir la toxici­ dad del boro (Gupta y cois., 1972). La incorporación de materia orgánica en suelos con problemas de toxicidad por boro, puede tener interés por este motivo. Los trabajos de Prasad y cois. (1975) han puesto de manifiesto que la incorporación de B a una turba no provoca toxicidad, incluso en el caso en que los aportes permitan alcanzar niveles de 10 ppm de B. Esto concuerda con la falta de eficacia observada ai incorporar B a suelos ricos en materia orgánica y con un valor de pH de alrededor de 8,0: 742

En forma orgánica: Los componentes orgánicos hacen disminuir la toxicidad de este elemento, ya que se requiere su mineralización para que el boro pueda ser absorbido por las plantas. Los complejos formados pueden ser del tipo (Fassbender, 1984): HO

-C -O H

"1

1

H0

r

B-OH + /

1 "1 - C -O H 1

\

HO

_-C -O H .

HO

I

,

1

O -C -

I

o-c-

-C -0 v

'

\

B-OH + 2 HO

+ H* + H20

B

1 HO

1

o -r

/

I

B 1 -C -O H i “

I

-c-o

,

I

/

\

+ H+ + 3H?0

I o-cI

ESTUDIO DE CASOS Indicar:

1.

A qué clase y subclase mineralógica pertenece la turmalina y cuál es su fór­ mula teórica.

2.

Cuál es el comportamiento esperable del B en función del pH del suelo y qué repercusiones tiene sobre las plantas.

3.

SI se puede utilizar un agua que contenga 0,9 mg B L_1 para regar una plantación de limoneros.

4.

Cómo debe utilizarse la información disponible para evaluar los efectos del boro del agua de riego sobre los cultivos.

5.

Qué importancia tiene la materia orgánica del epipedión de un suelo en la adsorción de B en suelos que reciban agua de riego que contenga este ele­ mento.

Respuestas 1.

S ilica to , cic lo s ilic a to X Y 3 B 3 A l 3 (A l 3 S i 60 27) (O H F )4

2.

A pH á cid o s el B se h a lla en fo rm a de á cid o b ó rico , H 3B 0 3, que está m uy poco diso­ cia d o al s e r un á cid o d é b il, p o r lo q u e p rá ctica m e n te no es adso rb id o . Puede ser la va d o fá c ilm e n te al p re se n ta r el su e lo un rég im e n p e rco la n te . Puede haber carencia p a ra las plantas. Al a u m e n ta r el pH pasa a B (O H )4_ p o r lo q ue p u ede se r absorbido po r los h id ró x id o s de h ie rro y a lu m inio, s ie n d o baja la co n ce n tra ció n de O H - . A va lo ­ res de pH s u p e rio re s a 9 ,0 en el su e lo e xiste n OH~ q u e co m p ite n p o r las sedes de a d s o rc ió n con el B (O H )4_ vié n d o se fa vo re cid o s los prim eros. El B estará en solución y la to xicid a d s e rá m áxim a.

X = Na, Ca, Li

Y = Mg, Fe

743

3.

D e a c u e rd o c o n la in fo rm a c ió n p ro p o rc io n a d a p o r W ilc o x (1 9 6 0 ) e l lim o n e ro e s un á rb o l s e n s ib le a l B: n o s e p u e d e u tiliz a r e s te a g u a . L a s c a ra c te rís tic a s d e l s u e lo d e b e n s e r te n id a s en c u e n ta , a d e m á s .

4.

D a d o q u e el B ¡n te ra c c io n a c o n e l s u e lo d e b id o a p ro c e s o s d e a d s o rc ió n -in te rc a m ­ b io , p re c ip ita c ió n -d is o lu c ió n , p a ra a s e s o ra r s o b re lo s e fe c to s d e un m is m o c o n te n id o en B en e l a g u a h a b rá q u e te n e r e n c u e n ta la s c a ra c te rís tic a s fís ic o -q u ím ic a s d e l s u e lo . E s to c o m p lic a la s in te rp re ta c io n e s .

5.

La to x ic id a d p o r B e s tá a s o c ia d a a c lim a s á rid o s y s e m iá rid o s e n lo s q u e lo s e p ip e d io n e s s o n ó c h ric o s , p o b re s e n m a te ria o rg á n ic a , p o r lo q u e su im p o rta n c ia e n la a d s o rc ió n s e rá e s c a s a fre n te a lo s h id ró x id o s -A I, F e y la s a rc illa s .

5.

Salinidad, sodicidad y crecimiento de las plantas

5.1. Sintomatología El crecim iento de las plantas en m edios salinos se ve afectado desfavorable­ mente, con una intensidad que varía de unas plantas a otras, para un m ism o valor de la CEs o del ESP. En plantas no halófitas la presencia de sales en el suelo provoca una sintom ato­ logía relacionada con una inhibición irreversible del crecim iento:

— Un retardo en la nascencia, que con salinidades elevadas puede no tener lugar. — Una m enor área foliar y talla de la planta: el crecim iento es más lento y no llega a ser com pleto. — M enor producción de m ateria seca. — Quem aduras en los bordes de las hojas: necrosis. — Hojas de un color verde más oscuro que en plantas norm ales. En algunas gram íneas y en cruciferas puede aparecer una capa engrosada de cera super­ ficial que puede dar una im pronta verde-grisácea (B resler et al., 1982). — Dism inución de los rendim ientos de los cultivos. — M uerte de la planta antes de com pletar su desarrollo, si las condiciones son extremas.

5.2. Efectos de la salinidad y de la sodicidad Para una m ejor com prensión se suelen individualizar tres efectos debidos a la salinidad y a la sodicidad, que en m uchos casos actúan en sim ultáneo y pueden resultar difíciles de identificar de form a separada en la práctica: 744

— Salinidad: Efectos osmóticos: • Las sales hacen disminuir el potencial osmótico del agua del suelo (en valor absoluto va siendo cada vez mayor). • Se inhibe el crecimiento y puede haber paso de agua de la planta al suelo (plasmolisis). Efectos ión-específico. • Aumenta la concentración de algunos iones que afectan a la fisiología de la planta, por resultar tóxicos o provocar desequilibrios en el metabolismo de nutrientes. — Sodicidad: Efecto del sodio de cambio. • La acción dispersante del sodio sobre las arcillas y solubilización de la materia orgánica afecta a las propiedades físicas del suelo, los agregados son poco esta­ bles, y el medio será menos apto para el crecimiento de las raíces de las plantas. • Se puede favorecer el sellado y encostramiento del suelo (Cap. 11) y la disminu­ ción de la conductividad hidráulica. Estos efectos deben servir de base para explicar la sintomatología descrita, que está relacionada con la inhibición del crecimiento que provocan las sales. Los efectos a nivel fisiológico han sido descritos por Breckle (1990). Los efectos osmóticos llevaron a plantear la te o r ía d e la d is p o n ib ilid a d d e a g u a o d e la s e q u ía f is io ló g ic a (Shimper, 1903). Postula que en condiciones de salinidad, a pesar de que el suelo contenga agua, la planta no es capaz de absorberla y, por consiguiente, el protoplasma de sus células tiene una baja hidratación: la planta sufre estrés hídrico, se seca y acaba muriendo. La suma del potencial osmótico y del potencial matricial, como componentes del potencial total expresa la energía requerida de la planta para extraer agua. La disminución de las disponibilidades de agua no describe completamente los efectos adversos de la salinidad sobre el crecimiento. Los síntomas de sequía no se manifiestan, ya que las plantas, aunque de menor talla, tienen sus tejidos turgentes a pesar de crecer en un suelo salino. La teoría del a ju ste osm ó tico (Bemstein, 1961) supone que las plantas, al aumentar la presión osmótica del agua del suelo, se ven obligadas a realizar una adaptación osmótica en sus células para poder seguir absorbiendo agua. Este ajuste requiere un consumo de ener­ gía, que se hace a costa de un menor crecimiento. No obstante, una vez realizado el ajuste que se hace aumentando la concentración del jugo celular, la planta no consigue recuperar su crecimiento normal. El efecto ion-específico da lugar a la teoría d e la to x icid a d esp ecífica, con alteración de la actividad metabólica de la planta. La teoría de la d ivisión y el crecim ien to celu la r (Aceves, 1979) atribuye la inhibición del crecimiento a que las sales afectan la división celular y producen un engrosamiento pre­ maturo de las paredes celulares, lo que impide su crecimiento de forma irreversible, a pesar del ajuste osmótico o que el medio deje de ser salino. Los efectos de la salinidad sobre el crecimiento de las plantas no se limita a una m enor disponibilidad de agua, sino que se puede afirmar que es un fenómeno bastante más complejo (Jurinak, 1988). 745

5.3.

Adaptación de las plantas a la salinidad. Comunidades indicadoras

Las plantas, atendiendo a su adaptación a los m edios salinos, se pueden agru­ par en:

— No halófilas Son aquellas que no han desarrollado mecanismos de adaptación. La mayoría de plantas cultivadas. — Halófilas Están adaptadas para vivir en medios salinos. Las halófilas pueden agruparse en: Euhalófilas: •

Acumulan sales en sus tejidos.

• Son las más tolerantes a las sales. • Ejemplos: Salicornia sp., Arthrocnemum sp. Crinohalófilas: •

Tienen glándulas excretoras que les permiten eliminar soluciones altamente sali­ nas, por lo general en el envés de las hojas.

• Ejemplos: Limonium sp., Frankenia pulverulenta. Glicohalófilas: Tienen la capacidad de realizar una absorción selectiva frente a las sales. Locahalófilas: Localizan sales en estructuras especiales, con lo que controlan su distribución en los tejidos.

La existencia de plantas adaptadas a m edios salinos puede servir para m ejorar estos suelos. El cultivo de plantas de este tipo puede resultar efectivo para hacer dism inuir la salinidad o la sodicidad (fitorrem ediación) (Q adir et al., 2002; Ghaly, 2002 ). Al existir una relación estrecha entre las com unidades vegetales y los niveles y tipos de salinidades de los suelos, resulta posible llevar a cabo interpretaciones acerca del tipo y nivel de salinización a partir del estudio de la vegetación. Com parando las condiciones de m edio, salinidad y nivel freático en que viven dos com unidades halófilas, una a base de Arthrocnem um y otra a base de Franke­ nia reuteri, Lim onium sp., se pone de m anifiesto su valor com o indicadoras de condiciones salinas m uy diferenciadas en el centro de E spaña (C iudad R eal, Toledo) (Castroviejo y Porta, 1975):

746

CES d S r rr 1 a 25° n50 --------------

.°'l A rthrocnem etum perennis i

/ / Frankenio-Lim onietum deli^atum

+ /✓ / //

Typho-Schoenoplectetum

"~V\ t•

cm

+20

10

50

100

200 nivel capa freática

En la zona central española, llanura aluvial del río G igüela (C. Real), el esquema general de la distribución de las comunidades vegetales en función del gradiente de salinidad y del nivel de la capa freática puede ser el siguiente:

NIVEL FREÁTICO ES MÁS PROFUNDO 1 y 2: 3: 4: 5: 6: 7:

5.4.

Thypho-Schoenoplectetum Bupleuro-Juncetum gerardi Arthrocnemetum perennis Puccinellietum fasciculatae Frankenio-Limonietum Senecio-Lygeetum

Tolerancia de los cultivos a la salinidad

El término tolerancia (Levitt, 1980) a la salinidad resulta más específico para describir la adaptación de una especie frente a la salinidad, que el de resistencia. La idea de supervivencia se asocia a tolerancia máxima. En agricultura o en jardinería, el concepto de tolerancia es mucho más restric­ tivo. Viene determ inado por el grado con el que es esperable que se alcancen los 747

objetivos fijados: una determ inada producción expresada en térm inos económ icos, o en Mg ha-1 o los valores estéticos deseados. Con este enfoque se puede definir la to le r a n c ia r e la t iv a a la salinidad como:

La capacidad de las plantas para resistir los efectos adversos no específicos de un exceso de sales solubles en la zona radicular. Se asum e que soluciones isoosmóticas tienen efectos equivalentes. Se puede expresar como: Y _ Objetivos alcanzados con salinidad ^ O bjetivos alcanzados sin salinidad

^

Los objetivos se suelen expresar de form a cuantitativa: — Producción Rendimiento: M g ha"1. En este caso Y es el rendim iento relativo. Un valor de Y inferior al 50 % no suele ser aceptable en términos de rentabilidad eco­ nóm ica de la explotación. — Calidad estética Altura media: cm Recubrim iento superficial: m 2 ha”1 Nivel de floración: flores/m 2

Los valores estéticos son los más difíciles de cuantificar, por ello en la biblio­ grafía se suele indicar la tolerancia a la salinidad en relación con los rendim ientos. La tolerancia a la salinidad puede expresarse igualm ente en función de los siguien­ tes parámetros: — La concentración m áxim a de sales a la que no llega a haber una dism inu­ ción del rendim iento, por debajo de ella el medio es no salino. — La dism inución del rendim iento por unidad de increm ento de salinidad a partir del umbral.

La r e s is t e n c ia a la s a l in i d a d tiene en cuenta aspectos ecológicos (capacidad para sobrevivir), ecofisiológicos (adaptabilidad o capacidad relativa) y agrícolas (disminución del rendimiento).

a)

Salinidad y germinación

La tolerancia a la salinidad varía a lo largo de las distintas fases de desarrollo de una planta.

748

En suelos con problemas por exceso de sales es frecuente que haya una mala nascencia. Los efectos dependerán de la planta y del nivel y tipo de salinidad. La germinación es un período crítico en el ciclo de la vida de la planta. La semilla, una vez dejada en el campo, empieza a embeber agua e inicia la germinación a costa de las reservas del endosperma, etapa heterotrófica; con el desarrollo de la plántula se acaban de consumir las reservas y se inicia la fotosíntesis, etapa de transición; finalmente, se alcanza la plena nutrición a partir de la fotosíntesis, etapa autotrófica (Aceves, 1979). Una práctica adecuada puede ser sembrar con semillas previamente humedecidas o pregerminadas, si el nivel tecnológico del lugar lo permite. La etapa heterotrófica no tendrá lugar si un exceso de sales impide que la semilla se humecte, el embrión no dispone de agua debido a la elevada presión osmótica del medio o bien puede morir por el efecto tóxico de ciertos iones: no habrá germinación. Al iniciarse la fase autotrófica la presencia de sales controlará el crecimiento de la joven plántula: el momento puede ser especialmente crítico. En estadios posteriores de desarrollo algunas plantas presentan una mayor tolerancia a la salinidad, como es el caso de cebada, trigo, maíz y remolacha. Las dos primeras no toleran salinidades superiores a 4-5 dS/m a 25° C durante la germinación y estadio de plántula. La remolacha es una planta tolerante a la sali­ nidad una vez superada la germinación, siendo capaz de soportar hasta 18 dS/m a 25° C, sin embargo, durante la germinación es mucho menos tolerante, no debiendo superarse los 3 dS/m a 25° C, en esta etapa. Los trabajos de Aceves (1979) en Chapingo (México) han puesto de manifiesto el efecto de las sales sobre la germinación de diversos cultivos:

1 2 3 4 5 6 7 8 9

Judía Tabaco Remolacha Rábano Maíz Alfalfa Cebada Trigo Girasol

CES 5

10

15

20

25

30 dS m"’ a 25° C

Los trabajos de mejora genética de plantas han permitido obtener variedades tales como los trigos mexicanos, que toleran concentraciones de sales mucho más elevadas durante la germinación (Aceves, 1979). En el caso del trigo 166, la relación entre el porcentaje de ger­ minación y la salinidad es del tipo: 749

% G erm inación

La salinidad, si es moderada, tendrá por efecto un retardo en la germinación, que será proporcional al potencial osmótico (Ayers, 1952). En el caso del trigo se ha propuesto una expresión para calcular los días necesarios para la germinación (DG) en función del poten­ cial osmótico v|iQde la solución del suelo expresado en atmósferas (Aceves, 1979): DG = 3 ,3 - 1,1 V|/() El efecto tóxico de determinados iones puede condicionar la germinación. Los cloruros son más tóxicos para la germinación que los sulfatos. Harris (1915) estableció la toxicidad relativa de las sales solubles: Na C1 > Ca Cl2 > K C1 > Mg Cl2 > K N 0 3 > M g(N03)2 > Na2 S 04 Diversos autores han puesto de manifiesto el papel de la temperatura en la germinación, crecimiento y tolerancia a la sal de las plantas en condiciones de salinidad y alcalinidad. Las elevadas temperaturas hacen disminuir la tolerancia de las semillas a la salinidad, debido a los efectos de la temperatura sobre el potencial osmótico del medio (Waisel, 1972). Algunas investigaciones han abierto una vía que sería interesante seguir estudiando, el tratamiento de semillas a bajas temperaturas previamente a la siembra puede mejorar el porcentaje de germinación.

b)

Salinidad en la zona de enraizamiento: Fracción de lavado y requerimientos de lavado

En condiciones de cam po, la distribución de la salinidad en un suelo en varía a lo largo del año y en función de la profundidad considerada. La variabilidad temporal de la salinidad puede ponerse de manifiesto estudiando los perfiles salinos en distintas épocas. En un suelo de Lalueza (Huesca, España), por ejemplo, se observa que los 10 primeros centímetros pueden llegar a tener una salinidad aproxima750

damente diez veces mayor en mayo que a finales de octubre, después de las lluvias de otoño. Los perfiles salinos correspondientes a estas dos épocas son del tipo: 10

20

30

_i_

40

_i_

50

i

____ —

10 CES ds nrr1 a 25° C

Epoca de muestreo ------------ primavera (mayo)

50

------------ otoño (octubre)

100

Profundidad (cm)

Las lluvias provocan un flujo descendente del agua en el suelo y con él un lavado de sales. En un momento determinado, la evapotranspiración hará que el flujo se invierta y se produzca un reascenso de sales. En condiciones de secano (temporal) estos procesos tienen lugar de forma cíclica, en un medio semiárido o árido, al ser el régimen de humedad no percolante el suelo irá salinizándose pro­ gresivamente si recibe aportes de sales. Este tipo de procesos ocurren igualmente en suelos de regadío aunque no estén afectados por sales. Para evitar la acumulación de sales en la zona de enraizamiento, se hace necesario estudiar el balance de sales (Aragüés y Cerdá, 1998) y suplementar la dosis de riego, de forma que haya un exceso de agua que atraviese la zona de enraizamiento y lave de ella las sales. Esto conduce a definir dos conceptos (Ayers y Wescott, 1985): F racción de lavado (L): Fracción de agua de riego aplicada en exceso sobre los requerimientos de agua del cul­ tivo, para que atraviese la zona radicular y aparezca como agua de drenaje llevando con ella una parte de las sales acumuladas.

751

Para que no haya acumulación de sales en el suelo se debe cumplir que la cantidad de sales aportadas por el agua de riego (ar) sea igual a la que exporta el agua de dre­ naje (ad): Dar ' Car = Dad • Cad donde: = dosis de agua de riego. Dad = volumen de agua de drenaje. Ca, = concentración del agua de riego, que se puede expresar en función de la CEar (conductividad eléctrica). Cad = concentración del agua de drenaje por debajo de la zona radicular. Cas = concentración de la fase líquida del suelo. La fracción de lavado (L) vendrá dada por la relación: _ Dad _ Car____CEar Dar Cad CEad La eficiencia del lavado (F) expresa la relación entre la concentración de sales en el agua de drenaje y de la fase líquida del suelo (F < 1):

El requerimiento de lavado o fracción de lavado efectiva viene dado por: LF = -S s- ■- í k . = _Car_ _ CEar C ad Cas Cas CEas Criterios orientativos:

LF = 0,5 se considera alto.

LF = 0,1 se considera bajo. La salinidad del agua que drena puede estimarse a partir del valor de la fracción de lavado: CEad = salinidad del agua que percola por debajo de la zona radicular, dS m_l a 25° C CE CEad = -----— LF

LF = fracción de lavado efectiva. CEar = salinidad del agua de riego, dS m a 25° C

Resulta de interés conocer qué profundidad de un perfil salino será la que ten­ drá m ayor significación en la respuesta de una planta a la salinidad. La zona radi­ cular participa de form a desigual en el sum inistro de agua a la planta. La planta absorbe el 70 % del agua a partir de la m itad superior de la zona radicular, al con­ centrarse en ella un m ayor volum en de raíces. El m odelo de uso del agua asum ido es (Ayers y W estcott, 1985): 752

Las plantas responden al nivel de salinidad efectivo correspondiente a la zona menos salina (Bingham y Garber, 1970) y no a la salinidad media de la zona radi­ cular como afirmaban Bower y cois. (1969). Por otro lado, en suelos de regadío la zona menos salina se corresponde con la parte superior, por el lavado que tiene lugar en ella. Al ser mayor aquí la absorción de agua, será la salinidad de esta zona la que más influirá en la respuesta de la planta. En esta parte superior del suelo, de máxima absorción de agua, se puede supo­ ner que la salinidad se aproximará a la del agua de riego (CEar). Con este supuesto, la salinidad del agua de riego será la que controlará la respuesta de las plantas, a pesar de que el perfil salino no sea uniforme, por debajo de esta zona. La relación establecida por Rhoades y Merrill (1976) liga las características salinas del suelo, con las del agua de riego y con la fracción de lavado:

CES = CE media del suelo medida en el extracto de pasta saturada. CES = 0,2 CE^

,+T

f

Car = CE del agua de riego. LF = fracción de lavado.

La respuesta esperable será función del valor que adquiera CES en cada caso. La conversión del valor de la conductividad eléctrica del extracto de pasta saturada CES, al valor de la salinidad de un agua de riego comparable, suponiendo una fracción de lavado LF = 0,15 a 0,20 se realiza (Frenkel, 1984) a partir de las relaciones: 753

La salinidad del agua de riego (CEar) se concentra tres veces al pasar a agua del suelo (C E J CEas = 3CEar dS m-' a 25° C La salinidad del exacto de pasta saturada (CES) es la mitad de la del agua del suelo (CE.J: CE^ = 2CES Relaciones cuya validez se basa en la hipótesis de que no hay precipitaciones de carbo­ natas ni de yeso en el suelo, y que la fracción de lavado es de un 15a 20 %.

ESTUDIO DE CASOS Calcular la salinidad del agua que percola de la zona de enraizamiento al utili­ zar un agua de riego con CEar = 1,2 dS rrr 1 a 25° C si el 80 % del agua apor­ tada por el riego es utilizada por el cultivo o se evapora.

Respuesta La fra c c ió n de la v a d o e s L F = 0 ,2 C E ad =

CE

= 6 ,0 d S n r 1 a 2 5 ° C

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate sobre los impactos de la construcción de la presa de Asuán en el Nilo, situada en el Alto Egipto. La presa fue inaugurada en 1966, tiene una longitud de 5 km y una altura máxima en el centro de 76 m. Puede almacenar 70.000 millones de m3 y permite el regadío de unas 800.000 ha, lo que supone entre un tercio y un cuarto del total de las tierras cultivadas en Egipto. Esta infraestructura evita las inundaciones aguas abajo. El Nilo descarga anualmente en Asuán un promedio de 82.000 millones de m3. La pluviometría anual media en El Cairo es de 25 mm. En 1965 Buringh escribía que los períodos de inundación en el delta del Nilo eran en septiembre-octubre, con ella casi todo el terreno quedaba inundado de forma que se podían implantar cultivos de invierno. Los suelos del delta del Nilo, por lo general, son de textura muy arcillosa y conductividad hidráulica muy lenta. En profundidad hay una capa de arena muy permeable.

Bases para la discusión La p re s a d is m in u y e el c a u d a l en el río y e v ita la s in u n d a c io n e s a n u a le s, q u e le jo s de s e r p e rju d ic ia le s p ro v o c a b a n un la v a d o d e s a le s y e n ta rq u in a b a n lo s s u e lo s a g ríc o la s . C o n u n a p re c ip ita c ió n ta n e s c a s a c o m o la q u e re c ib e la z o n a , e l ré g im e n d e h u m e d a d d e lo s s u e lo s e s a ríd ic o . S e re q u ie re n fra c c io n e s d e la v a d o a d e c u a d a m e n te c a lc u la ­ d a s p a ra s a tis fa c e r la s n e c e s id a d e s d e la v a d o d e e s to s s u e lo s y e v ita r su s a lin iz a c ió n p ro g re s iv a .

754

c)

Tolerancia de los cultivos a la salinidad: Criterios de evaluación

La utilización de información hace necesario conocer siempre en qué condicio­ nes ha sido obtenida. La metodología seguida en los ensayos para determinar la tolerancia de las plantas a la salinidad ha sido la siguiente (Bemstein, 1974; Maas y Hoffman, 1977; Aceves, 1979):

Utilizar parcelas salinizadas artificialmente. Mantener uniforme el nivel de salinidad a lo largo del tiempo. Emplear fracciones de lavado elevadas para mantener uniforme el perfil salino en la zona radicular. Utilizar una triple línea en aspersión (Aragüés y cois., 1992; Royo y Aragüés, 1993). Estos ensayos, llevados a cabo en múltiples países, han puesto de manifiesto que la dis­ minución del rendimiento de una determinada planta con el aumento de la salinidad es aproximadamente lineal entre ciertos valores de salinidad. La linealidad no se mantiene para salinidades muy elevadas, que corresponden a valores que superan los límites acepta­ bles desde un punto de vista económico. El rendimiento relativo se puede calcular:

Maas y Hoffman (1977):

Y = rendimiento relativo (%). CES = conductividad eléctrica del extracto de pasta saturada, dS m~' a 25° C.

Y = 100 - B (CEs - A)

A = CE umbral a partir de cuyo valor el rendimiento empieza a disminuir, dS m 1a 25° C. B = porcentaje en que disminuye el rendi­ miento por unidad de CE.

Aceves

(1979):

Y = JíxÜü—CE,s)_ .ioo PC pe ~ '^ Í O O

CE0= CEdel suelo a la cual cero.

el rendimiento es

CE,(KJ)UV =# CE a la cual el rendi miento es del 100 %. CES= CE del suelo, extracto de pasta saturada.

La respuesta del rendimiento de las plantas a la salinidad permite establecer cuatro grupos, atendiendo a la CES y al rendimiento relativo (%): sensibles, mode­ radamente sensibles, moderadamente tolerantes y tolerantes. La relación CES - Y deducida a partir de un análisis de mínimos cuadrados puede representarse esquemáticamente (Maas y Hoffman, 1977) del siguiente modo: 755

Rendim iento relativo

Y%

La tolerancia de las plantas a la salinidad, refiriéndola a dism inuciones del rendim iento de un 0, 10, 25 y 50 %, por efecto de la salinidad del suelo en el extracto de pasta saturada (C ES) o del agua de riego (CEar), ha sido tabulada por Ayers y W estcot (1976) y por C árter (1981):

Disminución del rendimiento (%)

D ism inución

Especie y tolerancia

Cebada grano (MT) Algodón (MT) Remolacha azucarera (MT) Trigo (T) Cártamo (MT) Soja (T) Sorgo (MT) Cacahuete (S) Arroz (S) Sesbania (T) Lino (S) Haba (S) Judía (S) Higuera (T) Olivo (T) Granado (T) Pomelo (S) Naranjo (S) Limonero (S)

756

-----------------------------------------------------------------CE del umbral rendimiento q% 10% 25% 50% dS n r 1 por unidad CE„ CE, CE„ CE* CES CEar CES CE„ 25° C de CE

8,0 7,7

5,0 5,2

8,0 7,7

5,3 5,1

10,0 9,6

6,7 6,4

13,0 13,0

8,7 8,4

18,0 17,0

12,0 12,0

7,0 6,0 6,5 5,0 4,8 3,2 3,0 2,3 1,7 1,6 1,0 4,2 4,0 4,0 1,8 1,7 1,0

5,9 7,1

7,0 6,0 5,3 5,0 4,0 3,2 3,0 2,3 1,7 1,6 1,0 2,7 2,7 2,7 1,8 1,7 1,7

4,7 4,0 3,5 3,3 2,7 2,1 2,0 1,5 1,1 1,1 0,7 1,8 1,8 1,8 1,2 1,1 1,1

8,7 7,4 6,2 5,5 5,1 3,5 3,8 3,7 2,5 2,6 1,5 3,8 3,8 3,8 2,4 2,3 2,3

5,8 4,9 4,1 3,7 3,4 2,4 2,6 2,5 1,7 1,8 1,0 2,6 2,6 2,6 1,6 1,6 1,6

11,0 9,5 7,6 6,2 7,2 4,1 5,1 5,9 3,8 4,2 2,3 5,5 5,5 5,5 3,4 3,2 3,3

7,5 6,4 5,0 4,2 4,8 2,7 3,4 3,9 2,5 2,0 1,5 3,7 3,7 3,7 2,2 2,2 2,2

15,0 13,0 9,9 7,5 11,0 4,9 7,2 9,4 5,9 6,8 3,6 8,4 8,4 8,4 4,9 4,8 4,8

10,0 8,7 6,6 5,0 7,2 3,3 4,8 6,3 3,9 4,5 2,4 5,6 5,6 5,6 3,3 3,2 3,2 —»

-

20,0 -

28,6 12,2 7,0 12,0 9,6 18,9 -

16,1 15,9 -

Especie y tolerancia

... .. Disminución del rendimiento (%) Disminución CE del -------------------------------------------------------------umbral rendimiento q v¡c 10 % 25 % 50 % dS m 1 por unidad CE* CE„ CES CE„ CES CE„ CEs CE„ de CE 25° C

Manzano (S) Peral (S) Nogal Melocotonero (S) Albaricoquero (S) Viña (S) Almendro (S) Ciruelo (S) Zarzamora (S) Frambuesa (S) Fresal (S) Remolacha (MT) Brócoli (T) Tomate (T) Pepino (S) Melón (S) Espinacas (T) Col (S) Patata (S) Maíz dulce (S) Batata (S) Pimiento (S) Lechuga (S) Rábano (S) Cebolla (S) Zanahoria (S) Agropiro alto (MT) Agropiro canalizo (MT) Grama (MT) Cebada forrajera (MT) Ballico (MT) Trébol pata de pájaro (MT) Zalaris bulbosa (MT) Festuca alta (MT) Agropiro crestado (T) Veza (MS) Sorgo del Sudán (MT) Elimo (MT) Alfalfa (T) Eragrostis (T) Maíz forrajero (T) Dáctilo ramoso (T) Cola de zorra (S) Trébol híbrido, ladino, rojo, fresa (S)

18,8 9,5 18,0 18,2 18,9 33,3 9,0 9,1 9,9 13,0 7,6 9,7 12,0 12,0 11,0 14,1 13,0 13,0 16,1 14,1 4,2

1,7 1,7 1,7 1,7 1,6 1,5 1,5 1,5 1,5 1,0 1,0 4,0 2,8 2,5 2,5 2,2 2,0 1,8 1,7 1,7 1,5 1,5 1,3 1,2 1,2 1,0 7,5

1,0 1,0 1,1 1,1 1,1 1,0 1,0 1,0 1,0 0,7 0,7 2,7 1,9 1,7 1,7 1,5 1,3 1,2 1,1 1,1 1,0 1,0 0,9 0,8 0,8 0,7 5,0

2,3 2,3 2,3 2,2 2,0 2,5 2,0 2,1 2,0 1,4 1,3 5,1 3,9 3,5 3,3 3,6 3,3 2,8 2,5 2,5 2,4 2,2 2,1 2,0 1,8 1,7 9,9

1,6 1,6 1,6 1,4 1,3 1,7 1,4 1,4 1,3 1,0 0,9 3,4 2,6 2,3 2,2 2,4 2,2 1,9 1,7 1,7 1,6 1,5 1,4 1,3 1,2 1,1 6,6

3,3 3,3 3,3 2,9 2,6 4,1 2,8 2,9 2,6 2,1 1,8 6,8 5,5 5,0 4,4 5,7 5,3 4,4 3,8 3,8 3,8 3,3 3,2 3,1 2,8 2,8 13,3

2,2 2,2 2,2 1,9 1,8 2,7 1,9 1,9 1,8 1,4 1,2 4,5 3,7 3,4 2,9 3,8 3,5 2,9 2,5 2,5 2,5 2,2 2,1 2,1 1,8 1,9 9,0

4,8 4,8 4,8 4,1 3,7 6,7 4,1 4,3 3,8 3,2 2,5 9,6 8,2 7,6 6,3 9,1 8,6 7,0 5,9 5,9 6,0 5,1 5,2 5,0 4,3 4,6 19,4

3,2 3,2 3,2 2,7 2,5 4,5 2,7 2,8 2,5 2,1 1,7 6,4 5,5 5,0 4,2 6,1 5,7 4,6 3,9 3,9 4,0 3,4 3,4 3,4 2,9 3,1 13,0

7,5 6,9 6,0 5,6

6,9 6,4 7,0 7,6

7,5 6,9 6,0 5,6

5,0 4,6 4,0 3,7

9,0 8,5 7,4 6,9

6,0 5,7 4,9 4,6

11,0 10,8 9,5 8,9

7,4 7,2 6,3 5,9

15,0 14,7 13,0 12,2

9,8 9,8 8,7 8,1

5,0 4,6 3,9 3,5 3,0 2,8 2,7 2,0 2,0 1,8 1,5 1,5

10,0 7,6 5,3 4,0 11,1 4,3 6,0 7,3 8,5 7,4 6,2 9,7

5,0 4,6 3,9 3,5 3,0 2,8 2,7 2,0 2,0 1,8 1,5 1,5

3,3 3,1 2,6 2,3 2,0 1,9 1,8 1,3 1,3 1,2 1,0 1,0

6,0 5,9 5,8 6,0 3,9 5,1 4,4 3,4 3,2 3,2 3,1 2,5

4,0 3,9 3,9 4,0 2,6 3,4 2,9 2,2 2,1 2,1 2,1 1,7

7,5 7,9 8,6 9,8 5,3 8,6 6,9 5,4 5,0 5,2 5,5 4,1

5,0 5,3 5,7 6,5 3,5 5,7 4,6 3,6 3,3 3,5 3,7 2,7

10,0 11,1 13,3 16,0 7,6 14,4 11,0 8,8 8,0 8,6 9,6 6,7

6,7 7,4 8,9 11,0 5,0 9,6 7,4 5,9 5,3 5,7 6,4 4,5

1,5

12,0

1,5

1,0

2,3

1,6

3,6

2,4

5,7

3,8

1,0 1,0 3,2 1,0 1,5 1,5 1,5 1,0 1,0 1,0 4,0 2,8 2,5 2,5 2,5 2,0 1,8 1,7 1,7 1,5 1,5 1,3 1,2 1,2 1,0 7,5

-

MT: muy tolerante; T: tolerante; S: sensible; (orientativo).

757

Las ecuaciones para calcular el rendimiento relativo esperado de diversos cul­ tivos (Aceves, 1979) son las siguientes:

Cultivos tolerantes

Rendimiento relativo Y=

Intervalo de aplicación CE|oo < CES < CF,0

Cebada Remolacha Algodón Espinaca Betabel Sesbania Pasto «Ryegrass» Pasto «Bermuda» Centeno Silvestre

140,0-5,0 CES 141,2-5,9 CES 142,1-5,3 CES 115,4-7,7 CES 136,4-9,1 CES 113,7-6,8 CES 142,4-7,6 CES 144,3-6,3 CES 114,7-5,9 CES

8,0 < CES < 28,0 7,0
C u ltiv o s se m ito le ra n te s

E c u a c ió n

In te rv a lo d e a p lic ac ió n

Maíz Arroz Trigo Linaza Caña de azúcar Lechuga Col Tomate Brócoli Cebolla Zanahoria Vid Tréboles Trifolium grande Alfalfa Pasto «Orchard»

758

125,0-12,5 CES 136,6-12,2 CES 142,6-7,13 CES 122,0-12,2 CES 110,7-5,9 C E s 115,4-12,8 C E s 117,5-9,7 C E j 124,6-9,9 CES 121,5-7,7 CES 119,7-16,4 CES 114,1-14,1 CES 114,6-9,7 CES 115,3-11,5 CES 141,5-18,9 C E s 114,5-7,2 CES 116,7-6,7 CES

C u ltiv o s sen sib les

E c u a c ió n

Cacahuete Soja Frijol Pimiento morrón Rábano Papa Camote Fresa Durazno Almendro Ciruelo Toronjo Naranjo

188,9-27,8 CES 200,0-20,0 CES 118,9-18,9 CES 121,4-14,3 CES 115,6-14,3 CES 122,0-12,2 CES 116,7-11,2 CEj 133,3-33,3 CES 130,0-20,0 CES 127,3-18,2 CES 127,3-18,2 CES 129,0-16,1 CEs 129,0-16,1 CEs

CEjoo

< CEs < CE0

2,0 < CES < 10,0 3 ,0 < C E S < 11,2 6,0 < CES £ 20,0 1,8 < CES < 10,0 1,8
3,2 < CES < 6,8 5,0 < CES< 10,0 1,0 < CES < 6,3 1,5 < CES <8,5 1,2 < CES < 8,9 1,8 < CES S 10,0 1,5 < CES < 10,5 1,0
ESTUDIO DE CASOS En un Xerochrept gypsico fase salina (S.S.S. 1996) de La Mancha (Ciudad Real, España), cuya salinidad en la zona de enraizamiento de las plantas no supera los 12 dS n r 1 a 25° C a lo largo de todo el período de crecimiento, se pide: 1.

Estimar el rendimiento relativo para el trigo y para la cebada.

2.

Indicar la significación de la ecuación que permite calcular el rendimiento relativo, en el caso en que CES = 4 dS n r 1 y en que CES = 24 dS rrr1.

5.5.

Tolerancia de los cultivos al sodio intercambiable (ESP)

Los efectos del sodio intercambiable pueden ser directos por la interacción del sodio en la fisiología de la planta, que es lo que estudió Pearson (1960) e indirec­ tos. En este segundo caso los efectos derivan de la influencia del sodio intercam­ biable sobre las propiedades físicas del suelo. El medio para el crecimiento de las raíces y para el movimiento del agua se hace más desfavorable. La t o le r a n c ia r e la tiv a de las plantas al ESP hace referencia al:

El efecto combinado de la sodicidad en la zona radicular, resultante de la acción del sodio sobre la fisiología de la planta (efectos tóxicos e interacciones con la nutrición) y de unas condiciones físicas desfavorables.

La tolerancia de las plantas al ESP ha sido menos estudiada que con respecto a la salinidad, no disponiéndose de información acerca de la disminución esperable del rendimiento por unidad de aumento del ESP (Bresler et al., 1982). Las plantas menos exigentes en calcio (arroz y otros cereales) son más tolerantes al ESP que las leguminosas, lo que está ligado al hecho que en los suelos sódicos el calcio puede ser un factor limitante (Ayers y Westcot, 1985; Chhabra, 1996). También son más tolerantes al ESP aquellas plantas que soportan mejor las condiciones de exceso de agua en el suelo. La tolerancia a las condiciones de sodicidad varían con:

La variedad. El estadio de crecimiento. Las condiciones de medio. El nivel de manejo.

759

Hay que destacar que existe cierta falta de concordancia en la inform ación disponible acerca de la tolerancia relativa de los cultivos al ESP. Los datos inicia­ les propuestos por Pearson (1960) suelen encontrarse reproducidos de forma recu­ rrente en la bibliografía (Porta et al., 1980; Bresler et a i, 1982, Chhabra, 1996, entre otros). La inform ación que se incluye seguidam ente procede de Ayers y Westcot (1986) y Chhabra (1996). Establece la t o le r a n c ia r e la t iv a de los cultivos, sin llegar a límites numéricos. No obstante, a título orientativo, se pueden conside­ rar como intervalos: s e n s ib le s son aquellos cultivos que toleran menos de un 15 % de ESP; s e m it o le r a n t e s entre 15 y 40 y t o l e r a n t e s más de 40. Ordenados según tolerancia creciente para condiciones de campo: Cultivos sensibles

Persea americana (aguacate) Fruta dulce Frutos de cáscara Phaseolus vulgarís (alubia, frijol) Gossypium hirsutum en germinación (algodón) Zea mays (maíz) Vigna unguiculata Pisum sativum (guisante) Pisum saccharatum Citrus paradisi (pomelo) Citrus sinensis (naranja) Prunus pérsica (melocotón, durazno) Citrus reticulata (mandarina) Phaseolus aurus Phaseolus mungo Sesamum oriental Lens culinaris (lentejas) Glycine max (soja) Lens esculenta Arachis hypogea (cacahuete) Cajanus cajan (caján) Cicer arietinum (garbanzo) Vigna sinensis Cultivos sem itolerantes

Penisetum typhoides (mijo perla) Daucus carota (zanahoria) Trifolium repens (trébol) Paspalum dilatatum (grama de agua, pasto miel) Festuca arundinacea (festuca alta) Lactuca sativa (lechuga) Saccharum officinarum (caña de azúcar) Trifolium alexandrinum (trébol alejandrino) Melilotus parviflorus (trébol de olor) 760

Brassica júncea Avena sativa (avena) Allium sativum (ajo) Allium cepa (cebolla) Linum usitatissimum Carthamus tinctorius (cártamo) Helianthus annuus (girasol) Brassica júncea Brassica rapa Raphanus sativus (rábano) Medicago sativa (alfalfa) (Chhabra, 1996) Oryza sativa (arroz) (Ayers y Westcot, 1986) Trifolium resupinatum (trébol persa) Secale cereale (centeno) Avena sativa (avena) (Chhabra, 1996) Hordeum vulgare (cebada) (Chhabra, 1996) Lolium multiflorum (Ray-grass italiano) Sorghum vulgare (sorgo) Spinacia olerácea (espinaca) Lycopersicon esculentum (tomate, jitomate) Vicia sativa (veza) Triticum vulgare (trigo) Tolerantes

Euchlaena mexicana Medicago sativa (alfalfa) (Ayers y Westcot, 1986) Hordeum vulgare (cebada) (Ayers y Westcot, 1986) Sesbania aculeata Oryza sativa (arroz) (Chhabra, 1996) Beta vulgaris (remolacha de mesa) Beta vulgaris (remolacha azucarera) Cynodon dactylon (Pasto bermuda) Gossypium hirsutum (algodón) Brachiaria mutica (pasto Para, malojillo) Agropyrum cristatum Agropyron elongatum Diplachna fusca Chloris gayana (grama Rhodes) Leptochloa Fusta (Pasto de Karnal) Las diferencias con la información de Pearson (1960) se deben a que este autor realizó sus ensayos en suelos cuya estructura había sido estabilizada con acondicionadores. En el caso del arroz se deben a que los datos de Pearson (reco­ gidos por Ayers y Westcot, 1986) corresponden a arroz en siembra directa, mien­ tras que los de Chhabra (1996) corresponden a arroz con trasplante. 761

6.

Calidad del agua de riego: Criterios de evaluación y predicción

6.1. Calidad agronómica del agua La evaluación de la calidad de un agua para riego se basa inicialm ente en su com posición quím ica. Esta inform ación, que se puede referir com o la calidad quí­ m ica del agua, si bien es de utilidad, resulta incom pleta para asesorar sobre el uso que se debe dar a un agua en relación al riego. En España, las aguas de riego procedentes de los ríos del Pirineo se caracterizan por su bajo contenido en sales en solución, mientras que las del levante y sureste español pueden presentar contenidos salinos elevados. De esta información no se puede concluir que unas sean adecuadas para el riego y las otras no. Los problemas por salinización de los suelos fueron graves en las tierras de los llanos de Urgell (Lleida) tras su puesta en riego y lo son por salinización-sodificación en el sistema de Monegros-Flumen (Huesca). En ambos casos se utilizan aguas procedentes de ríos pirenaicos de «buena calidad», si se atiende sólo a su contenido salino. Dado que los problem as que se pueden presentar en los suelos de regadío no se deben exclusivam ente a la com posición quím ica del agua, se hace necesario intro­ ducir el concepto de c a li d a d a g r o n ó m i c a d e l a g u a (Aceves, 1979), que tiene en cuenta las interacciones agua-suelo. Éstas deben tom arse en consideración para poder realizar predicciones en el uso de las aguas de riego y los aspectos a consi­ derar son:

— Calidad quím ica del agua: Evaluada por su: • Conductividad eléctrica y pH • Contenido de cationes: Ca2+, Mg2+, Na+: SAR • Contenido de aniones: Cl“, S 0 42-, H C 03_, C 0 32• Contenido ocasional de elementos tóxicos y contaminantes. — C aracterísticas físicas y quím icas del suelo a regar: Evaluadas por: • pH, textura, materia orgánica, SAR, ESP. • Velocidad de infiltración. • Conductividad hidráulica. • Morfología del perfil. En la evaluación de la calidad de un agua deben tomarse en consideración los facto­ res que afectan a la salinidad del agua del suelo, tales como la precipitación o disolu­ ción de componentes del suelo, en particular los carbonatos-Ca, Mg y el yeso (Frenkel, 1984). — Cultivo a regar: Tolerancia a la salinidad, al sodio y a elementos tóxicos.

762

— Clima: Precipitación: cantidad y modelo de distribución anual. Evapotranspiración. Vientos dominantes en la zona. — M étodo de riego y manejo del agua: Con aguas de mala calidad química el éxito o fracaso dependerá del método de riego y de un manejo adecuado del agua, en especial del empleo de una fracción de agua para el lavado de sales (LF). — Condiciones de drenaje: Los excedentes de agua de riego, necesarios en muchos casos para asegurar la frac­ ción de lavado (LF) deben tener prevista una salida, para que las sales no se acumu­ len en la zona radicular. Riego y drenaje resultan indisociables en la mayoría de los casos, incluso utilizando aguas de riego de bajo contenido salino. En dem asiados casos se atiende únicamente a las características químicas de las aguas de riego, dejando de lado un enfoque mucho más comprehensivo por la com plejidad que entraña. Esta manera de proceder puede conducir a asesoramientos poco fundamentados.

6.2.

Riesgo de sodicidad

El Laboratorio de Salinidad de R iverside (USA) introdujo el uso del SAR (Richards y cois., 1954) com o un índice práctico para evaluar el riesgo de sodificación. Determ inar el ESP o la relación de sodio intercambiable (ESR) resulta más difícil (Cap. 9): ESR = K'gSAR Na+ S A R ~ \/C a2+ + Mg2+ ESR -

Na X CIC - Na X

ESR = relación de sodio intercambiable. K'G = coeficiente de selectividad de Gapon, modificado. K'G = 0,015 (mmol L-')l/2. SAR = relación de adsorción de sodio determinada a par­ tir de los cationes en solución Na+, Ca2+, Mg2+ en mmol L_l (SAR práctico o SARp).

El empleo del SAR se ha generalizado y su uso sigue siendo de interés prác­ tico. No obstante, hay que tener en cuenta que el análisis teórico en que se basa presenta limitaciones (Sposito, 1977): — La expresión tradicional de KG es errónea. — La ecuación del SAR no tiene en cuenta la formación de pares iónicos, lo que puede afectar la relación entre monovalentes a divalentes en la solución del suelo. 763

Esto lleva a Sposito y Mattigod (1977) a distinguir entre:

«práctico». verdadero, corregido para los complejos de pares iónicos. S A R T = 0,08 + 1,115 S A R p r2 = 0,99 SARp = SA R

SART = SAR

y en general: S A R T > SARp

Oster y Sposito (1980) indican que en el intervalo de 0 a 40 para el ESP, la esti­ mación del ESP a partir del SART no difiere grandemente de la realizada con el SARp. Por ello, el SAR clásico puede seguir utilizándose como un criterio básico para medir el riesgo de sodicidad, si bien en trabajos de investigación deberán tomarse en consideración las nuevas propuestas (Frenkel, 1984). Los autores australianos (Cook y Muller, 1997) indican que la sensibilidad a los niveles de ESP varía con la clase de suelo. Aquéllos en los que predomina la ilita tienden a ser más dispersivos a un ESP dado, que los suelos con otras mineralogías de arcillas. La sensibilidad al ESP es mayor en suelos con un elevado contenido de arcillas (Churchman et ai, 1993).

6.3.

Criterios para interpretar la calidad de un agua para riego

Las g u ía s p a r a in t e r p r e t a r la c a lid a d d e u n a g u a para riego se han planteado como:

— Sistemas guía rígidos: sólo tienen en cuenta las características químicas del agua (calidad química). Fueron diseñados para condiciones de uso medias (USSL, 1954, entre otros). — Sistemas guía flexibles: tienen en cuenta las características químicas del agua, el intervalo de tolerancia de las plantas a regar y los factores específicos de uso (suelo a regar, sistema de riego, manejo del agua, etc.) (Maas y Hoffman, 1977, entre otros). Los criterios de interpretación de la c a lid a d d e l a g u a d e r ie g o propuestos por Ayers y Tanji (1981) utilizan como indicadores el SAR y la CE para evaluar la gra­ vedad del problema: CE dS n r1a 25° C SAR

0-3 3-6 6-12 12-20 >20

764

Sin problema

Ligero a moderado

Grave

> 0 ,9 > 1,3 > 2 ,0 >3,1 > 5 ,6

0,9-0,20 1,3-0,25 2,0-0,35 3,1-0,90 5,6-1,80

< 0,20 <0,25 <0,35 < 0,90 < 1,80

Agrupando los cultivos en sensibles, semi-tolerantes y tolerantes, los estánda­ res de calidad de agua para riego (Ayers y Wescott, 1985) se han establecido aten­ diendo al grado de restricción para el uso agrícola del agua por la disminución en el rendimiento de los cultivos (riesgo de salinización), por los efectos sobre la estructura del suelo (riesgo de sodificación) y por el riesgo de toxicidad. Los crite­ rios de referencia para evaluar las restricciones de uso de un agua (Ayers y Wes­ cott, 1985) se basan en un conjunto de supuestos (capacidad de producción poten­ cial, textura de AFr a Fa y buen drenaje, clim a árido o sem iárido, riego de superficie o por aspersión, LF > 15 % y absorción de agua según el modelo expuesto) y son los siguientes: Restricciones de uso

Riesgo de salinización CEa dS m-' a 25° C Riesgo de sodificación SAK,, 0-3 3-6 6-12 12-20 20-40 Riesgo de toxicidad CI meq L”1 Riego de superficie Riego por aspersión B mg L_l Bicarbonato meq L 1 Riego por aspersión

Ninguna

Ligera a Moderada

Importantes

<0,7

0,7-3,0

> 3,0

CE (dS m-1 a 25° C) >0,7 > 1,2 > 1,9 >2,9 >5,0

0,7-0,2 1,2-0,3 1,9-0,5 2,9-1,3 5,0-2,9

<0,2 <0,3 <0,5 < 1,3 <2,9

<4 <3 <0,7

4-10 >3 0,7-3,0

> 10 > 3,0

< 1,5

1,5-8,5

>8.5

ESTUDIO DE CASOS Los volúmenes de agua aportados en el Valle del Ebro (España) a un cultivo de maíz son del orden de 6.000 a 8.000 m3 ha-1 año-1 y de 8.000 a 10.000 m3 ha-1 año-1 para la alfalfa. Los análisis del agua de riego en un muestreo realizado en julio han dado los siguientes resultados:

canal azarbe

canal azarbe

CE dS m-1 a 25°C

PH

Na+

Ca2+

Mg2+

0,19 0,91

7.7 7.8

0,25 1,35

1,40 5,90

0,27 3,50

ci-

so42-

co3-

HCCV

NO 3-

0,20

0,40 5,20

ip. ip.

1,40 4,32

ip. 0,33

0,89

(meq L~1)

(meq L"1)

-4 765

Se pide: 1.

Verificar la calidad de los análisis.

2.

Relación entre el valor del pH y las concentraciones de carbonatos y bicar­ bonatos.

3.

Relación entre el valor del pH y la concentración de C a2+ y Mg2+.

4.

C alcular el SAR según Richards.

5.

Evaluar la calidad quím ica de este agua. C alcular las sales aportadas por el riego.

6.

Indicar qué inform ación com plem entaria se requiere para poder realizar una evaluación agronóm ica de la calidad del agua.

7.

A qué son atribuibles las diferencias entre el agua dei canal y del azarbe.

Respuestas 1.

Z cationes canal = 1,92 Z aniones = 2,00 Z cationes azarbe = 10,75 Z aniones = 10,74 Adem ás: 10~3 CE(dS r r r 1) = ZE cationes (meq L~1)

2.

Si hubiese C 0 32- en el agua el valor del pH debería ser superior a 9,0. En ausencia de C 0 32- solubles, la concentración de H C 0 3 raram ente excede 10 meq L_1.

3.

En aquellos casos en que pH > 9,0 la concentración de (Ca2+ + M g2+) < 2 meq Lr1. En este caso los datos concuerdan.

4.

SAR canal = 0,27

5.

Agua de riego sin restricciones de uso por riesgo de salinización, sin riesgo por cloruro, ni bicarbonatos, pero sí de sodificación.

6.

C aracterísticas de los suelos a regar, cultivos, clim a, m étodo de riego, con­ diciones de drenaje.

7.

Se produce un lavado de sales.

6.4.

SAR azarbe = 0,60

Efectos de la salinidad y sodicidad sobre las propiedades físicas del suelo

La estructura del suelo puede degradarse al utilizar un agua de riego de baja concentración en electrolitos y por una elevada concentración de sodio en el com plejo de cam bio (Shainberg y Letey, 1984). En general, la concentración total y el tipo de sales por un lado y la cantidad y m ineralogía de las arcillas por otro determ inan la naturaleza de las interacciones entre el agua y la m atriz del suelo. En el capitulo 11 se ha descrito el com portam iento del suelo atendiendo a las características y com posición de la doble capa difusa, a lo que hay que rem itirse 766

para evaluar los efectos de la salinización y sodificación de los suelos. En cual­ quier sistema de suelos de regadío, los usuarios deben manejar el agua de forma que se mantenga una estructura favorable, y con ello, una adecuada conductividad hidráulica. La dispersión de los sistemas coloidales y la consiguiente destrucción de la estructura afectan al movimiento del agua a través del suelo. La disminución del tamaño de poros, como expresa la ley de Poisseuille, hace bajar la conductividad hidráulica proporcionalmente a la cuarta potencia del radio (Cap. 13). En aquellos suelos en que existan arcillas expandibles, las montmorillonitas saturadas de calcio presentan una unión de láminas paralelas en paquetes deno­ m inados tactoides, que pueden considerarse como cuasicristales. La sodifica­ ción conduce en una primera fase a la dispersión de los tactoides, que pueden m igrar y colm atar los poros de los horizontes subyacentes (proceso irreversi­ ble). Esto produce una disminución de la conductividad hidráulica. El aumento del ESP provoca el colapso de los tactoides, con la consiguiente expansión de las partículas de arcilla (proceso reversible) y cambio en la geometría de los poros, con lo que la conductividad hidráulica también se ve afectada negativa­ mente. En el caso de suelos con ilita, la circulación del agua disminuye como conse­ cuencia de la colmatación de los poros que deriva de la translocación de la arcilla sódica. De acuerdo con la teoría de la doble capa difusa (DCD), cuanto menor sea el espesor de la doble capa, menor será el solapamiento entre DCD al aproxi­ marse dos partículas. La repulsión entre partículas será menor al aumentar la carga de los iones de signo contrario y al aum entar la concentración de sales, por ser m enor el solapamiento entre DCD. La repulsión entre dos DCD se deno­ mina presión de hinchamiento, que disminuye a medida que el solapamiento entre DCD va siendo menor. Las arcillas sódicas desarrollan presiones de hin­ chamiento elevadas, por lo que las partículas se hallan dispersas y la estructura degradada (Cap. 11). Al estudiar el comportamiento de los cationes en un sistema de intercambio, se ha puesto de manifiesto que no se distribuyen al azar en el cambiador. Se produce una desmezcla (Shainberg y Letey, 1984). En el caso de una montmorillonita, unas sedes de intercambio son ocupadas principalmente por sodio y otras por calcio. El comportamiento depende del valor del ESP, de forma que en un tactoide-Ca, con ESP de 15 a 20 % el calcio de las superficies externas es substituido por sodio (tactoide disperso), mientras que con un ESP del 50 %, el calcio será substituido en el interior del tactoide (colapso del coloide). Para estudiar las relaciones entre la floculación-dispersión y la permeabilidad se ha introducido el concepto de valor de floculación: 767

Valor de la floculación (VF) o concentración crítica de coagulación (CCC) (Quirk y Schofield, 1955, Van Olphen, 1977, Golberg y Forster, 1990), definido como: Concentración del agua que, al entrar en equilibrio con el suelo, para un ESP dado, provoca una disminución de la permeabilidad de un 10 a un 15%. O bien como: Concentración mínima de electrolito necesaria para flocular un coloide disperso dado en un determinado tiempo (24 h). En aquellos casos en que la concentración del electrolito es menor que la CCC, tendrá lugar la dispersión. Los valores del valor de floculación para distintos tipos de arcillas son: Mineral CCC mmol (+) L_l Arora y Coleman (1979) Montmorillonita-Na 7 a 20 Van Olphen (1977) Montmorillonita-Ca 0,17 Greene y cois. (1978) 0,50 (CaCl2) Golberg y Forster (1990) Caolinita-Na 0 a 5 (Na Cl) Arora y Coleman (1979) Caolinita-Ca estable Rengasamy (1983) Ilita-Na 7 Oster y Sposito (1980) 55 (Na Cl) Ilita-Ca Oster y Sposito (1980) 0,25 Greene y cois. (1978) 1,0 (CaCl2) En el manejo de suelos con riesgo de sodificación habrá que tener en cuenta el valor de la concentración crítica para cada ESP, para no producir una degradación de las propiedades físicas del suelo. Los trabajos de Q uirk y Schofield (1995) muestran este tipo de relaciones:

768

Estos datos han permitido obtener una ecuación empírica:

Este enfoque es aplicable a la mejora de suelos salino-sódicos para evitar la expansión y translocación de los coloides, lavando con aguas de alta concentración salina, con lo que se mantiene una conductividad hidráulica adecuada. El sodio irá siendo progresivamente lavado por el efecto de dilución de valencia.

ESTUDIO DE CASOS Un suelo del antiguo lago de Texcoco (México) hoy desecado, se riega con aguas de distintas calidades expresadas en función del SAR y de la concentra­ ción de sales. (Aceves, 1979). Las curvas que relacionan la conductividad hidráulica con la concentración de sales del agua son las siguientes: Conductividad hidráulica relativa

K/Ko

SAR 0

100 90 85 80 70 60 50 40 30

20 10 2

4

6 8 10

20

Concentración meq L~1

40 50 60 80 100 200 250

Se pide: 1.

Interpretar la curva SAR = 0

2.

D eterm inar el valor de la concentración crítica de cada caso.

3.

Discutir la validez del SAR «práctico» en este caso.

Respuestas 1.

Se trata de una muestra saturada con Ca2+

2.

SAR (15) = 5,5; SAR (25) = 12,0; SAR (50) = 20,0; SAR (100) = 86 meq L~1

3.

Por debajo de ESP = 40 sería aplicable con desviaciones aceptables.

769

ESTUDIO DE CASOS Una de las clasifica cio ne s inicia ­ les del agua de riego (R ichards y cois., 1954) e sta b le ce una serie de clases de salinidad y de so dici­ d a d en b a s e al s ig u ie n te d ia ­ gram a basado en el SAR y la C E ar del agua.

O <

C = clase de salinidad (em peora de 1 en adelante) S = clase de sodicidad (em peora de 1

o Q>

en adelante)

0,25

0,75

2,25 CE dS

Bajo Medio Alto Muy Alto I------------ 1---------------1---------------1-------------Peligro de salinización

Discutir una clasificación de este tipo para llevar a cabo en base a ella reco­ m endaciones acerca del riesgo de sodificación al utilizar aguas de valores cre­ cientes de C Ear.

Respuesta Según este diagram a, para un m ism o valor de SAR, al a u m en ta r la con cen tra ción de sales un agua pasa a se r consid erad a de m ayo r riesgo de sodificación, lo que no se corresponde con los resultados de los estu dio s m ás actuales, Este tipo de clasificación no tiene valide z hoy en día.

ESTUDIO DE CASOS Discutir si debe incluirse o no dentro de la consideración de suelo salino un terreno cultivado de viñedo en Valdepeñas (C. Real) cuyo perfil sea Ap Bk Ck, sabiendo que da efervescencia al HCI (11 %) todo el perfil; y otro de la llanura aluvial del río Gigüela (C. Real) cuyo perfil sea Ap By Cy y cuyas conductividades eléctricas (CES) medidas en extracto de pasta saturada en muestras tom adas en septiembre sean respectivamente de 14,11 y 8 dS r r r 1 a 25° C y que se cultiva de cebada.

Respuesta Viñedo: Se trata de un suelo calizo, posiblem ente con un endopedión cálcico. La calcita es un com ponente insoluble en agua pura. No pertenece a la categoría de los suelos salinos.

770

Cebada: Es un suelo con yeso, posiblemente con un endopedión gypsico: Xerochrept gypsico (SSS, 1996). La presencia de yeso por si solo no justifica la consideración de suelo salino, ya que este com ponente presenta una baja solubilidad al agua (2,6 g L_1 a 20° C). Los valores relativam ente altos de la C ES perm iten afirm ar que el suelo contiene sales más solubles que el yeso. La presencia de estas sales es la que hace que se trate de un suelo salino: Xerochrept gypsico fase salina. Las plantas sufrirán estrés por salinidad.

7. 7.1.

Medida de la salinidad Medidas de laboratorio

La salinidad de un extracto de suelo o de un agua se mide a partir de la con­ ductividad eléctrica CE^o c = CEt • f(t). Esta metodología requiere muéstreos intensivos en campo y análisis de labora­ torio. Consume tiempo y su coste es elevado, lo que limita los datos disponibles y la representatividad de las muestras es baja (Triantafilis et al., 2002).

7.2.

Medidas de campo

Las medidas en campo tienen la ventaja de ser rápidas y no destructivas, por lo que permiten estudiar con facilidad la variabilidad temporal de la salinidad en un mismo punto. Los principales sistemas desarrollados son (Aragüés, 1985; Rhoades, 1992; Triantafilis et al., 2002):

— Sonda de succión: extracción de agua del suelo por medio de una cápsula porosa y aplicación de vacío. — Sensor de salinidad: utiliza dos electrodos. — Sensor de cuatro electrodos: medida de la resistencia eléctrica de un volumen de suelo por paso de una corriente eléctrica. — Sensor electrom agnético: se genera una onda electromagnética primaria por medio de una bobina transmisora (Lesch et al., 1992). — Sensor reflectométrico de dominio de tiempo: permite la medida simultánea del contenido de agua del suelo y del contenido de salinidad. Se basa en la medida de la constante dieléctrica del suelo.

8.

Bibliografía

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8.2.

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775

__________________ 25 Degradación de la fertilidad física del suelo

1.

Aspectos físicos de la fertilidad del suelo

El crecimiento de las plantas se suele relacionar más directamente con la dis­ ponibilidad de nutrientes que con las condiciones físicas del suelo (fertilidad física), lo que ha llevado a que los aspectos químicos de la fertilidad del suelo hayan sido mucho más am pliamente estudiados. La forma de aportar tales elemen­ tos al suelo es objeto de controversia entre aquellos que apoyan una agricultura basada en el uso de agroquímicos y los partidarios de las denominadas agriculturas alternativas: agricultura biodinámica de Steiner, agricultura orgánica, agricultura biológica, entre otras (Cap. 8 ). Lo que no parece cuestionarse son los fundamentos químicos de la fertilidad del suelo. Existe abundante bibliografía sobre los elementos químicos en el suelo, su papel y com­ portamiento en la nutrición vegetal y la fertilidad química del suelo. Por ello, y por ser un tema más propio de obras de Fitotecnia General (Villalobos et al., 2002) y de Fertilidad de Suelos (Cadahia, 1998) se remite a ellas al lector, y el estudio de la fertilidad química no se incluye en la presente obra. La fertilidad física, por el contrario, es un tema muy poco abordado en libros de carácter general, a pesar de que a partir de la década iniciada en 1970 se han producido grandes avances en el estudio de la respuesta del sistem a radicular frente al suelo como medio físico, y en el estudio del comportamiento del suelo por efecto de la agromecánica. Existe una razón que justifica en parte este distinto tratam iento, la dificultad que sigue existiendo tanto para evaluar la fertilidad física, como para establecer las posibilidades de las medidas correctoras que, en muchos casos, resultan mucho menos evidentes. Se está muy lejos de poder proponer soluciones con carácter general para superar los condicionantes físicos. En el caso de los quím icos, Cooke afirmaba ya en 1970, que los fertilizantes permiten elim inar la limitación natural que para la producción de los cultivos representa un inadecuado suministro de nutrientes a partir del suelo. No existe una m edida sem ejante cuando la limitación es de carác­ ter físico. Cada caso es un problem a a estudiar, para poder llegar a establecer las interrelaciones entre las condiciones físicas, las de manejo y el crecimiento de las plantas. 777

Expresiones genéricas tales com o que «el suelo deba ser franco, tenga una densidad aparente intermedia, buena agregación, buena velocidad de infiltración y no tenga drenaje im pedido» son objeto de un tratam iento irónico por parte de Letey (1985), cuando discute qué puede entenderse por un suelo con buenas con­ diciones físicas y buena producción. Las generalidades no suelen ser muy útiles cuando hay que asesorar acerca de cómo actuar en un caso concreto. El objetivo básico de la fertilidad y del manejo del suelo es el crecimiento de las plantas. En suelos agrícolas lo es también la obtención de elevadas producciones de forma sostenible/sustentable, es decir, durable a lo largo de los años, sin que se pro­ voque la degradación del recurso suelo. Al estudiar la fertilidad física se quiere desta­ car su importancia y los riesgos de su degradación, no obstante, no hay que olvidar que la respuesta de las plantas es al conjunto de aspectos físicos y químicos del medio edáfico y de medio exterior. El presente capítulo desarrolla aspectos que se han ido tratando en diversos capítulos dedicados a las propiedades físicas del suelo y la respuesta de las plantas, así como a los procesos que pueden conducir a su degradación. Como textos de clásicos sobre el tema cabe citar Russell (1977) sobre sistema radicular; Arkin y Taylor (1981) sobre el medio edáfico y el comportamiento radicular; Gupta et al. (1989) sobre los efectos de la compac tación; Koolcn y Kuipers (1983) plantean un tratamiento desde la perspectiva de la mecá­ nica de suelos, al igual que Larson et al. (1989). Al hablar de degradación de la fertilidad física del suelo se está haciendo referencia a las acciones antrópicas directas o indirectas, que pueden provocar un deterioro de las propiedades físicas que afectan directamente al crecimiento de las plantas: agua disponible (Cap. 12), suministro de oxígeno (Cap. 14), temperatura (Cap. 15), y resistencia mecánica o im pedancia (Cap. 11). Estos factores de control directo se ven afectados por otros cuya acción es indirecta sobre el crecim iento de la planta: densidad aparente (Cap. 11), textura (Cap. 6 ), estructura y estabilidad de los agregados (Cap. 11), porosidad, distribución de tamaño de huecos e intercone­ xiones entre ellos (Cap. 4 y 11), tal com o se indica en este esquema:

778

No habrá que olvidar en ningún momento, que las raíces pueden estar someti­ das, además, a condicionantes de tipo químico (falta o desequilibrio de nutrientes y toxicidades) y biológicos (enfermedades y ataques de insectos).

2.

Agromecánica: Importancia e impactos

El desarrollo de la agromecánica tuvo lugar en España a partir de 1950, generalizán­ dose su uso en la década siguiente. La imagen del laboreo con tracción animal ha desapare­ cido desde los años 60 en los países desarrollados. Aquellos países en vías de desarrollo, que se ven obligados a mantener esta tecnología e incluso el laboreo manual, lo hacen por­ que sus sistemas agrícolas (agriculturas itinerantes, agriculturas en laderas, agriculturas de subsistencia, u otros) no les permiten pagar el coste de la maquinaria o bien ésta no resulta fácilmente utilizable por la orografía o el tamaño de parcelas. El laboreo tradicional tiene dos funciones: — Proporcionar un medio adecuado para la germinación y el crecimiento de las plantas. — Luchar contra las malas hierbas, hasta la introducción de los herbicidas.

En los países desarrollados no parece planteable prescindir de la mecaniza­ ción, si bien se aprecia una tendencia a dism inuir su uso. No obstante, los siste­ mas de producción se basan en el uso de tractores y m aquinaria de peso y poten­ cia crecientes y en un aum ento de la frecuencia de pases sobre el suelo, lo que puede provocar su compactación. El desarrollo de técnicas de cultivo mínimo, la siem bra directa y el uso de herbicidas son las opciones alternativas planteadas para evitarlo. Se reconoce que el laboreo y la circulación de maquinaria compactan, pudiendo llegar a producir un aumento significativo de la densidad aparente y una dismi­ nución progresiva de la calidad del suelo. El incremento del peso de la maquinaria agrícola ha conllevado un mayor riesgo de compactación, en especial si se utiliza en condiciones de suelo húmedo, es decir sin el tempero adecuado. Por todo ello, se hace necesario que quienes usen maquinaria, quienes asesoren sobre su uso, quienes la diseñen y quienes la fabriquen conozcan sus efectos sobre el suelo, según cuales sean las características físicas de éste y, cada cual en su caso, tienda a hacer dismi­ nuir los impactos que puedan provocar la degradación física del suelo. El conocimiento e interpretación de las propiedades físicas del suelo y su comporta­ miento mecánico han llevado a mejorar el diseño de aperos y máquinas. Los modelos del comportamiento del suelo frente a fuerzas extemas deben llevar a determinar estrategias de uso, tipo de máquinas y momento de empleo. Los efectos compactantes de muchas prácticas agrícolas suelen ser acumulati­ vos. No obstante, el suelo presenta una capacidad amortiguadora frente a las car­ gas estáticas, que hace que éstas se atenúen en profundidad. 779

La atenuación frente a cargas estáticas es mayor en suelos con estructura en bloques que en aquellos de estructura prismática o los de estructura maciza (Burger et al., 1987). Una máquina cuyas cargas en eje no excedan de 5 Mg, generalmente no provocará compac­ tación más allá de los primeros 30 cm (Voorhees, 1989), pero éste es precisamente el espe­ sor en el que se desarrollan, p. ej., los sistemas radiculares de plantas como el maíz o la soja. Hay que destacar que a veces la compactación puede tener efectos beneficiosos, dependiendo de la estructura y la textura del suelo.

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate para discutir el hecho que en algunos países en vías de desarro­ llo la población activa dedicada a la agricultura alcance porcentajes muy eleva­ dos (más de un 80% en Sudán en 1992, por ejemplo), con una agricultura de subsistencia. Hasta qué punto un técnico puede recomendar la introducción del uso de herbici­ das en sistemas agrícolas de estas características. ¿Qué implicaciones socio­ económicas puede conllevar un cambio basado en la sustitución del laboreo por herbicidas?

Bases para la discusión El empleo de herbicidas supone aum entar los costes de producción, lo que generalmente es implanteable en una agricultura de subsistencia. Por otro lado, en algunos de estos países la eliminación de malas hierbas se hace manualmente. Esto da trabajo y un cierto medio de subsistencia a un gran número de personas que, de otro modo, no tendrían ingresos. El paso a una agricultura más tecnificada y más productiva resulta estructural­ mente difícil, en muchos casos, por lo que las propuestas de desarrollo deben plantearse desde la perspectiva de que los beneficiarios deben ser la población local.

3.

Sistema radicular y medio edáfico

Las consultas que un técnico recibe, y que pueden estar relacionadas con el sis­ tema radicular, se deben a la existencia de problem as que no han podido ser resuel­ tos, ni añadiendo más abonos, ni son explicables por salinidad, ni por problem as fitosanitarios. A veces, se trata de diagnosticar por qué se ha m uerto una plantación a los pocos años o por qué tiene un crecim iento muy lento o irregular. Interesa dis­ poner de criterios para poder realizar un diagnóstico lo m ás acertado posible. En trabajos de investigación de diferentes ámbitos, desde la Fitotecnia a la Mejora de plantas, pasando por la Patología, puede interesar estudiar el desarrollo alcanzado por el sistema radicular, su distribución, su estado o las interacciones con el medio edáfico. Este tipo de estudios son laboriosos y requieren una metodología especializada, que ha progre­ 780

sado considerablemente en los años 80 (Taylor, 1988). Ambos aspectos, el diagnóstico agronómico y la metodología para el estudio de la rizosfera, merecen ser estudiados con cierto detalle.

3.1.

Diagnóstico de problemas en el crecimiento radicular

En aquellas regiones cuyos suelos hayan sido cartografiados a nivel detallado (Cap. 21), la consulta del mapa a escalas 1:10.000 a 1:25.000 puede resultar sufi­ ciente para realizar un primer diagnóstico, cuando el condicionante físico se debe a procesos edafogénicos. Habrá que tener en cuenta: — — — —

Factores de control. Interrelaciones entre factores. Respuesta de la especie vegetal en relación con las propiedades físicas. Para una especie, las respuestas según la edad o fase de desarrollo.

Si la información y el diagnóstico pueden obtenerse a partir de un mapa de suelos, esto supondrá un evidente ahorro de tiempo y dinero, lo que refuerza el interés de poder disponer de mapas detallados de suelos. El diagnóstico de proble­ mas para el crecimiento de las plantas por condicionantes físicos, basado en la uti­ lización de mapas de suelos, toma en consideración los siguientes criterios de diagnóstico (SSS, 1998) deducibles a partir de la leyenda del mapa y la descrip­ ción de las unidades cartográficas: Criterio de diagnóstico

Contacto lítico a menos de 50 cm. Se expresa a nivel de Subgrupo: Lithic Haplargids. Lithic Xerorthents p. e.

Interpretación y diagnóstico El espesor explorable es insuficiente por lo que habrá problemas de anclaje para los árboles.

Régimen de humedad ácuico, expresado a nivel de Suborden: Aquepts, Aqualfs, Aquolls p. e.

Falta de oxígeno. Procesos de reducción. Asfixia radicular.

Saturado con agua y por debajo de 25 cm con colores azules, que cambian al exponer una mues­ tra al aire.

Asfixia radicular (Cap. 14).

Saturado con agua algún período del año y

Falta de oxígeno. Procesos de reducción. Asfixia radicular.

dentro de los 50 cm superiores, con colores: con moteado chroma < 2 sin moteado chroma < 1 a nivel de Suborden: Aquent.

Saturación con agua dentro de los primeros 150 cm en alguna época del año, se indica a nivel de Subgrupo: Aquic Xerofluvents p. e.

Endopedión petrocálcico con límite superior a menos de 100 cm (Paleargids) o a menos de 150 cm (Palexeralfs), se expresa a nivel de Gran Grupo (SSS, 1998).

Problemas de hidromorfismo en profundidad. Suelo más favorable que aquellos en los que este carácter determina el Suborden. Fuertemente cementado por carbonato cálcico. Limitación para el paso de la mayor parte de las raíces, tanto más importante cuanto más superfi­ cial esté.

781

Interpretación y diagnóstico

Criterio de diagnóstico

E n d o p e d ió n g y p sic o con lím ite su p e rio r a menos de 100 cm, se indica a nivel de Suborden (Gypsid) o de Subgrupo (Gypsic Xerochrepts, 1992).

Cuando el yeso predom ina y está seco resulta impenetrable para las raíces, que sólo consiguen atravesarlo a favor de las grietas. Su capacidad para almacenar agua y nutrientes es baja.

Endopedión petrogypsico con límite superior a menos de 100 cm, se indica a nivel de Subgrupo: Petrogypsic Gypsiorthids (SSS, 1992)

Fuertemente cementado por yeso. Limitación para el paso de las raíces. En zonas de fuerte aridez.

Cam bio textura! abrupto , se expresa a nivel de Gran Grupo: Albaqualfs.

Paso de un horizonte superior de textura gruesa a uno subyacente arcilloso en una distancia verti­ cal de 7,5 cm o menos. El endopedión argílico tiene una conductividad hidráulica lenta (menor de 10 cm/día) o muy lenta. Dificulta el paso de las raíces que aprovechan los espacios entre agregados.

E ndopedión nátrico se indica a nivel de Gran Grupo: Natragirds, Natraqualfs (SSS, 1998).

D egradación de la estru ctu ra, conductividad hidráulica lenta. A veces con mal drenaje. Desfa­ vorable para el crecimiento de las raíces.

C ontenido de arcillas expandibles superior al 30% al menos en los 50 cm superiores, se expresa a nivel de Orden Vertisoles

En alguna época del año, apertura de grietas pro­ fundas y anchas. Problemas por rotura de las raí­ ces de los árboles. Pérdidas de agua por evapora­ ción a través de las grietas. Movimientos internos del suelo causando roturas en canales, conduc­ ciones, etc.

D uripán con límite superior a menos de 100 cm, se indica a nivel de Gran Grupo: D urixeralfs, Durargids.

Horizonte cem entado por sílice. D ificultad de penetración por las raíces.

Cuando no se disponga de este tipo de inform ación o la causa de la degrada­ ción del suelo sea de origen antrópico, habrá que realizar una prospección especí­ fica, yendo al cam po y estudiando un cierto núm ero de calicatas (Cap. 3), lo que alarga la respuesta y encarece la consulta. La descripción del sistem a radicular (Cap. 3) proporciona una inform ación cualitativa sobre las condiciones del crecim iento y perm ite organizar los m ués­ treos para estudios cuantitativos. Algunas m orfologías de las raíces perm iten inter­ pretar las causas de un deficiente desarrollo radicular: Causa

Efecto

Diagnóstico

Sellado y encostramiento superficial.

Emergencia disminuida o impedida.

Capa de unos 5 mm de estructura laminar (Cap. 11). Dicotiledóneas: hipocótilos con un d iá m e tro s u p e rio r a dos veces el normal, pero sin man­ chas necróticas. M onocotiledóneas: coleóptilo torcido y distorsionado que no suele llegar a penetrar la costra, aparece clorótico.

782

Causa

Kfecto

Diagnóstico

Mala fructificación en especies que lo hacen dentro del suelo, como el cacahuete (Arachis hypogea, L.) y trébol subterráneo (Tri­ folium sublerraneum, L.)

Costra superficial (Cap. 11).

Disminución del volumen explorable por las raíces, menor pro­ fundidad efectiva, permeabilidad impedida.

Capa difícil de penetrar con el cuchillo. Crecimiento de las raí­ ces impedido en profundidad, las raíces al llegar a la capa com­ pactada cambian bruscamente de dirección, de vertical a hori­ zontal. Algunas llegan a atrave­ sar la capa a favor de una grieta.

Volumen de suelo efectivo dismi­ nuido.

Horizonte difícil de penetrar con el cuchillo cuando está seco. Las raíces presentan estrangulamiento y disminuciones abrup­ tas de tamaño.

Endurecimiento de los agrega­ dos al secarse

Los agregados no son efectivos para el suministro de agua y nu­ trientes.

Las raíces sólo penetran apro­ vechando los huecos interagregados, a los que llegan a tapizar sin penetrarlos. Por ejem plo, endopedión argílico con estruc­ tura prismática. Pueden obser­ varse fieltros de raíces en las caras de los prismas, a veces muertas.

Endurecimiento del horizonte

El horizonte no es efectivo para el suministro de agua y nutrien­ tes. Las raíces sólo aprovechan grietas o espacios interagregados.

Horizonte difícil de penetrar con el cuchillo cuando está seco. Las raíces sólo penetran aprove­ chando las grietas en un hori­ zonte de estructura continua. Su desarrollo es vertical sin apenas ramificarse. Por ejemplo, hori­ zonte hipergypsico.

Contacto lírico

Escaso volumen explorado, falta de anclaje. Riesgo de vuelco de árboles por acción del viento.

Cambio de dirección de las raíces.

Suela de labor

7ZZZZZZZZZZ Endurecimiento del horizonte al secarse

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783

Causa

Contacto paralítico

Efecto

Diagnóstico

Disminuye el volumen explorable por las raíces. Condiciona el flujo descendente del agua.

Capa de gravas o aparición de u n a c a lc ilu tita (m a rg a ), p o r ejemplo.

Las raíces al llegar al horizonte reducido no penetran en él: anoxia radicular.

Raíces muertas y mal descom­ puestas a partir de una cierta profundidad. Cambio en la orientación de las raíces de vertical a horizontal.

Capa freática poco profunda

3.2.

Metodología para el estudio de la rizosfera

La distribución de raíces en el suelo puede estudiarse con: — Técnicas destructivas: Muéstreos. — Técnicas no destructivas: Laboratorios de raíces o rizotrones. Minirrizotrones con cámaras TV y vídeo. Rizómetros triaxiales. Las técnicas destructivas consisten en muestrear un determinado volumen de suelo y estudiar en él la disposición de las raíces, ya sea en determinadas secciones del volumen, ya eliminando las partículas de suelo por lavado a presión y recuperando el sistema radicular (Rusell, 1977). Son métodos muy laboriosos si bien permiten estudios detallados y cuantiftcar las raíces por pesada. Los métodos no destructivos iniciales fueron los «laboratorios de raíces» o rizotrones, que fueron utilizados en el antiguo y prestigioso Centro de Fruticultura de East Mailing (UK) para realizar observaciones en sistemas radiculares de árboles frutales (Rogers, 1969), así como en Estados Unidos con cultivos herbáceos (Taylor et a i, 1970). Estos anti­ guos rizotrones consistían en pasadizos subterráneos con paredes laterales transparentes, a través de las cuales se podían estudiar las raíces. La validez de los resultados cuantitativos dependía de la representatividad del crecimiento radicular observado. No obstante, el prin­ cipal inconveniente consistía en las dimensiones de la instalación y en la inversión que requería. A partir de 1980, la tecnología de los rizotrones se mejoró considerablemente con el empleo de tubos de acceso transparentes, permanentemente instalados en el suelo, mini784

rrizotrones, en los que se pueden realizar las observaciones con cámaras de televisión miniatura y grabación en vídeo. Esta metodología (Taylor, 1987) permite llevar a cabo observaciones «in situ», a lo largo del tiempo, a distintas profundidades y con múltiples repeticiones, con lo que se logra una buena representatividad de las observaciones y se tiene la posibilidad de dar un tratamiento estadístico a los datos (Glenn et al., 1987). El vídeo, no sólo proporciona información sobre la profundidad de enraizamiento y densi­ dad en condiciones de campo, sino que permite comparar situaciones a lo largo del tiempo, cambios de orientación, características morfológicas, etc. (McMichael y Taylor, 1987). El estudio de la respuesta de las raíces a la resistencia mecánica o impedancia por com­ pactación se ha llevado a cabo en condiciones de laboratorio. Pfeffcr (1893) fue el primero en describir detalladamente la fuerza que pueden ejercer los tejidos de las plantas, para ello encajaba raíces en crecimiento en un bloque de yeso. Posteriormente se han desarrollado rizómetros triaxiales (Hettiaratchi, 1990), que per­ miten medir el grado de confinamiento mecánico a que está sometida una raíz en un ensayo y determinar cómo afecta al alargamiento y al diámetro de la raíz.

3.3.

Condiciones físicas y crecimiento de la planta

Las relaciones entre las condiciones físicas del suelo y el crecimiento de la planta son extraordinariamente complejas y, por el momento, no resulta posible dar una respuesta sencilla sobre cuál es el valor óptimo de cada parámetro físico, que permite obtener la producción óptima para un cultivo dado (Letey, 1985). La principal dificultad estriba en que tales parám etros presentan una variabilidad espacio-temporal grande, dentro de un mismo suelo. El crecimiento de la raíz tiene un interés directo cuando es el objetivo del cul­ tivo, como en el caso de la remolacha. En el resto de situaciones suele tener escasa importancia la forma que adopte el sistema radicular, siempre y cuando ello no afecte el crecimiento de la planta y la tasa de desarrollo sea la máxima que permi­ tan los factores ambientales aéreos y la potencialidad genética del cultivar de que se trate. Dado que hay condiciones del medio edáfico que afectan al funcionamiento de la planta, interesa conocer cuál es en estos casos la respuesta de la raíz. Una carac­ terística muy importante de los sistemas radiculares es su capacidad para un creci­ miento compensatorio. Esto hace que el mayor crecimiento de una parte del sis­ tema radicular, situado en una parte del suelo que sea más favorable, puede llegar a com pensar un crecimiento global reducido (Russell, 1977). De este modo, el creci­ miento de la parte aérea puede no verse afectado. El abonado en bandas, el riego localizado, la salinidad y otros factores influyen en el modelo de distribución del sistema radicular. El escaso volumen explorado por un sistema radicular puede afectar la producción, pero ello puede obviarse si se conoce tal circunstancia, y se adecúa el manejo de los demás factores. El cultivo en maceta o el enarenado se basan en esto. 785

ESTUDIO DE CASOS 1.

En un suelo con un defecto textural importante, como un Xeropsamment típico, cuál o cuáles serán los factores físicos que afectarán de forma directa al crecimiento de las raíces. Cómo deberá manejarse este suelo para que no se vea afectada la producción. Discutir para condiciones de secano (pluvial) y de regadío.

2.

Discutir el comportamiento de un horizonte gypsico cuyo contenido en yeso es del 70 % frente a las raíces.

Bases para la discusión 1.

Se trata de un suelo arenoso. Su CRAD es baja, por lo que en secano será un suelo con escasas posibilidades de suministrar agua a las plantas. En regadío, con fertirrigación, las raíces pueden llegar a desarrollarse con faci­ lidad en este suelo y explorar el volumen mojado. Los aportes de agua deberán ser frecuentes y con dotaciones no muy altas.

2.

Capacidad de intercambio catiónico/Disponibilidad de nutrientes. Almacenamiento de agua/Compacidad en seco.

Una de las causas por las cuales una raíz puede detener su crecim iento es por una inadecuada geom etría del espacio poroso existente en un horizonte dado. Cuando una raíz al crecer se encuentra con poros de tam año m enor al diámetro de la raíz, cabría pensar que ésta podría adaptarse, expandiendo el poro o bien dism i­ nuyendo de tamaño la propia raíz. Se ha com probado que las raíces no son capaces de penetrar en un poro rígido y que, no sólo no disminuyen su tamaño, sino que lo aumentan al verse restringida su elongación por presión externa (Wiersum, 1960, Russell y Goss, 1974). El uso del rizómetro triaxial ha permitido confirmarlo (Hettiaratchi, 1990). La raíz, al no poder crecer en su zona de elongación, altera su dirección normal de crecimiento, que pasa de axial a radial, lo que disminuye el estrés en la zona apical. Las raíces pueden llegar a ejercer presiones longitudinales entre 500 y 1.300 kPa (Pfeffer, 1893, Taylor y Ratliff, 1969). No obstante, para entender cóm o afecta la com pactación a la exploración del suelo por las raíces, presenta m ayor interés llegar a conocer cuál es la presión m ínim a que es capaz de hacer dism i­ nuir de forma notoria la elongación de una raíz. Este valor ha sido determ inado experim entalm ente, verificándose que se produce una dism inución considerable de la elongación con presiones de confinam iento de 50 kPa y una detención casi total a 70 kPa (Russell y Goss, 1974, Hettiaratchi, 1990). Con raíces de cebada, los efectos de la presión aplicada sobre el crecim iento axial de las raíces durante 6 días fueron muy evidentes (Rusell y Goss, 1974): 786

El trabajo realizado por la raíz x depende de la resistencia del suelo (0 y de la elonga­ ción (d). Asociando la forma de una raíz a un cilindro de radio (r) se puede escribir: t

= f •d f

P-

= presión del suelo

ti r2

V=

ti

f = resistencia del suelo r = radio de la raíz d = elongación x = trabajo realizado

r2 d = volumen del suelo desplazado

T = P •V La raíz debe realizar un trabajo que depende de la presión que debe vencer (P) y del volumen de suelo a desplazar (V). En suelos bien estructurados con huecos de gran tamaño, V tiende a anularse, por lo que la elongación de la raíz se produce sin dificultades. Por el contrario, a medida que aumenta la proporción de poros de menor tamaño, como por ejem­ plo en suelos de estructura maciza, el trabajo a desarrollar va siendo mayor. Ahora bien, cabe insistir en que una restricción de la elongación de la raíz del tipo descrito no tiene por qué traducirse en una disminución de la producción, al intervenir otros factores, entre ellos, el manejo del suministro del agua y de los nutrientes. Si una planta debe desarrollar mayor trabajo para avanzar en el suelo, requerirá más energía (Kirkham, 1973), que debe ser aportada en forma de radiación solar y elementos nutritivos, requiriendo aportes más frecuentes de agua al estar explorando menor volumen de suelo. Estas interrelaciones no han sido cuantificadas, por lo que, frente a la degradación de las condiciones físicas del suelo, resulta difícil plantear estrategias de manejo que, en cualquier caso, no podrían tener un carácter general. 787

Los efectos de condiciones anaerobias y de encharcamiento han sido estudiados en el capítulo 14. En este tipo de medios hay una restricción en el suministro de oxígeno a las raí­ ces, y una producción de sustancias tóxicas por parte de los microorganismos anaerobios.

4.

Compactación del suelo La compactación dará lugar a (Glinski y Lipiec, 1990):

— Un incremento de la densidad aparente del suelo. — Un em paquetamiento de partículas más denso. — Una disminución de la porosidad, especialmente en lo referente a macroporos. Desde un punto de vista agrícola, la compactación tiende a dism inuir las canti­ dades de agua y nutrientes disponibles para las raíces (Bowen, 1981, Pagliai y Jones, 2002). El paso de maquinaria pesada puede com pactar el suelo, al igual que el pastoreo, esencialmente si tienen lugar cuando el suelo está húmedo. Los valo­ res elevados de la densidad aparente que caracterizan los horizontes compactos sugieren un gran impedimento para el crecimiento de las raíces.

4.1. Proceso de compactación La compactación en sentido dinámico es un proceso mediante el cual se pro­ duce una compresión de un suelo no saturado, durante la cual disminuye la frac­ ción de volumen de huecos y, consiguientemente, aumenta la densidad aparente. En un sentido estático, es una de las principales características del suelo. Los procesos de compactación debidos a la acción de fuerzas externas están ligados a acciones antrópicas, sin embargo puede haber compactación por procesos edafogénicos, tales como la iluviación de arcilla, que irán colmatando los poros o bien procesos de expan­ sión-retracción en suelos ricos en arcillas esmectíticas. Se estudiará la compactación en relación a la agromecánica, lo que no significa que las raíces no puedan tener dificultades en su elongación debido a otras causas. El grado de compactación que se alcance en cada caso dependerá de la carga (estática o dinámica), de la composición y fábrica del suelo y del grado de saturación por agua. Los procesos de compactación tienen diferente significación en Mecánica de Suelos y en Agronomía. En el primer caso se requiere que el «suelo» tenga una elevada capacidad por­ tante y una baja compresibilidad, lo que se consigue con una compactación sistemática. Para el crecimiento de las plantas, por el contrario, interesa evitar la compactación e incluso favo­ recer la fragmentación por medio del laboreo. En uno y otro caso se utiliza el término «suelo», si bien se está haciendo referencia a dos materiales diferentes y los objetivos son opuestos. El enfoque que sigue es el que corresponde al tratamiento de un suelo como base para el crecimiento de las plantas, no obstante, el desarrollo teórico de la acción de la maqui­ naria sobre un suelo se basa necesariamente en los planteamientos de la Mecánica de Suelos. Las diferencias entre un suelo desde un punto de vista de Mecánica de suelos y un suelo desde la perspectiva edafológica hacen que las teorías desarrolladas para el primer caso no 788

sean directamente aplicables al segundo (Drescher, 1987), así, las principales característi­ cas consideradas en uno y otro son: Edafología Suelos con materia orgánica. Sistemas complejos parcialmente saturados de agua.

Mecánica de Suelos Suelos minerales.

Cargas estáticas y dinámicas (maquinaria en movimiento, traftcabilidad).

Cargas estáticas.

4.2.

Sistemas de dos fases (sólida-líquida).

Descripción y medida del estado de compactación

El estado de compactación de los horizontes en el momento de una prospec­ ción de suelos se describe sistemáticamente, utilizando criterios que permiten una evaluación cualitativa (Cap. 3). Al afectar a la estructura, la compactación puede describirse de forma indirecta a través de la densidad aparente, del ratio de huecos, de la porosidad y de la estabilidad de los agregados (Cap. 11). Por su simplicidad de medida, la densidad aparente es probablemente la medida más comunmente uti­ lizada para evaluar la compactación (Harte, 1993). Se han propuesto como valores críticos de la densidad aparente atendiendo a la textura de un horizonte (Bowen, 1981) los siguientes: Textura

Densidad aparente crítica Mg m-3

Franco arcillosa Franco limosa Franco arenosa fina Arenosa franca fina

1,55 1,65 1,80 1,85

La porosidad total es un mal indicador del estado de compactación, ya que la infil­ tración, la penetración de las raíces y la aireación dependen más de la distribución del tamaño de poros, su continuidad y tortuosidad que del volumen total (Harte, 1993). La compactación produce un cambio en la geom etría de huecos, por lo que otra forma de abordar el estudio del estado de compacidad en un momento dado consiste en utilizar aquellas condiciones que pueden verse afectadas: curva carac­ terística de humedad, velocidad de infiltración, conductividad hidráulica, difusividad suelo-agua, permeabilidad al aire y difusión de gases (Caps. 12,13 y 14). Las medidas de resistencia de un suelo pueden realizarse en laboratorio y en campo, siendo más recomendables estas últimas. Se basan en el corte del suelo a lo largo de una superficie, determinada por la geometría del aparato o bien en ensayos de penetración, que resultan más fáciles de realizar con ayuda de un penetrómetro (Nacci y Pía, 1992). Los estudios micromorfológicos (Pagliai, 1987) (Cap. 4), el microscopio electrónico de barrido y el análisis de imágenes (Koppi et al., 1992) permiten la observación de la geome­ 789

tría de huecos, la realización de medidas, así como intentar la elaboración de modelos de poros en suelos agregados (Glasbey et al., 1991). Cabe señalar que, si bien todos estos métodos están en uso, ninguno de ellos tiene una aplicación universal, siendo todavía necesario avanzar bastante en este campo para ir mejo­ rando las técnicas de estudio y pasar de un nivel experimental a un nivel de aplicación y recomendación. En el estudio de la influencia de la compactación en la distribución de tamaños de poros, deducida a partir del m odelo de curva característica de hum edad, se observa que al com pactar se destruyen los agregados y disminuye la proporción de poros gruesos. C om parando los efectos de los procesos de com pactación por medio de las curvas características de humedad, así se pone de manifiesto: 0 ,4

4.3.

0 ,5

0 ,6

e

Efectos de la compactación sobre la estructura del suelo

La compactación afecta al volumen de huecos, esencialmente a los poros de mayor tamaño, lo que se debe a un cambio en la organización de las partículas, con un incremento en el área de contacto entre ellas. Al com pactar un suelo aumenta la proporción de agregados de mayor tamaño y aumenta la densidad de los agregados (Voorhees y cois., 1971).

4.4.

Comportamiento mecánico del suelo en la compactación

La mecánica de los suelos agrícolas ha sido estudiada por diversos autores, pudicndo refe­ rir al lector a la obra de Koolen y Kuipers (1983), para el estudio de las fuerzas y movimientos provocados en el suelo por operaciones de laboreo y circulación de vehículos en el campo. 790

El suelo presenta una resistencia a la deformación física, tanto a la compresión volumé­ trica como a la deformación lineal. Para un contenido de humedad dado, por lo general, ambos tipos de resistencias a la deformación aumentan con la compacidad y con la densi­ dad aparente. Al aumentar el contenido de humedad un suelo será más susceptible a la deformación, de ahí la mayor vulnerabilidad a la compresión en suelos húmedos. La reordenación de partículas durante la compactación hace que los suelos presenten un comportamiento plástico más que elástico. La descripción analítica del proceso de compactación resulta difícil y, por otro lado, todavía no ha sido posible establecer relacio­ nes rigurosas y cuantitativas entre las fuerzas aplicadas y el estrés que se pueda provocar en la planta. La resistencia del suelo a la deformación viene controlada por una serie de factores: dis­ tribución del tamaño de partículas, propiedades químicas y mineralógicas de las arcillas, contenido y composición de la materia orgánica, contenido de agua e historia de las fuerzas (histéresis). En suelos granulares no saturados, el cambio de volumen por compactación vendrá controlado por el cambio de posición de las partículas y de su compresión; en suelos de tex­ tura fina, con predominio de arcilla y parcialmente saturados, los factores de control serán la reorientación de partículas, el desplazamiento de moléculas de agua entre partículas y la disolución de la fase gaseosa en la fase líquida. En suelos saturados, el cambio de volumen depende de la velocidad con que pueda moverse el agua dentro de la masa de suelo. La reordenación de partículas variará según se trate de suelos de textura poco uniforme o bien uniforme. En el primer caso se puede llegar a un mayor grado de compactación al ser posible un mejor contacto entre partículas. Las fuerzas externas actuantes son fáciles de identificar, pueden deberse al laboreo, a la circulación de maquinaria y vehículos, al impacto de gotas de lluvia, o de riego o al pisoteo del ganado. Su descripción matemática desde la mecánica de suelos resulta difícil por la complejidad de los efectos. Las fuerzas aplicadas al suelo por un neumático dan lugar a modelos de distribución de presiones no uniformes, influenciados tanto por las condiciones del suelo como por las del neumático. El desarrollo teórico para analizar la compactación de suelos agrícolas debe tomar en consideración esta mayor complejidad del sistema a describir. En sistemas agrícolas mecanizados, como modelo de secuencia de operaciones derivadas del manejo de un suelo, que tienen incidencia sobre la compactación cabe indicar:

Operación

Laboreo

Efectos

Formación de terrones que, en suelos bien estructurados, al secarse se desmenuzan en agregados de distinto tipo, tamaño, densidad y estabilidad. El laboreo a una misma profundidad año tras año provoca la compactación de la base dando lugar a la formación de una suela de labor.

Laboreo y fertilización Siembra

Esponjamiento y compactación Esponjamiento y compactación.

_>

791

Operación

Efectos

Acciones naturales: Impacto gotas de lluvia Humectación-desecación Hielo-deshielo Actividad biológica

Humectación, infiltración, percolación. Sellado. Costra superficial. Fragmentación, compresiones, grietas. Fragmentación. Mezcla mecánica, estructuración.

Nascencia

La plántula y la raíz se abren camino en el suelo y generan pre­ siones al crecer dentro de los huecos.

Tratamientos Cosecha

Compactación del suelo.

5.

Compactación del suelo.

Sellado y encostramiento superficial

La formación de sello y de costra superficial posteriormente suponen una degradación de las características estructurales de la superficie del suelo, aspectos que han sido tratados en el Cap. 11.

6.

Modelos del comportamiento físico del suelo

A partir de 1980 se em pezó a trabajar en modelos del com portam iento físico del suelo, con el fin de poder realizar predicciones que permitan orientar las estra­ tegias de manejo del suelo, selección de m aquinaria a utilizar y m om ento de uso. Combinando las relaciones de com presión del suelo deducidas a partir de ensayos de com presión uniaxiales y las ecuaciones de transm isión de fuerzas a partir de la teoría de Boussinesq, Gupta y Larson (1982) realizaron predicciones de los cam ­ bios de la densidad aparente resultantes del paso de las ruedas de un tractor. Los modelos reales para estudiar la compactación deben incluir la historia del material, ya que ésta afecta a las curvas de compresión para un suelo con cohesión (Culley y Larson, 1987), para poder dar respuesta a cuál es la compresión mecánica máxima aceptable para un suelo dado, con un determinado estado de humedad. Los modelos obligan a introducir parámetros meteorológicos, propiedades físicas del suelo, efectos del laboreo, de la fertilización, de la actividad biológica, de la rizosfera y del riego, debiendo tener en cuenta que el suelo es un medio no homogéneo, no isótropo y no continuo.

7.

Manejo del suelo y compactación

Los efectos de fuerzas externas sobre el com portam iento del suelo y la pro­ ducción de los cultivos, com o se ha indicado, son difíciles de prever y difieren de unos suelos a otros y, para un m ism o suelo, según la época del año y condiciones m eteorológicas habidas. En general, se puede indicar que, de no ser conveniente una compactación del suelo, ésta o sus efectos pueden disminuirse controlando los factores que determinan la estructu­ 792

ración, así como el tráfico de maquinaria, el contenido de agua del suelo, utilizando plantas capaces de romper capas compactadas, añadiendo materia orgánica, polielectrolitos, enca­ lando, según sea el caso. También se puede aprovechar las lombrices de tierra, para estimu­ lar su actividad estructurante. Todo ello en el supuesto de que las propiedades mecánicas no estén condicionadas por las características del complejo de cambio (Dexter y Xhan, 1991), en cuyo caso habrá que abordar el problema por este lado.

ESTUDIO DE CASOS Discutir Se ha observado que el tráfico de maquinaria disminuye la proporción de raíces de maíz en un epipedión de 30 cm de espesor y hace aumentar la proporción de raíces en el endopedión. Qué conclusiones se pueden extraer respecto al manejo del suelo según se trate de un: — Umbrept. — Xerofluvent en regadío.

Bases de discusión El que las raíces se vean obligadas a explorar los horizontes subsuperficiales puede ser beneficioso en suelos de secano (temporal) con pocas precipitaciones.

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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8.2.

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795

26 Degradación del territorio en zonas áridas

1.

Estudio de zonas áridas

El interés por el estudio de los suelos de zonas áridas en la presente obra resi­ de en que:

— España: Es el país de Europa que tiene las más extensas zonas cuyas características derivan de la aridez. El estudio de las zonas áridas ofrece una buena base para que pueda haber una mayor participación en este ámbito a nivel internacional. — A escala mundial: Un tercio de la superficie terrestre se halla incluida bajo la condición de zona árida (40-45 Mkm2). En estas regiones vivían en los años 90 entre 500 y 800 millones de personas, con tasas de crecimiento anual de población del 2 al 3 %, en países en vías de desarrollo. Estas zonas proporcionan la quinta parte de los suministros de alimentos, producen la mitad de los metales preciosos y contienen la mayor reserva mundial de petróleo y gas natural (Heathcote,1983).

La importancia del estudio de las zonas áridas parece incuestionable, ya que además constituyen uno de los ecosistemas más extensos del mundo. En estas regiones el recurso agua es causa de conflictos de ámbito internacional y el manejo eficiente del agua pasa a ser un tema estratégico, adquiriendo todo su sentido las técnicas de conservación de suelos y agua. Interesará aprender del pasado, para evitar caer en los mismos errores que han oca­ sionado la degradación del medio al actuar en algunas de estas zonas. El estudio de las regiones áridas ha interesado a escala internacional, fundamen­ talmente a partir de 1950. Así la UNESCO en 1951 puso en marcha un Programa de Investigación de Zonas Aridas (AZPR), que ha operado durante 20 años, y ha dejado un importante legado. El esfuerzo científico se ha plasmado en una serie de publicaciones de gran interés (UNESCO’s Arid Zone Research Series), que constituyen la base para el conocimiento de estas regiones. Los principales ámbitos de estudio abordados en la serie son los siguientes: 797

— — — — — — — — — — — — — — — —

Criterios de delimitación. Mapa de distribución mundial. Climatología y cambios climáticos. Viento y energía solar. Evapotranspiración. Hidrología. Relaciones agua-planta. Utilización de aguas salinas. Salinidad de suelos. Ecología humana y animal. Plantas medicinales. Uso del territorio. Problemática de las zonas áridas. Nomadismo. Planificación agrícola. Instituciones dedicadas a la investigación.

Dentro del programa Man and Biosphere (MAB), en 1977 la UNESCO publicó el mapa de distribución mundial de regiones áridas. En este mismo año se celebró en Nairobi la conferencia de las Naciones Unidas en la que se identificó la desertificación como la causa de la degradación de las zonas áridas. La importancia del tema ha llevado a crear centros internacionales especializados en su estudio, como el Arab Centre for Studies of Arid Zones and Dry Land (ACSAD) en Damasco. En España, se creó en Almería el Centro de Zonas Aridas, perteneciente al CSIC y al que se le dedicaron escasos recursos. Se ha ocupado de distintos ámbitos, entre los que cabe destacar la recuperación de fauna africana en peligro de extinción. En 1961 tuvo lugar en Madrid un Symposium sobre las relaciones planta-agua en con­ diciones áridas y semiáridas, dentro del Programa AZRP de la UNESCO. Años más tarde, el CSIC en su Centro de Valencia inició en 1979 investigaciones relacionadas con la deser­ tificación, lo que habría de dar lugar en 1986 a la creación de una Unidad de Desertificación. Su actividad se ha centrado básicamente en el estudio de los procesos erosivos, espe­ cialmente su cuantificación, así como la revegetación de tierras abandonadas, entre otros temas. Diversos centros de investigación en diversos países, como el de San Luis Potosí (México), han abordado el estudio de las zonas áridas desde distintas perspectivas. A nivel internacional se publican revistas especializadas sobre zonas áridas tales como: — — — — —

Arid Lands Newsletter (University of Arizona,Tucson). Journal of Arid Environments (Academic Press, London). Arid Zones (India). Desertification Control Bulletin. Revue des Régions Arides (IRA, Túnez).

a las que necesariamente hay que acudir para seguir y profundizar en el tema. En 1987 se propuso el neologismo eremología (gr. eremos, desierto) para designar una rama especial del conocimiento, dedicada al estudio científico de los desiertos y semide­ siertos (De Boodt y Hartmann, 1987). 798

2.

Escala y extensión del problema

2.1. Criterios de delimitación de zonas áridas El primer problema que se les planteó a los expertos de la UNESCO al iniciar sus trabajos en 1951 fue el de establecer criterios para delimitar las zonas áridas a escala mundial. El establecimiento de tales criterios ha encontrado siempre dos dificultades: — La necesidad de poder disponer de datos globales, de forma que permitan llegar a establecer la distribución mundial. — La disparidad de criterios según cual sea el ámbito de especialización desde el que se quieran establecer tales criterios. Las relaciones entre elementos del clima (P, T, entre otros) se han utilizado para expre­ sar de forma cuantitativa la influencia del clima sobre las comunidades vegetales (índices fitoclimáticos). Entre los de uso más generalizado a escala mundial cabe citar: índice de Lang p T

0-20 Desértico. 20-40 Zona árida 40-60 Zona húmeda de estepa y sabana

P = Precipitación anual media T = Temperatura media anual índice de De Martonne P 1 = --------T + 10

0-5 Desértico 5-10 Semidesértico 10-20 Estepas y países secos mediterráneos 20-30 Región de olivo y cereales

índice de Meyer P 1 = ---------DSA

0-100 Aridez, desiertos, estepas 100-275 Semiárido

10 0 - H ^ DSA = -------------- T 100 DSA = déficit de saturación absoluta H = humedad relativa media % T = tensión máxima de vapor de agua correspondiente a la temperatura media

799

índice de Dantin-Revenga > 6 Subdesértico 3-6 Árido 2-3 Semiárido

T I = — P

100

índice de Emberger 1=

P M2 - m2

800

100

M = temperatura media de las máximas del mes más calido

Las clasificaciones climáticas más utilizadas para delimitar las zonas áridas son:

— Clasificación de Thornthwaite: índice de humedad (Im) -60 < Im < ^10 ^10 < Im < -20 < Im < 0

1 N > O

• Clima árido • Clima semiárido • Clima seco-subhúmedo — Clasificación de Koppen: • Desierto (árido)

lluvias en invierno PT lluvias uniformemente distribuidas P > T + 7 lluvias en verano P > T + 14 P = precipitación anual media (mm) T = temperatura media anual (° C)

— Clasificación bioclimática de FAO: índice xerotérmico (d = número de días «secos» según el diagrama ombrotérmico): • • • •

2.2.

Clima desértico Clima subdesértico acentuado Clima subdesértico atenuado Clima xeromediterráneo

d > 300 250 < d < 300 200 < d < 250 150 < d < 200

Distribución mundial de las zonas áridas

El mapa de UNESCO de distribución mundial de zonas áridas se basa en cri­ terios establecidos por Meigs (1953) (UNESCO, 1977) de forma que: — Tengan una significación ecológica. — Sean aplicables a escala mundial. — Permitan establecer una cartografía de carácter global.

Se introduce un índice de aridez (IA) que relaciona los valores mensuales la precipita­ ción con la evapotranspiración potencial, calculada según la metodología de Thornthwaite. Los valores mensuales se promedian. Valores de IA < 1,0 indican un déficit de humedad anual. La clasificación resultante está muy orientada a determinar la potencialidad agríco­ la, como corresponde al enfoque que deseaban los promotores. Los valores del IA se han modificado desde 1977. Las zonas climáticas delimitadas son (Middleton y Thomas, 1977): 801

Homoclimas

índice de aridez UNESCO-FAO IA = P/ETP

índice de Meigs Precipitación anual media mm FAO Ir

Potencialidad agrícola

<0,03*

< -5 7

<25

Ninguna en su estado natural

Zona árida

0,03-0,20

-5 7 < IT < -4 0

25-300

No apto para cultivos

Zona semiárida

0,20-0,50

-4 0 < IT < -2 0

300

Apto para algunos cultivos (almendro, olivo, cereales) y pastos naturales

Zona desértica Zona hiperárida

* Hulme y Marsh (1990) aumentan este valor a 0,05 ya que el método Th subestima la ETP en medios muy secos.

La terminología utilizada por Meigs (1953) para denominar los distintos homoclimas se corresponde con términos cuyo uso se halla muy generalizado, lo que supone un inconve­ niente. Por un lado, resultan imprecisos y por otro, no existe una unidad de criterio al ser utilizados por distintos autores. Así, por ejemplo, los valores utilizados para fijar límites entre desierto, región árida y zona semiárida no resultan coincidentes, por lo que estas zonas no tienen una única significación geográfica. En un sentido amplio se puede afirmar que las regiones áridas forman una banda conti­ nua, desde el Norte de África al Suroeste Asiático, están representadas en el Oeste de Estados Unidos, en la parte interior de Australia y en América del Sur, en una franja de Norte a Sur, desde Colombia a Chile y Argentina; tal como queda reflejado en el mapa ela­ borado por la UNESCO (1977):

802

La diversidad de criterios al establecer límites, así como los problemas derivados de representaciones en mapas a pequeña escala, pueden explicar las diferencias entre la forma en que aparecen distribuidas las regiones áridas en un mapa a escala global y la realidad de un observador situado a escala de terreno. Sin embargo, la cartografía global adquiere todo su valor al proporcionar una cuantificación suficientemente válida sobre la magnitud del problema. Las zonas secas representan un 35 % de la superficie mundial, de ellas un 14 % son semiáridas, un 15 % áridas y un 4 % extremadamente áridas (Heathcote, 1983). La eva­ luación realizada por este autor muestra que del total de zonas secas, la distribución en los distintos continentes es: Regiones

Superficie %

África Asia Australia América del Norte América del Sur Europa: España

37 34 13 8 6 2

Para precisar la terminología hay que destacar que: Zonas de desierto (P/ETP < 0,05) Son aquellas que muestran una vegetación escasa y dispersa. Su origen es esencialmen­ te climático. Períodos del año sin lluvias. Alta variabilidad interanual (> 100 %) e inter­ mensual. En Africa se caracterizan por los regs o pavimentos de gravas del desierto, las ñamadas o desiertos de piedra y los ergs o desiertos de arena, a los que hay que añadir los de montaña. Como ejemplos cabe citar (Dan, 1981): La región fitogeográfica Saharo-Arábiga (P < 100 mm) El Cairo (P < 28 mm). Cabe indicar que cuando en Australia se habla de desierto, en ningún caso la precipita­ ción anual que reciben estas zonas es inferior a 100 mm (Mabbutt, 1986). En las áreas deno­ minadas de desierto a lo largo del Valle del Río Grande (New México, USA), el clima es árido. En este caso se trata de una región cuya precipitación anual media es de 158 mm, con una variabilidad en un intervalo de 97 a 238 mm, en una serie de 10 años (Gile & Grossman, 1979). Zonas áridas (0,05 < P/ETP < 0,20) Se caracterizan por: Una falta acentuada de agua para los seres vivos. Lluvias escasas y extremadamente irre­ gulares espacio-tcmporalmente. Variabilidad anual del 50 al 100 %. Precipitaciones de tipo torrencial, con elevadas intensidades y corta duración. Grandes pérdidas de agua de lluvia por escorrentía superficial. La agricultura de secano no es posible, a menos que los suelos, por la posición topográ­ fica que ocupan, puedan recibir un suplemento de agua procedente de escorrentía super—> 803

ficial. Esto es lo que ocurre en los oueds o fondos de valle con cursos temporales de agua. Por medio de trampas se puede aumentar la cantidad de agua infiltrada. Puede haber pastos si la aridez no es extrema. Como ejemplos cabe citar (Dan, 1981): La estepa norteafricana. La región lrano-Turan de Próximo Oriente. La región del Sahel al sur del Sáhara. Y en España el sureste almeriense y la parte central del Valle del Ebro. Le Houérou (1976) sitúa las zonas áridas entre las isoyetas de 100 y 400 mm (modera­ damente árido según Meigs). Zonas semiáridas (0,20 < P/ETP < 0,50) Corresponden a medios en los que es posible una agricultura de secano (cereales, olivo, almendro, etc.), si bien con riesgo de apoyo para asegurar las cosechas frente fenóme­ nos de sequía. Permiten una cubierta vegetal continua de bosque, matorral o herbáceas. Como ejemplo cabe citar en Africa (Dan, 1981): La región Sahelo-Sudanesa. Los criterios para establecer los límites de las zonas semiáridas varían de unos autores a otros, así para Meigs son las isoyetas de 200 y 500 mm, mientras que para Le Houérou son 400 y 600 mm y para FAO son 300 y 450. Como rasgos generales del clima de todas las regiones áridas cabe destacar que la falta de agua va asociada a elevadas temperaturas, con grandes oscilaciones día-noche y a lo largo del año, debido a la oscilación de la radiación solar. La existencia de microambientes más favorables dentro de estas zonas posibilita y explica la existencia de formas de vida en un medio tan desfavorable. En el caso de El Cairo, por ejemplo, la proximidad del Nilo es lo que permite explicar el emplazamiento de esta importante ciudad. En los desiertos cálidos y en sus transiciones a las zonas áridas pueden existir dos con­ diciones claramente diferenciadas, una caracterizada por precipitaciones durante la estación cálida (condiciones subtropicales), por lo que el desarrollo de la vegetación puede ser mayor al coincidir humedad y temperatura. Por el contrario, en otras zonas, las precipita­ ciones tienen lugar durante la estación fría (condiciones de tipo mediterráneo), por lo que son más desfavorables para el crecimiento de las plantas.

2.3. a)

Factores meteorológicos determinantes de la distribución de las zonas áridas

Distribución mundial

La distribución mundial de las zonas áridas (Suzuki, 1981; Thomas, 1997) viene determinada por factores m eteorológicos a escala global, tales como estabi­ 804

lidad atmosférica (circulación de masas de aire, distribución de la insolación), continentalidad (distribución de tierras y mares en relación con la circulación atmos­ férica), topografía y corrientes oceánicas frías. Las principales causas son: Causas meteorológicas

Región árida Subtropical

Zonas subtropicales de altas presiones, en las que el aire que continuamente desciende es calentado adiabáticamente, lo que aumenta su capacidad para absorber humedad. Estas zonas de masas de aire tropical continental son relativamente estables, tanto en su localización como en las características de las masas de aire. Su localización es el resultado del modelo planeta­ rio de circulación atmosférica y los climas áridos cálidos que tie­ nen asociados. Parecen un rasgo permanente, resultante de la escena contemporánea global.

Sur de la Patagonia Great Plains (USA) Partes de Asia Central Partes centrales de Australia, Asia y África

Areas de «sombra» de lluvia por efecto Foéhn, que si es operativo crea áreas de aridez local a sotavento, la mayor parte del año.

b)

La distancia a las masas de agua hace que los vientos lleguen con escaso contenido de humedad a estas zonas.

Zonas áridas en España

En el caso de España, las zonas de mayor aridez, límite con el desierto o de desierto, se presentan en el archipiélago canario en Lanzarote y Fuerteventura. En la península corresponden a la banda árida y moderadamente árida en AlmeríaCartagena (Porta et al., 1980) y parte central del Valle del Ebro (Herrero y Porta, 1989), con extensas áreas en medio semiárido en el resto. Zunas Sureste almeriense

Valle del Ebro (parte central)

Canarias

Causas meteorológicas Alejamiento de las masas de aire húmedo más importantes que afectan a la península, por obstáculos orográficos y por recibir vientos secos de levante, de origen africano. Distancia de los orígenes de masas de aire húmedo, situados en el NW y por el efecto Foéhn debido a las cordilleras que rodean el Valle. En Lanzarote y Fuerteventura por ser islas que no tienen sufi­ ciente altura para provocar la condensación y formación de nubes y lluvia a partir de los vientos marinos. En las restantes islas porque estos fenómenos se producen en las vertientes N, por encontrarse a barlovento del alisio, que es el viento domi­ nante. Existe un efecto Foéhn que afecta a las áreas meridiona­ les, de ahí su aridez.

Estas zonas se ponen de manifiesto en el mapa elaborado por Elias (1978) uti­ lizando la clasificación climática de Thornthwaite: 805

Sem iárido Árido

En el sureste almeriense el clima se caracteriza por su marcada áridez, con rasgos subdesérticos atenuados. A una baja precipitación anual, 230 mm, se añade una gran irregularidad tanto a lo largo del año como intcranualmente. por lo que no es posible una agricultura de secano y los pastos son extremadamente pobres. El mes más frío es enero, con unos 12o C de tempera­ tura media y el más cálido agosto con 26° C. El balance hídrico indica que de mayo a noviem­ bre el suelo presenta falta de agua. El índice de Emberger sitúa la zona dentro del piso medite­ rráneo árido; el índice de Meyer expresa una aridez característica de desiertos y estepas. La falta de agua constituye un obstáculo insalvable para el uso de estas tierras, siendo el regadío la única posibilidad para una agricultura productiva. El riesgo de degradación de estos suelos en regadío existe, debido a la baja calidad de las aguas y a un manejo que no siempre tiene en cuenta las necesidades de lavado y drenaje para evitar la salinización.

2.4.

Criterios edáficos: Régimen arídico

Los suelos de regiones áridas se caracterizan por una falta muy prolongada de agua, lo que condiciona la duración del período de crecimiento de las plantas y el uso del territorio. Soil Taxonomy (SSS 1999) evalúa estas condiciones por medio del régimen de humedad del suelo, que en años normales (Cap. 19) debe ser: Sección Control SECA

Sección Control HUMEDA

Duración (días acumulados)

Duración (días consecutivos)

Toda ella. Más de la mitad de los días cuando la temperatura del suelo a 50 cm es superior a 5o C.

806

Toda ella o en parte. Menos de 90 días, cuando la temperatura del suelo es superior a 8o C.

Como ejemplo de zona con régimen arídico cabe citar Almería (España), cuyo clima se caracteriza por:

°C

Alm ería

40

3 0 --------------Temperatura ------------- Precipitación --------------Evapotranspiración

10

0 E

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

El régimen arídico sirve para definir el Orden de los Aridisoles y algunos Grupos de los Entisoles. Estas categorías reúnen suelos con claras limitaciones para un uso agrícola por falta de agua. La aplicación del criterio «régimen de humedad» a escala global presenta limitaciones grandes, por la escasez geográfica de datos, por ello la clasificación FAO-UNESCO no utiliza este criterio. En este caso, la identificación de suelos cuyas características y comportamiento se deban a la aridez se basa en rasgos morfológicos.

3.

Suelos de zonas áridas

3.1. Características generales En las condiciones desérticas más acentuadas la precipitación anual se halla en un intervalo que va de unos 10-25 mm a 100 mm. Los procesos de formación del suelo serán extremadamente lentos y podría pensarse que no llegarían a formarse suelos con perfiles diferenciados. Ello no es así debido a que la mayoría de los desiertos actuales no han sido siempre tan áridos. En la Leyenda de Suelos de FAO-UNESCO (1990) se establecen los siguientes Gru­ pos de suelos, cuya formación está condicionada por la aridez o semi-aridez del clima (WRB, 1998): — Regiones áridas y semiáridas: Suelos con redistribución de carbonato cálcico Suelos con redistribución de yeso Suelos con sales solubles Suelos con endopedión nátrico

Calcisoles Gypsisoles Solonehaks Solonetz

—» 807

— Regiones de estepa de clim a árido: Suelos con epipedión móllico (WRB, 1998) y con acumulación de carbonato cálcico y/o yeso

Kastanozems

En la Soil Taxonomy los suelos de regiones áridas se reúnen en el Orden de los Aridisoles, si el régimen de humedad del suelo es arídico y el perfil presenta por lo menos un endo­ pedión, y en el de los Entisoles, si el régimen es arídico (tórrico), pero no presentan hori­ zontes de diagnóstico subsuperficiales. En el ámbito del desierto, la aridez es extrema y cabe distinguir las siguientes situaciones:

— — — — —

Desiertos de montaña. Desiertos de arena o ergs. Desiertos con gravas o regs. Desiertos de piedras o hamadas. Áreas con depósitos fluviales próximas a un curso actual.

Los d e s i e r t o s d e m o n t a ñ a se caracterizan por un predominio de las laderas como formas del terreno. La falta de agua frena los procesos de meteorización e impide la implantación de vegetación, el transporte por erosión es capaz de eliminar todo el material resultante de la meteorización física. Se trata de laderas cuyas características vienen limita­ das por la tasa de meteorización. Esta mayor eficiencia del transporte frente a la meteoriza­ ción se debe al carácter torrencial de las lluvias que, si bien son escasas e irregulares, pre­ sentan intensidades muy altas cuando suceden. En condiciones de régimen de humedad del suelo de tipo arídico, los suelos pueden ser Torriorthents. Abundan los afloramientos rocosos, en ocasiones barnizados de óxidos de hierro y manganeso de color negro. Los materiales resultantes de la erosión pasan a formar acumulaciones de pie de monte, amplios abanicos aluviales y rellenos en las depresiones. En estas posiciones, al recibir material preedafizado, puede haber una cierta diferenciación de horizontes en aquellas superficies de relativa estabilidad geomorfológica. La edafogéne­ sis se remonta a ciclos más húmedos a lo largo del Cuaternario. Los d e s i e r t o s d e a r e n a o e r g s se caracterizan por sus elevadas temperaturas, escasas e irregulares precipitaciones. Son superficies de acumulación de arena que, aunque de pre­ dominio cuarzoso, contienen pequeños porcentajes de granos meteorizables. En el Sahara, la arena se acumula en amplias zonas recubriendo los relieves anteriores poco acentuados constituyendo un campo de dunas. Los ergs a menudo son muy extensos, así el Gran Erg Oriental cubre 196.000 km2 repartidos entre Argelia y Túnez. En Nuevo México (EE.UU.) existe una singularidad, las White Sands, desierto de dunas formadas íntegramente por granos de yeso. La formación de campos de dunas es un proceso general en el erg. Las dunas se carac­ terizan por presentar una pendiente suave en la cara orientada al viento y una pendiente más pronunciada en la cara opuesta; lo contrario ocurre en una lunecilla (fr. lunette), for­ mada por pseudoarenas de arcilla cementada por sales. 808

Las dunas tipo barján:

Con viento suave

Con viento fuerte

En ocasiones quedan amplios espacios entre dunas de carácter predominantemente areno-gravillosos. La movilidad de estos materiales bajo la acción del viento impide el desarrollo de suelos, se trata de áreas misceláneas y en todo caso de Torripsamments (SSS, 1999). Los desiertos de grava o regs son superficies de erosión que se caracterizan por un recubrimiento de grava y gravilla, normalmente formado por elementos redondeados. En unos casos constituyen llanuras, en otros se trata de vertientes en glacis. Son el resultado de la acción del viento (deflación) que ha realizado una granoclasificación de los materiales, de forma que los más gruesos permanecen y su proporción va en aumento, llegando a for­ mar una cubierta protectora o pavimento del desierto, con cantos afacetados según la direc­ ción de los vientos dominantes (dreikanters). En aquellos casos en que la forma ha perma­ necido relativamente estable a lo largo de períodos paleoclimáticos más húmedos, puede haber habido una translocación de carbonato cálcico, con formación de endopediones petrocálcicos. En otros casos, previo lavado de la caliza, pueden haberse desarrollado hori­ zontes argílicos, con bajo contenido en arcilla, si bien de gran espesor. La reiteración de los procesos a lo largo de períodos húmedos del Cuaternario ha hecho posible que estos perfiles hayan adquirido mayor complejidad o sus horizontes puedan pre­ sentar un mayor desarrollo. El resultado es la presencia de Paleargids típicos, de Paleorthids típicos (1992) y, allí donde han sido enterrados por nuevos aportes de materiales, de Paleorthids Thapto-Paleargidicos. Lejos de recubrir un material indiferenciado, las gravas del erg pueden tener debajo suelos de gran complejidad genética. Los desiertos de piedras o humadas, representan superficies de erosión. Plataformas desérticas constituidas por afloramientos rocosos duros. En la hamada de Thinret (Argelia) se trata de calizas cretácicas blancas. En el noroeste del Sahara están formados por materia­ les sedimentarios discordantes, que puede dar lugar a un relieve en cuestas suaves. Las hamadas de cantos se forman a partir de rocas sedimentarias y están recubiertas por frag­ mentos de la roca subyacente. La hamada de piedras se desarrolla a partir de rocas duras, cubiertas por cantos con deflación. En las fisuras de la roca pueden acumularse materiales, que son gruesos en la parte superior y más finos hacia la parte inferior, por iluviación de arcilla. Estas trampas para el agua permiten la vida de plantas longevas adaptadas a condiciones de aridez, como los car­ dos, a pesar de que las precipitaciones sean del orden de los 25 mm. Estos suelos, si bien han sido poco estudiados, pueden considerarse Paleargids rupticos-líticos, entre aflora­ mientos rocosos. 809

Los suelos desarrollados a partir de depósitos fluviales, como por ejemplo los de Mesopotamia (Irak y Siria), tienen interés dado que su proximidad a cursos de agua ha per­ mitido la implantación de una agricultura de regadío por parte de todas las civilizaciones que allí se han sucedido desde hace 4.000 años. La evolución de estos suelos es menor que la de los regs, por su relativa juventud y alto contenido en caliza. Estas características, junto con la aridez del medio, hacen que los pro­ cesos de formación hayan progresado menos. Los suelos más frecuentes en estas zonas son según los criterios de SSS (1999):

— Entisoles: Torriorthents típicos. — Aridisoles: Cambids Calcids Gypsids Petrocalcids Salids.

Los suelos regados con aguas del Tigris y del Éufrates se han salinizado, a pesar del bajo contenido salino de estas aguas. Ello ha sido así debido al riego continuado durante siglos a lo largo de las civilizaciones que se han sucedido en la zona. En aquellos emplazamientos en los que hay capas de gravas debajo de un suelo de poco espesor, puede continuarse la agricultura, si bien con dificultades, por un escaso control en el manejo del agua y posibles problemas con la salinidad (Cap. 24).

3.2.

Mineralogía de suelos de áreas desérticas

La aridez del clima de las áreas desérticas hace que la composición mineralógica de los suelos venga determinada principalmente por la de los materiales originarios. Muchos minerales son heredados. No obstante, en períodos más húmedos, correspondientes a con­ diciones paleoclimáticas, pudo haber una meteorización química y neoformación de mine­ rales. Los minerales más frecuentes en suelos de desierto y de borde de desierto (Stoops, 1987) pueden ser los siguientes: Fracción arena, limo y arcilla (Delta y Valle del Nilo, Tigris y Éufrates) — Arenas polimícticas: presentan fragmentos de roca y minerales meteorizables, cuya mineralogía variará en función de la fitología de la cuenca. Cuarzo ** Augita Hornblenda Epidota

810

— Fracción arcilla: Cuarzo Feldespatos Calcita Minerales de arcilla:esmectita ** ilita/esmectita ** mica/ilita ** paligorskita * sepiolita * caolinita (heredada o eólica) — Minerales edafogénicos: Calcita ** Yeso * / basanita / anhidrita Celestina — Minerales en eflorescencias y costras salinas Halita ** Mirabilita/tenardita ** Epsomita Trona Leonardita Bloedita ** Frecuentes

3.3.

Uso del suelo en regiones áridas

Los suelos de desierto no permiten una agricultura organizada, a no ser que se transformen en regadío. En secano son áreas ocupadas por nómadas, el período de crecim iento de las plantas oscila de 80 a 90 días. Los únicos suelos que ofrecen posibilidades de explotación favorable son los regs. Los Torripsamments típicos que queden al abrigo de los vientos por relieves cercanos pueden ser objeto de riego, como por ejemplo Kufra (Libia). Como principales condicionantes para el uso de estos terrenos cabe destacar la erosión eólica y la escasa capacidad para alm acenar nutrientes y agua. En Túnez en aridocultivo (150-200 mm) en suelos franco-arenosos, es posible el cultivo de olivo con una densidad de plantación de 17-18 árboles por hectárea, con una producción que presenta una marcada vecería. Cuando se plantea una transform ación en regadío hay que tener en cuenta que, con una ETP de 3.000 mm año, el riesgo de degradación por salinización resulta elevado, si no se planifica un sistem a de drenaje en paralelo al riego y se asesora adecuadam ente a los nuevos regantes. La aridez constituye un con­ dicionante im portante para el desarrollo de estas zonas (Le Floc’h et a i, 1992; IRA, 1996). 811

4.

Degradación del territorio

4.1. Aridez y sequía

La a r id e z se corresponde con una falta de agua disponible para los seres vivos. Corresponde a un déficit de humedad significativo. Se debe a factores m eteorológicos ligados a una zona geográfica concreta y tiene un carácter más bien permanente. La s e q u ía también se corresponde con una falta de agua, si bien ésta es de carácter temporal e inesperado, frente a unas expectativas de sum inistro consi­ deradas habituales en una zona determinada. Corresponde a un mínimo hidroló­ gico. Ciclos consecutivos de años secos y años húmedos.

Aridez y sequía son dos conceptos relacionados, pero no coincidentes. Los episodios de sequía se producen dentro de ciclos de años húmedos y secos, con períodos de retorno cal­ culables a partir de las series meteorológicas más largas. La duración de la serie de años con sequía puede ser de 7, 11, 17, 23 y hasta 35 años (Heras, 1973). Los cambios climáticos a lo largo del Cuaternario están perfectamente probados, con períodos glaciares/interglaciares en las zonas más frías y pluviales/secos en las más templa­ das. Cabe preguntarse si en la actualidad se está produciendo una evolución del clima, con una progresiva disminución de las precipitaciones. Esto podría explicar desastres como los de la zona del Sahel en el período 1967-70 y apuntar una tendencia general. Hay que distin­ guir variabilidad climática temporal y cambio climático de carácter más permanente. El estudio de la variabilidad temporal de las lluvias en el levante español (Ibáñez, 1982) ha puesto de manifiesto que en una serie de 150 años no se puede apreciar una tendencia que evidencie una disminución de la precipitación anual media. Las series meteorológicas disponibles no van más allá de unos 150 años. Los análisis estadísticos de datos de las series más largas, Constantina (1838), Jerusalén (1860), entre otros observatorios, no muestran ningún cambio sistemático sino únicamente secuencias de años secos y años más lluviosos, es decir, episodios de sequía (Le Houérou, 1976). Si bien estos estudios resultan útiles, se ha recurrido a métodos de estimación indirecta para interpretar los climas del pasado. Con ellos se ha llegado a análogas conclusiones, así, por ejemplo, con reconstrucciones del clima a partir de investigaciones dendrocronológicas, como las llevadas a cabo por Shanan y cois. (1967) en Be’en Sheva y en los Altos del Negev (Israel), analizando anillos de Zybophyllum dumnsum. La datación de aguas freáticas fósiles, en zonas áridas sin recarga actual, da valores de varios miles de años. Por otro lado, los estudios sobre la temperatura media de la Tierra han puesto de manifiesto que ésta ha aumentado aproximadamente medio grado en el último siglo. Parece que hay acuerdo entre especialistas de distintos ám bitos en que, a escala global, los climas áridos actuales tienen de 5.000 a 7.000 años. El modelo de clim a sería relativam ente estable, si bien presentando fluctuaciones a corto plazo (Grove, 1978). 812

Los efectos de una sequía pueden verse agravados artificialmente, si la actua­ ción del hombre ha llevado a una demanda de agua por encima de las disponibili­ dades esperables, calculadas con un determinado nivel de probabilidad. Entre las causas que pueden acentuar los efectos de una sequía cabe citar:

— Crecimiento de una población, una gran ciudad. — Instalación de un polígono industrial. — Creación de parques y jardines con especies exigentes en agua. — Ampliación de unos regadíos en base a previsiones optimistas derivadas de informa­ ción de lluvias medias. — Salinización del suelo (sequía fisiológica y requerimientos de agua para lavar el suelo). — Degradación de la estructura en la superficie del suelo con sellado y formación de costra: disminuye la infiltración, y en consecuencia la eficiencia de la lluvia. — Disminución de la capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD), por pérdida por erosión de los horizontes más favorables. — Nivelaciones que dejen en superficie materiales menos favorables. — Transformación de pastos a tierras de labor. — Cambio de cultivos introduciendo especies más exigentes en agua.

El uso del agua y del territorio no puede desconocer la posibilidad de que se produzcan períodos de sequía con cierta recurrencia. Los efectos de tales sequías llegan a ser especial­ mente graves e incluso catastróficos, con sufrimientos importantes para la población, si se ha generado una demanda de agua superior a la esperable en períodos de sequía, por lo que no podrá ser atendida de forma continuada.

4.2.

Desertización y desertificación

El estudio de la degradación del territorio en zonas áridas ha llevado a introdu­ cir el uso del término «desertificación» (UNCOD, 1977). En el estudio de este tipo de degradación se debe evitar confundir los efectos a corto plazo, derivados de períodos de sequía, con aquellos que se deben a características permanentes de ari­ dez. Igualmente habrá que distinguir los procesos naturales de aquellos que se deban a la intervención humana. La d e s e r t iz a c ió n es un proceso natural de formación de desierto, lo que implica un cambio a condiciones más áridas. Tiene lugar en los límites de un desierto actual.

El término desertificación fue introducido en 1949 por el ingeniero forestal francés Aubreville que trabajaba en Africa, en una zona tropical húmeda para describir los proce­ sos de degradación ecológica de los bosques tropicales a una sabana (sabanización) debi­ 813

dos a los incendios y a la deforestación provocados por las poblaciones locales. Los incen­ dios y la deforestación inducían procesos erosivos, invasión de especies más xerófilas y cambios en las propiedades del suelo (Aubreville, 1949). La Conferencia de las Naciones Unidas (UNCOD), celebrada en Nairobi en 1977 retomó y generalizó el término d e s e r t if ic a c ió n que, con posterioridad, ha recibido distintas acepciones, pudiendo contabilizarse más de cien definiciones distintas (Verstraete, 1986). En términos generales se puede caracterizar por:

— Disminución o destrucción del potencial biológico y productividad primaria (biomasa, fertilidad del suelo, rendim iento de los cultivos, capacidad de carga ganadera y diversidad de especies) en regiones áridas y semiáridas que, en última instancia, puede conducir a condiciones de desierto, si bien a menudo tiene lugar lejos de los desiertos. — Disminución de la resiliencia del suelo (Cap. 27) con degradación del suelo al superar sus límites de tolerancia. — Cambios en el ciclo hidrológico. — Proceso de origen antrópico. — La reversibilidad del proceso puede depender de la disponibilidad de recur­ sos financieros y técnicos. — Cambio a condiciones más áridas (aridificación). — Disminución del bienestar humano, con enormes costes sociales. — Constituye uno de los problemas mundiales más serios.

Las causas de la desertificación pueden ser explicadas de diversa manera según cual sea la escuela que analice el problema (Barrow, 1991):

— — — — —

Argumentos maltusianos/neomaltusianos. Argumentos estructurales (tenencia de las tierras, control de los recursos, etc.). Argumentos políticos y causas económicas (ocupación, deuda extema, etc.). Argumentos de fiabilidad humana (visión a corto plazo, guerras, mala información, etc.). Argumentos de explotación de recursos (minería a cielo abierto).

Se requiere un compromiso a largo plazo y la coordinación nacional e internacional (FAO, 2002) para luchar contra la desertificación. En tal sentido la ONU en 1994 creó la Convención internacional de lucha contra la desertificación (UNCCD), efectiva a partir de 1997 bajo los auspicios de FAO y que ha sido ratificada por más de 180 países. No obs­ tante, sólo unos pocos de ellos han previsto la correspondiente financiación, lo que pone en peligro la seguridad alimentaria de las poblaciones rurales vulnerables. En Africa cola­ boran con FAO la Oficina de lucha contra la desertificación y la sequía (UNOS) y el Comité permanente interestatal para la lucha contra la sequía en el Sahel (C1LSS). Se ha instituido el Día mundial de lucha contra la desertificación. (http://www.unccd.int; así como http://www.fao.org/desertification). 814

En el estudio de los procesos de desertificación hay que centrarse en los siguientes aspectos (Barrow, 1991):

— Dónde tiene lugar. — Cuáles son las causas. — Qué indicadores son los más acordes con los objetivos y los aspectos a priorizar y criterios a utilizar para interpretar los indicadores. — Qué implicaciones tiene la desertificación. — Medidas preventivas y medidas correctoras. — Qué recursos financieros se requieren para luchar contra la desertificación.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar qué áreas presentan características ligadas a la aridez en la Penín­ sula Ibérica o en cualquier otra región geográfica y explicar las causas.

2.

Indicar qué información se requiere para calcular el índice de Emberger, y discutir qué intervalo de valores del índice de aridez (IA) caracteriza las zonas áridas.

3.

Establecer las diferencias entre aridez y sequía.

4. Justificar por qué los dos ejes de ordenadas de un diagrama ombrotérmico, uno tiene una escala doble (P) que el otro (T). 5. Establecer las diferencias entre un reg y una hamada. 6. Explicar la presencia de caolinita, yeso y cuarzo en suelos de medio árido.

No se puede dejar de indicar que algunos investigadores confieren mayor importancia a los procesos ligados a un cambio global, capa de ozono y efecto invernadero (Gribbin, 1988a, b), o a las interacciones océano-atmósfera y entre ellas el efecto ENSO (El Niño Southern Oscillation). Este último consiste en episodios más cálidos de lo normal en la temperatura de la superficie del océano (Barrow, 1991), con efectos sobre la pesca, las llu­ vias, etc. Los ecosistemas de zonas áridas son extremadamente frágiles e inestables, ya que las plantas a menudo se hallan en su límite de adaptación a las condiciones de estrés hídrico. El uso de estas tierras por encima de su aptitud puede incrementar la inestabilidad, al crear desequilibrios entre las especies que crecen de forma natural. El proceso de degradación tiene un carácter recurrente y una vez iniciado puede retroalimentarse. La rehabilitación tras una degradación debida a la aridez del medio conlleva procesos lentos, difíciles, y económicamente inviables por su elevado coste. Por ello interesará anali­ zar los procesos de degradación, sus causas y evaluar los riesgos, para ir a medidas preven­ tivas, siempre que ello sea posible. En el tratamiento de la desertificación se confunden a 815

veces los efectos a corto plazo derivados de períodos de sequía, con características perma­ nentes de aridez. La idea lanzada por Bovill (1921), que dio origen a la teoría del creci­ miento de los desiertos, se basa en un error de este tipo (Mainguet, 1991).

La desertificación es la últim a etapa de la degradación de un terreno. Se utiliza el térm ino desertificación com o sinónim o de degradación muy avan­ zada, en general de origen antrópico, que provoca una dism inución de la biomasa, de los rendim ientos de los cultivos, de la capacidad de carga ganadera, y del bienestar hum ano (Barrow, 1991).

4.3.

Indicadores edáficos de la aridificación

El estudio de suelos y paleosuelos ha permitido proponer criterios para identificar fases de aridificación a lo largo del Cuaternario (Fedoroff y Courty, 1989). La formación de hori­ zontes argílicos, los procesos de expansión-retracción, la bioturbación, entre otros proce­ sos, se atenúan gradualmente a medida que la aridificación aumenta. Una aridez creciente favorece la evaporación, lo que provoca una acumulación de yeso y de sales más solubles, ahora bien, si la aridez se hace extrema, ni estos procesos podrán tener lugar. La mayor parte de los indicadores edáficos de la aridificación suelen tener un valor relativo, por lo que será imprescindible comparar los datos procedentes de distintas unida­ des morfológicas de una determinada región. La presencia en el Campo de Cartagena (España) de suelos con epipediones muy oscu­ ros denotan una vegetación pasada que incorporaba mayor cantidad de materia orgánica que con las condiciones actuales. Análogamente, los suelos con endopedión argílico (Argids) de Almería (España) son el resultado de unas condiciones «paleo» menos áridas que las actuales.

4.4.

Causas y procesos de la desertificación

Las actividades hum anas en ecosistem as frágiles pueden tener consecuencias adversas para éstos y para la supervivencia de la población que dependa de ellos. Cuanto más árido sea el clima, más severo será el im pacto de aquellas actividades humanas que no sean biológica y ecológicam ente sostenibles/sustentables a largo plazo. Las principales causas y procesos de la desertificación son: — La pérdida de la cubierta vegetal: aumenta el riesgo de erosión con una inexistencia de medidas de conservación de suelos. — La compactación del suelo por el pastoreo: aumenta la vulnerabilidad si se pasta cuando está húmedo. Después de compactado el suelo, la escorrentía, y con ello el riesgo de erosión, son mayores. — El sobrepastoreo por aumento de la carga ganadera: desequilibrio entre el número de cabezas de ganado y la capacidad de carga ganadera.

816

— La concentración del pastoreo en áreas alrededor de los pozos, en un radio igual a la distancia máxima que puede recorrer el ganado entre dos momentos sucesivos de abrevar, puede provocar la desaparición total de la vegetación. Si el suelo es arci­ lloso el pisoteo lo compacta y las posibilidades de regeneración son prácticamente inexistentes. En suelos con epipediones más arenosos la vegetación se recupera al cabo de unas semanas en la estación de lluvias. — La importación de razas de ganado mejoradas, con una más alta productividad potencial, conlleva mayores requerimientos en alimentos. Caso de no ajustar el tamaño del rebaño a las nuevas condiciones, las previsiones realizadas al planificar la importación de ganado pueden quedar totalmente alteradas, esquilmando los pas­ tos o haciendo transformaciones a cultivos que no tendrán un carácter sostenible. — Los pastos degradados o las tierras de cultivo abandonadas son invadidos fácilmente por especies de bajo valor forrajero o por plantas tóxicas para el ganado. — La transformación de pastos extensivos de alta productividad en tierras de una agri­ cultura sedentaria cuyas explotaciones agrícolas resultan de carácter marginal. Con una estación de crecimiento corta, y una precipitación escasa y variable, el éxito es dudoso y las tierras pueden acabar abandonándose. Este proceso resulta especial­ mente activo en la interfase entre zonas de pastos de estepa y zonas de agricultura sedentaria, en las que ésta intenta en muchos casos ganar terreno a aquella. — Las transformaciones en regadío mal planificadas o mal ejecutadas pueden provocar la salinización de los sucios. — Un cambio a cultivos más exigentes en agua: los efectos de las sequías se dejarán sentir de forma mucho más acusada. — La presión sobre zonas periurbanas. — Políticas: búsqueda de una autosuficiencia alimentaria por encima de consideracio­ nes de tipo ecológico y de mantenimiento. — Las guerras, actuales o en momentos históricos: incendios, abandono de tierras de labor. — La minería a cielo abierto. — La explotación de suelos arcillosos como material para la industria. — La falta de reconocimiento de problemas de degradación o la falta de la pericia nece­ saria para orientarlos.

Muchas de las actuaciones indicadas pueden llegar a tener un coste muy alto en términos de daños al ecosistema. De todos estos factores, en países en vías de desarrollo, tienen un peso primordial el crecimiento demográfico (Le Houérou, 1976), la educación y la adecuada redistribución de la riqueza.

5.

Dimensión global del problema: Ejemplos

5.1. Procesos de degradación ligados al nomadismo y al pastoreo sedentario La ganadería nómada, al igual que la trashumante, implica el aprovechamiento de unos recursos naturales allí donde se presenten. El ganadero debe desplazar su rebaño al lugar adecuado, en el momento oportuno. Se han descrito impactos sobre 817

medios áridos, ya sea por un aumento de rebaños o por la afluencia de animales a los abrevaderos, condicionados por la posibilidad de obtener agua de pozos. La tendencia ha sido pasar a un pastoreo sedentario, lo que supone una mayor pre­ sión sobre el medio en la periferia de las zonas agrícolas. La concentración de ganado puede derivar en un sobrepastoreo si se supera la capacidad de carga ganadera. El ganado crea un desequilibrio en la vegetación al seleccionar las especies más apeteci­ bles, el pasto se degrada y disminuye la capacidad de carga. Si el pastoreo prosigue, el suelo cada vez tendrá menor cubierta vegetal, lo que favorece los procesos erosivos, asociados a una menor protección superficial, menor infiltración, mayor escorrentía y menor reserva de agua. Los fuegos para favorecer el rebrote pueden dejar el suelo sin vegetación en momentos críticos en relación con las lluvias erosivas. La escasa rentabilidad económica hace que estas áreas no reciban atención y no se realicen medidas de conservación de suelos, con lo que este recurso se degradará progresivamente, con facilidad y de forma acelerada. En algunos casos el pastoreo degrada el pasto a favor del matorral, ya que éste no se ve afectado por el ganado, ni por los fuegos espontáneos, evitados por los pastores. El resul­ tado puede ser la implantación de mesquite y creosote en zonas de marcada aridez, como en el desierto del sur de Nuevo México (EE.UU.). Se hace necesario un adecuado manejo del pastoreo para evitar desencadenar procesos conducentes a una desertificación progresiva, teniendo en cuenta que el nomadismo sigue siendo, en el desierto real, no sólo la mejor manera de utilizar los recursos naturales, sino de hecho, la única.

5.2.

Procesos de degradación ligados a la intensificación del uso del riego con una tecnología inadecuada

Los problemas de degradación de suelos derivados de las transformaciones en regadío mal planteadas se estudian en el capítulo 24. Heathcote (1983) destaca la importancia de evaluar los costes de oportunidad de usos alternativos del agua, no sólo en términos económicos, sino también sociales.

5.3.

La crisis de la región Sahelo-Sudanesa: 1967-70

Los medios de comunicación en su momento se hicieron eco del dramatismo de la situación, muertes masivas de ganado y hambre y penurias para la población. La crisis ha sido estudiada y merece ser analizada. Según se ha indicado anterior­ mente, y como lo evidencia la disminución de la propia crisis, el período 1967-70 debe interpretarse como un segmento de años secos en la serie pluviométrica. Los años anteriores a la crisis correspondieron a una época más húm eda. Debido a la presión demográfica, el área de cultivo se extendió hacia el Norte, hacia la zona Saheliana, de aridez mucho más marcada. Esta expansión de las tie­ rras de cultivo a costa de desplazarse a una banda más árida dio origen a una situa­ ción totalmente inestable y explosiva, ya que al disponer de mayores producciones se incrementaron las cabezas de ganado y con ello la población. 818

Al llegar la secuencia de años secos, los efectos de la sequía fueron mucho más graves por estas circunstancias. La aptitud de las tierras puestas en cultivo en el Norte no permitía ya mantener el cultivo.

6.

Medidas de control frente a la desertificación

El establecimiento de medidas frente a la degradación del terreno debe basarse en un análisis de las causas y procesos desencadenantes. Considerando el ecosis­ tema con una concepción global, deberá incluir:

— Condicionantes medioambientales: Climas. Suelos. Hidrología. Conservación de suelos y aguas. Vegetación natural. — Condicionantes socio-económicos: Densidad de población. Tasa de crecimiento de la población. Presión sobre áreas periurbanas. Nivel de formación tecnológica. Sistemas tradicionales de uso del territorio. Sistemas agrícolas. Remuneración económica de las producciones. Vías de comunicación y mercados. — Condicionantes políticos: Objetivos políticos planteados. Régimen de tenencia de la tierra. Entidades que intervienen en la planificación del desarrollo. Política de regadíos.

Una planificación que evite la degradación del territorio debe basarse en un conocimiento de cómo funciona el sistema, qué interrelaciones existen entre sus componentes y cuáles son las relaciones causa-efecto. En la definición de estrategias para el desarrollo debe tenerse en cuenta que los beneficiarios son la población local que vive en el área en la que el desarrollo tiene lugar, cuyos conocimientos empíricos y nivel de capacitación no deben pasarse por alto. Tradicionalmente, estas personas no han tenido la oportunidad de expre­ sar sus puntos de vista sobre sus propios requerimientos tecnológicos. Resulta evi­ dente que la investigación de suelos y la planificación deberían tener en cuenta el medio etnográfico y considerar la capacidad del sistema local para resolver los problemas (Catizzone y cois., 1992). 819

Este enfoque orientado al usuario resulta muy necesario. Cualquier proyecto de desarrollo debe lograr la máxima aceptación por parte de la población, para lle­ gar a un com prom iso entre lo técnicam ente posible, lo socialm ente deseado y deseable, lo económicamente interesante y lo ecológicamente aceptable (Gény y cois., 1992). Estudiando y aprendiendo del pasado, se observa que la falta de respuesta efectiva a medidas contra la desertificación puede ser debida a diversas causas según indican Grainger (1983) y Sheehy (1992): Escala La degradación tiene lugar con una amplitud tal que los recursos a movilizar para resta­ blecer unas condiciones ecológicas aceptables pueden resultar excesivamente elevados. Política La política de desarrollo agrícola puede haberse establecido sin tener en cuenta la opi­ nión de los especialistas conocedores de las causas y sistemas de control. Cooperación La falta de cooperación entre instituciones de investigación y las agencias de extensión que implementan la política. Actitudes El planteamiento de medidas a corto plazo que hipotequen los objetivos a más largo plazo. Ética La falta de una ética del uso sostenible/sustentable del territorio en programas de desarrollo.

ESTUDIO DE CASOS Estudiar los riesgos de degradación del territorio en la zona de contacto entre pastos de estepa y agricultura sedentaria y proponer medidas para minimizarlos.

Bases para la discusión 1.

820

Se procederá a un análisis de la zona en relación al clima (precipitación anual, variabilidad espacio-temporal, y características de las lluvias, etc.); a los suelos (tipos y riesgo de erosión, etc.); a la hidrología superficial (estudio de la cuenca hidrológica como una unidad de actuación y planificación, pro­ cedencia del agua e ¡nterrelaciones, calidad y disponibilidades de agua de riego, etc.), a los cultivos (adaptabilidad, exigencias en agua y nutrientes, etc.); a los aspectos socio-económicos (población, tasas de natalidad, aptitu­ des y actitudes, sistema de tenencia de la tierra, vías de comunicación, núcleos de población y mercados); a los condicionantes medioambientales (estudio de impacto ambiental) y a los aspectos políticos de la planificación, y aquellos complementarios que se consideren relevantes para la región.

2.

En la propuesta de medidas para prevenir la degradación hay que tener en cuenta: — El territorio desde un punto de vista global, para detectar las relacio­ nes causa efecto. — La regulación del desarrollo de tierras de cultivo y ganadería. — El mantenimiento de un equilibrio adecuado entre el número de cabe­ zas de ganado y las tierras dedicadas a pastos, de forma que puedan asegurar una capacidad de carga ganadera de forma sostenible, de acuerdo con el período de retorno de los ciclos de sequía en la zona. — La ordenación del pastoreo, para evitar la degradación de los pastos. — El análisis de los aspectos demográficos y planificar la distribución de la población, de forma que la densidad de población humana no llegue a superar la capacidad de aceptación de un territorio, y, si es necesa­ rio, absorber el exceso de población en actividades económicas distin­ tas al pastoreo y la agricultura. — El buscar fuentes de energía alternativas, que eviten de degradación de las zonas de bosque. — El planificar la reconversión de las áreas agrícolas marginales a pastos.

7. 7.1.

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7.2.

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823

27 Degradación de suelos y calidad ambiental La perversión del principio «el que contamina paga» sería considerar que «si se paga se puede seguir contaminando».

1.

Calidad de un suelo

El concepto de calidad resulta difícil de establecer. En la industria inicialmente se aso­ ciaba la calidad al «cumplimiento de un conjunto de normas» por parte de un producto. Actualmente se ha ido más allá introduciendo un aspecto básico: «llegar a satisfacer las necesidades de las personas», requerimientos cambiantes con el tiempo. Cabe formularse algunas preguntas, entre ellas: ¿un suelo afectado por salinidad (Cap. 24) es un suelo de buena o de mala calidad? La contestación debe ser «depende». Si las necesidades de las personas se centran en la producción agrícola, la respuesta será que «se trata de un suelo de mala calidad por el exceso de sales». Por el contrario, si lo que se pre­ tende es proteger los distintos ecosistemas, estos suelos serán de buena calidad para un biotopo integrado por plantas halófilas. La escala de valores puede por consiguiente variar. Con el segundo enfoque se valora la calidad ambiental de un determinado paisaje salino. El ejemplo anterior no debe desconcertar. Evidentemente un suelo con elevadas con­ centraciones de contaminantes será un suelo de mala calidad, ya que supone un riesgo para la salud, para el medio y no resulta productivo para la agricultura. En estos casos habrá que actuar, mientras que en el caso de los suelos salinos no necesariamente, si hay suelos alter­ nativos que cultivar, a veces, incluso, con menores inversiones. En Ciencia del Suelo se ha avanzado todavía poco en la definición de qué se entiende por c a lid a d , a pesar del interés en hacerlo para gestionar, mantener y poder transmitir los suelos en un estado aceptable para las futuras generaciones. Los trabajos sobre el tema se han multiplicado (Doran et al., 1994; Doran et al., 1996, Gregorich y Cárter, 1997). El estudio de la c a lid a d d e u n s u e lo lleva a con­ siderar los siguientes aspectos (Doran y Parkin, 1994; Bezclicek et al., 1996):

•

Importancia del suelo para los ecosistemas y la salud.

• •

Importancia biológica del suelo. Funciones que debe desarrollar un suelo: agrícolas / medioambientales / forestales / urbanas / recreativas. • Indicadores cuantitativos de la calidad: físicos / químicos / biológicos / ecológicos. •

Impactos de una mala gestión del suelo.

825

• Degradación / rehabilitación de suelos. • Sostenibilidad del desarrollo en relación con la calidad del suelo. • Beneficios de una buena gestión de suelos: productividad / calidad ambiental / salud / calidad de los alimentos. • Respuesta de los suelos a los cambios en su gestión y manejo y resistencia a los estrés derivados de fuerzas naturales o prácticas agrícolas. • Necesidad de una legislación y normativas para preservar la calidad. • Educación ambiental: hacer llegar al gran público qué es el suelo y qué papeles desempeña. El término r e s ilie n c ia (anglicism o), equivalente a elasticidad, hace referencia a la capacidad para volver a la forma o posición inicial después de actuar una fuerza. Se ha introducido su uso en relación al com portam iento de los suelos (Greenland y Szabolcs, 1994) y en este caso expresa:

• Tolerancia frente a estrés (Szabolcs, 1994). • Capacidad de un sistem a para volver después de una alteración a un nuevo equilibrio dinám ico (Blum y Santelises, 1994). Capacidad de autorregeneración. • Capacidad de un suelo para resistir cam bios adversos bajo un conjunto de condiciones ecológicas y de uso del terreno y volver a su equilibrio diná­ mico inicial después de la alteración (Rozanov, 1994). La resiliencia está relacionada con la capacidad de un suelo para conservar o recuperar su calidad o de degradarse al ser som etido a ciertas actuaciones.

2. Residuos y sustancias peligrosas Un residuo se puede definir como: Un material generado en actividades de producción y consum o que, en el con­ texto en que se produce, no alcanza ningún valor económico, por falta de una adecuada tecnología o por la inexistencia de un mercado. Históricamente la humanidad ha utilizado el suelo como receptor de residuos, ya fuese abandonándolos o extendiéndolos en su superficie y enterrándolos con las labores, caso del estiércol, o bien abriendo fosas para enterrarlos, así la leña de poda quemada en una zanja para recubrir posteriormente las cenizas. Estas formas tradicionales de deshacerse de los residuos no llegaban a superar la capacidad de aceptación del suelo, y por ello no provoca­ ban efectos desfavorables para el medio ambiente, antes, al contrario, se conseguía mejorar la fertilidad del suelo. Los cambios operados en la sociedad actual han hecho aumentar 826

considerablemente los tipos de residuos, su cantidad y peligrosidad, de forma que resulta ineficaz la práctica tradicional de abandonarlos o de incorporarlos al suelo de manera incontrolada. Los problemas de salud pública, la optimización de los usos del suelo y de calidad de los suelos y ambiental obligan a buscar soluciones satisfactorias para el manejo y elimina­ ción de residuos, así como para el tratamiento de terrenos contaminados. En la actividad económica habitual se utilizan una serie de elementos y pro­ ductos químicos que, en el caso de acumularse en un suelo por encima de deter­ minadas concentraciones, pueden ocasionar contaminación. Ciertas actividades derivadas de una agricultura muy intensiva, basada en el uso de agroquímicos, así como la ganadería sin tierra, pueden representar un riesgo de contaminación ambiental que interesa estudiar, prever, evitar y, si es el caso, corregir. La conta­ minación en agricultura puede deberse a los x e n o b ió t ic o s y a sus productos de degradación:

Xenobiótico: • Producto orgánico de origen industrial. • Sustancia extraña a los seres vivos.

El uso de agroquímicos en cantidades superiores a las dosis recomendadas, o bien el empleo de productos ya desaconsejados e incluso prohibidos por las directivas de otros paí­ ses, pueden dar origen a una contaminación. En algunos países en vías de desarrollo se siguen utilizando productos contaminantes, al no existir normativas legales que restrinjan su empleo. A partir de 1990 se empezó a generalizar el concepto de a g r ic u ltu r a d e p r e c i­ sió n , por sus beneficios ambientales potenciales. El transporte de agroquímicos en

el suelo viene afectado por las propiedades químicas, las condiciones hidrológicas y las prácticas de manejo. Una agricultura que precise el momento, la localización y la frecuencia de insumos a incorporar al suelo puede tener unos efectos impor­ tantes frente al riesgo de contaminación, al disminuir el transporte de elementos potencialmente contaminantes fuera del suelo, ya sea por escorrentía superficial o por lavado a las capas freáticas (Baker et al., 1996). Por otro lado, un pasado industrial puede haber dejado en el suelo sustancias peligrosas para la salud o el medio ambiente, que pueden dejar sentir sus efectos cuando se produzca un cambio de uso de dichos terrenos. Problemas de ese tipo se han presentado en zonas recalificadas urbanísticamente como parque público, llegando a citarse casos de intoxicación de niños al jugar con la tierra contami­ nada. En el momento actual, la gestión de residuos ha adquirido una gran importan­ cia, por las características de las sociedades industrializadas y el nivel de percep­ ción de la calidad del medio ambiente de una parte cada vez mayor de la sociedad. 827

La variedad de residuos y de sustancias peligrosas deriva de su múltiple ori­ gen. De acuerdo con las directivas europeas y la Ley de Residuos de Cataluña, existe un Catálogo norm alizado de residuos en el que se expecifica cuáles son valorizables vía aplicación al suelo o compostaje. Atendiendo a su procedencia los residuos pueden agruparse en: Residuos Residuos sólidos urbanos (RSIJ) Residuos domésticos

Caracteres

Producción (Otero, 1988): En zonas rurales: 150 a 250 kg hab 1 año ' En zonas urbanas: 240 a 350 kg hab -1 año 1 En zonas urbanas: 430 kg h a b 1 año ' 1 (JRGC, 2003)

Lodos de depuradora Compost urbano

Se originan al depurar aguas residuales.

Residuos de edificación y obras públicas

Alteración del suelo natural en el entorno del edificio. Acumulación de residuos muy inertes. Compactación por circulación de maquinaria.

Residuos de derribos

Escombros de edificación a vertedero. Escayola. Residuos de fibras de asbesto utilizado como aislante: tóxico.

Residuos industriales Residuos inertes Escorias de desfosforilación Residuos tóxicos y peligrosos Aceites usados Residuos radioactivos Tierras de refinado de aceites

Requieren una eliminación controlada que en España se rige por la ley 20/1986 Básica de Residuos Tóxicos y Peligrosos; y por las por las normas legales de diversas Comuni­ dades Autónomas.

Industrias obsoletas

Pueden dejar terrenos contaminados al plantear un cambio de uso de los mismos.

Residuos mineros y de cantería

Elementos químicos: Tóxicos: por ejemplo, mercurio. Liberables: por ejemplo, sulfatos a partir de pirita en escombreras de carbón.

Residuos agrícolas Residuos vegetales Pu riñes Cría Xenobióticos (agroquímicos) Espumas de azucarería Vinazas de destilería Orujos de almazara, Alpechín Efluentes agroindustriales: conserveras/fábrica de azúcar/cerveza/ lácticas/mataderos industriales Residuos forestales

828

Tocones, cortezas y otros.

La problemática de los residuos y sustancias peligrosas va más ligada a su potencial contaminante, a sus características físicas y químicas y a su localización concentrada, que a la masa total producida.

3.

Áreas misceláneas: Terrenos contaminados y terrenos abandonados

Aquellas áreas complejas, heterogéneas y que están muy antropizadas por actividades extractivas, industriales u otras, conservan poco suelo natural, e incluso a veces éste ha desaparecido íntegramente. Por ello se incluyen dentro del concepto de á r e a s m is c e lá n e a s , definidas (Wambeke y Forbes, 1985) como:

— Clase de unidades cartográficas que se caracterizan por: No tener suelo. No tener sino escasa o ninguna vegetación. Tener suelos altamente contaminados o perturbados. — Las principales causas de esta falta de suelo son: La erosión activa. El lavado muy intenso de los materiales por el agua que los atraviesa. Los defectos del material para poder dar lugar a un suelo. Por ejemplo, una arena cuarzosa. Las actividades antrópicas: industriales, mineras, constructivas, jales(mx), etc. Para que un área miscelánea recupere su valor ecológico y se pueda implantar vegeta­ ción se requerirán importantes esfuerzos e inversiones encaminados a su rehabilitación. Las áreas que reconocen como misceláneas Wambeke y Forbes (1985) son:

— Naturales: Afloramientos rocosos. Canchales Barrancal. Coladas de lava. Malpais. Playas. Salinas Arenales. Campos de dunas. Áreas de erosión eólica. Glaciares. Masas de agua.

— Antrópicas: Canteras. Graveras. Areneros. Excavaciones. Áreas explanadas. Escombreras de mina. Escombros urbanos. Vertederos. Solares urbanos. Solares industriales. Vertidos industriales.

Las áreas misceláneas de origen antrópico pueden agruparse en dos categorías con una problemática claramente diferenciada (Hester y Harrison, 1997): 829

T e r r e n o s c o n t a m in a d o s (ingl., Contaminated land)

— Presentan un riesgo actual o potencial para la salud o el medio ambiente, como resultado de un uso actual o pasado. — Presentan sustancias químicas peligrosas: metales pesados, compuestos orgánicos, aceites, alquitranes, sales solubles, etc. — Ejemplo: terreno de una antigua industria química. T e r r e n o s a b a n d o n a d o s (ingl., Derelict land)

— Dañados de forma tan intensa por actividades pasadas que es imposible su uso sin un tratamiento previo. — Ejemplo: cantera. Si bien porcentual mente la superficie de las áreas misceláneas de origen antrópico no suele ser grande, su localización, próxima a núcleos de población o en áreas de reciente urbanización e incorporación a cascos urbanos, o su impacto visual en el paisaje, explican el interés por actuar en ellas para rehabilitarlas. En el presente capítulo se aborda la problemática de los t e r r e n o s c o n t a m in a ­ d o s p o r a c t iv id a d e s in d u s tr ia le s ; en el Capítulo 28 se estudia la incidencia de las

prácticas agrícolas en la contam inación; y en el Capítulo 29, la degradación y mejora de terrenos afectados por actividades extractivas y mineras, así com o las zonas urbanas y periurbanas.

4.

Contaminación de suelos La c o n t a m in a c ió n puede definirse como:

Aporte de un elemento o de un compuesto quím ico desde el exterior del lugar, que provoca un aumento respecto a la concentración inicial, lo que produce efectos desfavorables, tanto por su acción desactivadora, como si provocan un aumento excesivo de la actividad. La contaminación provoca una perturbación del suelo, que se traduce en una pérdida de calidad y aptitud para el uso o lo hace inutilizable, a no ser que se le someta a un tratamiento previo. La contaminación se asocia con la entrada de sustancias que, a partir de una cierta concentración, deben considerarse como no deseables, tal como ya expre­ saba la frase «Sola dosis facit venenum» (Paracelso, s. xvi). El suelo puede contener una gran variedad de elementos químicos, por lo que puede resultar difícil establecer a partir de qué momento, un mismo elem ento deja de ser beneficioso o indiferente, para pasar a tener la cualificación de contam i­ nante. Asimismo, también resulta difícil precisar cuándo deja de estar contam i­ nado un suelo que está siendo objeto de un proceso de recuperación. 830

Cabe hacer una distinción entre suelo y terreno contaminado:

Suelo contaminado:

presenta uno o más elementos o productos químicos a elevadas concentraciones.

Terreno contaminado:

se establece bajo un régimen normativo determinado, cuando el daño ocurre o es probable que se produzca. Las disposiciones legales varían de unos países a otros.

La declaración de terreno contaminado dependerá del nivel de exigencia de la norma­ tiva legal existente, para una misma concentración de contaminante. En algunos países la legislación ambiental está más desarrollada que en otros, igual puede ocurrir entre comuni­ dades autónomas o regiones contiguas. Esto hace que, con un marcado cinismo, algunas industrias se aprovechen de estos vacíos legales para instalarse en lugares con menores cos­ tes de producción, al tener menores exigencias ambientales. El problema es de ética empre­ sarial, de una falta de visión del medio ambiente como algo global y del debido respeto a las poblaciones donde se instalan, mientras se llega a acuerdos internacionales. Según el tipo de actividad se pueden citar los siguientes contaminantes: Contaminantes principales Orgánicos: Hidrocarburos Hidrocarburos clorados Hidrocarburos aromáticos policíclicos Disolventes orgánicos Pinturas/lacados Inorgánicos: Plomo Cromo Cinc Cianuro Cobre Arsénico Níquel Cadmio Mercurio

Fuentes antrópicas Industrias y solares de antiguas industrias desechos/polvo/efluentes

Agricultura Cd Productos de degradación Cu, Zn, Mn Pb

Fertilizantes (Cap. 28) Xenobióticos (Cap. 28) Estiércoles y purines (Cap. 28)

Caza Perdigones

Actividades urbanas p o 43-

Aguas residuales/Detergentes Compost de basuras urbanas Lodos residuales de depuradoras

Vía de comunicación Pb

Combustión de derivados del petróleo

Minería

so42Pb, Zn, etc.

Pirita (Cap. 29) Escombreras con metales pesados

831

La respuesta de las plantas a la contaminación del suelo/agua/aire puede utilizarse como indicador de contaminación. Los sistemas de ensayo biológico se basan en la identificación de efectos fisiológicos de los contaminantes sobre las plantas y permi­ ten evaluar el riesgo de tensión sobre las personas (http://www.steinbeis-europa.de).

5.

Contaminación por elementos traza

5.1. Fondo geoquímico En la naturaleza cada elemento tiene su ciclo biogeoquímico, que puede ser pertur­ bado por la interacción de otros elementos, de forma natural o bien por aportaciones deri­ vadas de actividades antrópicas. La interacción por aportes del mismo elemento puede conllevar que se alcancen concentraciones que supongan un riesgo actual o potencial de contaminación. En los ciclos bigeoquímicos desempeñan un importante papel los procesos de meteori­ zación (Cap. 17), ya que son ellos los que liberan progresivamente los distintos elementos contenidos en los minerales constituyentes de las rocas o material originarios del suelo (Cap. 7). Unos elementos pasan a ser solubles y son susceptibles de ser translocados (empobrecimiento), mientras que otros permanecerán en el suelo, distribuidos en los distin­ tos horizontes, a veces concentrándose (enriquecimiento absoluto o relativo), sin que se pueda hablar de contaminación en estos casos. El interés en poder interpretar la presencia de elementos traza en un medio ha llevado a introducir el concepto de:

Fondo geoquímico de un elemento: Concentración del elemento en un determinado medio, en ausencia de cualquier aporte externo específico derivado de la actividad humana. El fondo geoquímico de un mismo elemento variará según el material originario (Goldschmidt, 1954; Fassbender, 1984; Kabata-Pendias y Pendías, 1992):

mg Kg-' Elementos Cd Co Cr Cu Hg Mn Mo Ni Pb V Zn

832

Rocas sedimentarias

Rocas ígneas Rocas básicas

Rocas intermedias

Rocas acidas

Rocas arcillosas

Areniscas

0,13-0,22 35-50 170-200 60-120 0,0x

0,13 1,0-10 15-50 15-80 0,0x 500-1.200 0,6-1,0 5-55 12-15 30-100 40-100

0,09-0,20 1-7 4-25 10-30 0,08 350-600 1-2 5-15 15-24 40-90 40-60

0,22-0,30 11-20 60-100 40 0,18-0,40 500-850 0.7-2,6 50-70 18-25 100-130 80-120

0,05 0,3-10 20-40 5-30 0,04-0,10 1(K1-5CX) 0,2-0,8 5-20 5-10 10-60 15-30

1.200-2.000 1,0-1,5 130-160 3-8 200-250 80-120

Rocas Calcáreas 0,035 0,1-3,0 5-16

2-10 0,04-0,05 200-1.000 0,16-0,40 7-20 3-10 10-45 10-25

El estudio de los distintos minerales pone de manifiesto cual puede ser su aporte en elementos al fondo geoquímico. De acuerdo con la secuencia de meteo­ rización (Cap. 17), se obtiene información útil para interpretar posibles contamina­ ciones antrópicas, al poder o no atribuir la presencia y concentración de un determinado elemento a un mineral fuente (Fassbender, 1984): M in eral p rim a rio

E lem en to s p rin cip ales

E lem en to s accesorios

Olivino Hornblenda Augita Biotita Apatito Anortita Andesina Oiigoclasa Albita Ortoclasa Moscovita llmenita Magnetita Turmalina

Mg, Fe, Si Mg, Fe, Ca, Al, Si Ca, Mg, Al, Si K, Mg, Fe, Al, Si Ca, P, F Ca, Al, Si Ca, Na, Al, Si Na, Ca, Al, Si Na. Al, Si K, Al, Si K, Al, Si Fe, Ti Fe Ca, Mg, Fe, B, Al, Si

Ni, Co, Mn, Li, Zn, Cu, Mo Ni, Co, Mn, Se, Li, Zn, Cu, Ga, V Ni, Co, Mn, Se, Li, V, Zn, Pb. Cu, Ga Rb, Ba, Ni, Co, Se, Li, Mn, V, Zn, Cu, Ga Pb, Sr, Cd Sr, Cu, Ga, Mn Sr, Cu, Ga, Mn Cu, Ga Cu, Ga Rb, Ba, Sr, Cu, Ga F, Rb, Ba, Sr, Ga, V Co, Ni, Cr, V Zn, Co, Ni.Cr, V Li, F, Ga

5.2.

Distribución y especiación de los elementos traza a partir de la solución del suelo

La distribución de los elementos traza en la naturaleza vendrá condicionada por el fondo geoquímico y por aportes antrópicos actuales o derivados de activida­ des contaminantes llevadas a cabo en el pasado. Algunos países empiezan a tener información cartográfica del fondo geoquímico, lo que facilitará las investigaciones de una posible contaminación. La distribución de un contaminante en un suelo varía en función de la profundidad (horizonte) de la movilidad del elemento (Cap. 10) y de los procesos de traslocación habi­ dos desde su llegada al suelo. Los elementos potencialmente contaminantes pueden hallarse en forma soluble; adsorbidos en forma intercambiable; fijados de forma irreversi­ ble; o precipitados. Los iones de la solución del suelo pueden formar un gran número de especies debido a reacciones de hidrólisis, complexación o redox, con efectos tóxicos mar­ cadamente distintos. Las especies iónicas individuales que se puedan formar en solución, si no son determinables analíticamente, habrá que recurrir a modelos de especiación química (Sparks. 1995) para identificarlas. La especiación de un elemento hace referencia a las formas químicas de los iones libres o complejos solubles y define los modos de asociación entre anio­ nes y cationes en solución y los modos de asociación y localización de los cationes y aniones sobre o en la matriz (Bourrelier y Berthelin, 1998). La forma resultante de la especiación condiciona la movilidad, biodisponibilidad y toxicidad de un mismo elemento, es decir su comportamiento como conta­ minante potencial en un determinado medio. 833

5.3.

Cargas críticas

Un suelo puede recibir aportes procedentes de la atmósfera de diferentes tipos: • • •

En forma de polvo: arena, yeso, etc. En forma de aerosoles: sales solubles, entre otros. En forma de compuestos acidificantes (lluvias ácidas) y elementos traza.

Los suelos de zonas áridas y semiáridas suelen tener carbonato cálcico como componente importante (Cap. 7), lo que les confiere un elevado poder tampón frente a aportes acidificantes. Los suelos ácidos, por el contrario, serán muy sensi­ bles a los aportes atmosféricos ácidos. La preocupación creciente a nivel internacional en relación con las emisiones de gases contaminantes ácidos a la atmósfera llevó a introducir métodos de control de las em isiones basados en efectos nocivos y niveles críticos para el m edio ambiente y la salud pública. Este enfoque llevó a introducir el concepto de carga crítica de contam inantes o carga aceptable de contam inantes, aspectos que han sido estudiados por Macías (2002).

Carga crítica de contaminante La cantidad m áxim a de un com ponente dado que puede llegar a recibir un suelo o un ecosistema, de manera que, a largo plazo, no se presenten efectos nocivos sobre la estructura y funciones del suelo o del ecosistema, según los conocimientos disponibles. Permiten sectorizar el espacio en zonas con diferentes grados de sensibilidad frente a este tipo de impactos y cuantificar la disminución de la capacidad de amortiguación del sistema que se produciría. Se han definido las cargas críticas de acidez por azufre y nitrógeno, las cargas críticas de eutrofización por nitrógeno (Cap. 28), las cargas críticas de metales pesados y compuestos orgánicos persistentes. El concepto se empezó a aceptar a partir de 1983, con objeto de las discusiones sobre la reducción de las emisiones de gases contaminantes ácidos a la atmósfera y utilizado como criterio para definir estrategias de reducción de gases acidificantes (óxidos de azufre y nitrógeno), compuestos eutrofizantes (NOx y NH3), ozono, metales pesados, compuestos orgánicos volátiles (COV) y persistentes (COP) (UN/ECE, 1990). La aplicación del concepto de carga crítica se basa en la idea que es posible determinar las curvas de respuesta de los sistemas naturales frente a los contaminan­ tes producidos por acciones antrópicas. La determinación de los elementos sensibles y los efectos dañinos significativos para cada ecosistema o suelo permite establecer la carga crítica como un punto de la curva de respuesta de los daños (efectos) frente a la adición de un contaminante a partir del cual un nuevo aporte supondría la apari­ ción de efectos reconocibles en el ecosistema (Macías, 2002). Este tipo de informa­ 834

ción puede ser cartografiada para identificar de forma gráfica las áreas con excesos de carga y, por medio de un GIS, relacionarlas con mapas de transporte y de flujos y deducir responsabilidades referentes al origen de la contaminación o bien para selec­ cionar los emplazamientos más idóneos para determinadas actividades, en función de la capacidad de amortiguación, evitando costes de medidas correctoras. Los criterios químicos de la UN-ECE para determinar las cargas críticas de acidez son los siguientes: Criterio

pH horizonte E: B:

Alcalinidad (pEq L '1)

Suelo forestal Rizosfera

Aguas freáticas Nivel freático

Lagos medios Tramo medio arrojos

>4,0

>6,0

>6,0

> 100-140

>50

<0,08

> 4,4 (a 1 m)

>300

CNA (S 0 42')

(Capacidad de neutralización de ácidos) Aluminio total (A1T) en la fase líquida del suelo (mg L ') Aluminio lábil (Al,) (mg L”1) Ca/Al (mol.)

<4

<0,1

>2

<0,03

>1

>5

NO-f NH4/K (molar)

<50 <5

<31

>1

En Europa se han establecido tres niveles, según cual sea el procedimiento empleado para determ inar la sensibilidad de un suelo a la acidificación y, por tanto, la capacidad de amortiguación (o neutralización) de ácidos en el suelo. El nivel 0 consiste en determ inaciones cualitativas basadas en la experiencia de correlaciones entre daños reales y determinadas condiciones naturales de los siste­ mas, el nivel 1 , en determinaciones cuantitativas considerando sistemas en equili­ brio estacionario (método del balance biogeoquímico); y el nivel 2 considera la utilización de modelos dinámicos (Macías, 2002). La acidificación puede movilizar, entre otros elementos del suelo, al aluminio, en formas solubles e intercambiables (Cap. 10), lo que provocará filotoxicidad en plantas sensibles. Para poder realizar balances del contenido de contaminantes en el suelo a lo largo del tiempo interesa disponer de observatorios de seguimiento y conocer (Bourrelier y Berthelín, 1998): • • • • •

Flujos de entrada y de salida. Poder tampón. Umbrales de toxicidad según distintos usos. Valores guía. Flujos admisibles. 835

Los valores guía para contaminantes clave son aquellos que permiten evaluar la concentración del elemento o com puesto en un medio dado: Valor normal: fondo geoquímico o concentraciones mayores permisibles para la salud y el medio. Valores de alerta: requieren posteriores investigaciones. Valores de acción: requieren actuaciones para remediar la contaminación. En el establecimiento de los valores guía hay que tener en cuenta: • Disponibilidad del contaminante / biodisponibilidad, • Toxicidad. • Vías para llegar al receptor. • Impactos potenciales sobre la salud y el medio.

5.4.

Suelos contaminados por Pb, Zn, Cd

El Pb, Zn y Cd se hallan en la litósfera con unos contenidos medios (fondo geoquímico) de: Cd 0,2 mg kg-1 Pb 16 mg kg-1 Zn 80 mg kg"1 Estos valores se corresponden con los contenidos medios de las distintas rocas, tanto ígneas como sedimentarias. Los tres elementos tienden a formar sulfuras, por lo que suelen estar asociados com o menas (minerales utilizables como m ateria prima para extraer metales) y como contaminantes. El Cd puede sustituir al Zn en la esfalerita (Klein y Hurlbuert, 1993); por otro lado, puede sustituir al C en el apatito, por lo que puede llegar al suelo con los fertilizantes fosfatados. Las especies minerales más importantes de Cd, Pb, Zn y Cu (menas) son: Cadmio Plomo Zinc Cobre

CdS PbS ZnS CuFeS2

greenokita galena esfalerita calcopirita

La minería de estos elementos puede dar lugar a residuos líquidos que suelen almace­ narse en balsas de decantación que ocupan grandes extensiones. Deben construirse utili­ zando las técnicas empleadas para presas de tierras, con un núcleo de arcilla y tierra ade­ cuadamente compactada para evitar fugas o roturas, que podrían resultar catastróficas para el medio ambiente y la salud. 836

En el caso de contaminaciones por Pb, Zn ó Cd interesa destacar que es muy posible que los tres elementos estén presentes cuando se detectan problemas con uno de ellos. De acuerdo con los trabajos de Nriagu (1980), la biodisponibilidad del Pb en sistemas naturales viene controlada en medios ácidos y neutros por la presencia de P043', que da ori­ gen a minerales altamente insolubles: Especies minerales

Fórmula

log Kps

Cloropiromorfita Fluoropiromorfita Hidroxipiromorfita

Pb,(P04),Cl Pb5(P04)3F Pb,(P04)30H

-84,4 -76,8 -82,3

Análogamente ocurre con el Zn al formarse hopeita: Zn3(P04)2 • 4H20 (log Kps= -35,3); o bien tarbutita (log Kps = -26,6). El hecho de que estos fosfatos sean muy estables en suelos ácidos y neutros lleva a la con­ clusión que la biodisponibilidad del Pb disminuye si se añade PO/~ a los suelos contaminados (Kumar et al., 1995). El efecto será análogo respecto al Zn. No obstante, la incorporación de fosfatos no puede llevarse a cabo de forma incontrolada, especialmente cuando exista As fijado en el suelo, ya que el P043- puede competir con el arseniato por estas posiciones de intercam­ bio aniónico. Un exceso de fosfato podría provocar un paso del As a la solución del suelo:

Con lo que se pasaría de un problema por plomo a una contaminación por arsénico. El estudio de la química de los suelos contaminados resulta, por consiguiente, imprescindible para asesorar y actuar de la forma más correcta posible.

5.5.

Aplicación de la geoestadística y los SIG al estudio de los suelos contaminados

El estudio de suelos contaminados requiere numerosos muéstreos y análisis de labora­ torio, para caracterizar los contaminantes existentes y sus respectivas concentraciones. La representatividad de las muestras y el problema de escala muestra-terreno constituyen una limitación para la cartografía de las zonas contaminadas, si se utilizan técnicas cartográfi­ cas clásicas. Las técnicas geoestadísticas (Webster y Olivier, 2000) pueden resultar útiles al ser apli­ cadas a este tipo de estudios. El krigeaje es una técnica que permite mejorar la precisión de las interpolaciones, ya que la varianza teórica de krigeaje indica la precisión de la estimación y permite identificar zonas en las que la estimación es poco fiable (Bourrelier y Berthelin, 1998). El variograma informa sobre la estructura espacial de la variable, y el cokrigeaje mejora las estimaciones en presencia de varios contaminantes en el suelo (Webster y Oliver, 1990; Samper y Carrera, 1990). 837

La información espacial referente a un terreno contaminado constituye un conjunto de datos georeferenciados que puede ser analizado y gestionado mediante un sistema de información geográfico (SIG) sobre soporte informático para facilitar la toma de decisio­ nes (Pantazis y Donnay, 1996; Gutiérrez y Gould, 1992; Cebrián, 1998).

6.

Riesgos derivados de la contaminación

En la terminología referente a la contaminación cabe distinguir tres conceptos (Bourrelier y Berthelin, 1998):

T ox icid a d (ingl. toxicity, fr. toxicité): propiedad o potencial de una sustan­

cia química o material para producir daños (alteraciones en ciertas funcio­ nes) en sistemas biológicos. La toxicidad se manifiesta cuando la sustancia se introduce en el organismo. La toxicidad puede ser aguda, subaguda o crónica. En este último caso se debe a los efectos irreversibles a largo plazo por absorción de pequeñas dosis acumulativas. P elig ro (ingl. hazard, fr. danger): naturaleza del efecto adverso provocado

por el material tóxico. R ie sg o (ingl. risk, fr. risque): probabilidad de sufrir un efecto o pérdida

resultante de circunstancias específicas. La probabilidad y el efecto o pér­ dida son medibles, en principio.

La toxicología estudia los efectos de un contaminante en un organismo vivo, mediante la administración de distintas dosis del producto. Los parámetros que se utilizan en la eva­ luación son:

LDX

Dosis responsable de un efecto letal observado en un x % de la muestra des­ pués de un tiempo de aplicación dado.

LD50

Dosis letal para el 50 % de la muesta después de un tiempo de aplicación dado

ED50

Dosis que produce efecto observable en un 50 % de la muestra después de un tiempo de aplicación dado.

NOEL Dosis máxima que se puede administrar a la muestra sin que se produzcan efec­ tos observables después de un tiempo de aplicación dado. LOEL Dosis mínima para la que se ha descrito un efecto observable en la muestra des­ pués de un tiempo de aplicación dado.

La ecotoxicología estudia los efectos de un contaminante en el ecosistema (Straalen y Krivolutsky, 1996). Se estudian las concentraciones del producto en el medio. Los paráme­ tros utilizados son: 838

LC50

Concentración letal para el 50 % de la muestra después de un determinado tiempo de exposición.

EC50

Concentración que produce efecto observable en un 50 % de la muestra des­ pués de un tiempo de exposición.

NOEC Concentración máxima que puede existir en el medio sin que se produzcan efectos observables después de un determinado tiempo de exposición. Las técnicas toxicológicas son las más frecuentemente utilizadas por ser las que permi­ ten obtener resultados de forma más rápida a menor coste y en condiciones de laboratorio. No obstante, cabe destacar que los estudios ecotoxicológicos son los que más se aproximan a las condiciones reales: — Ensayos toxicológicos: Microbioanos. Mesofauna. Lombrices de tierra. Plantas. Animales superiores. — Ensayos ecotoxicológicos: Micro-cosmos. Meso-cosmos. Macro-cosmos. Diversos niveles tróficos. Para evaluar la ecotoxicidad de un contaminante potencial se han desarrollado y normalizado algunos ensayos referentes a: — — — — —

Ensayos microbianos. Ensayos con microfauna y mesofauna. Ensayos con lombrices de tierra. Ensayos con micro-cosmos. Ensayos con meso-cosmos.

Los ensayos de seguridad/riesgo se basan en someter diversos organismos de diferentes niveles de la cadena trófica (plantas, microrganismos, lombrices de tierra, etc.), a distintas dosis del producto y evaluar sus efectos. De este modo se pueden llegar a determinar los niveles de efectos no observados (NOEL y NOEC). Los estudios de contaminación del suelo se pueden llevar a cabo por dos vías diferen­ tes: realizando análisis químicos de los suelos o de las plantas, lo que puede permitir eva­ luar el nivel de contaminación de forma cuantitativa, o bien evaluando la respuesta de las plantas en un suelo que se supone contaminado. Para evaluar la respuesta de las plantas en un suelo contaminado puede introducirse un índice de tolerancia:

839

^*1 u| II H

c„

Cc = crecimiento en un suelo contaminado. C„ = crecimiento en un suelo normal.

El uso de especies indicadoras puede proporcionar una información cualitativa de la contaminación. Entre los organismos más utilizados en este tipo de estudios se encuentran los liqúenes. La actividad de los fitosanitarios en el suelo se estudia por medio de la res­ puesta de microartrópodos.

6.1.

Componentes del riesgo

En la Conferencia de las Naciones Unidas sobre el M edio Humano celebrada en Estocolmo en 1972, se definió el concepto de efecto exposición, como: Las relaciones cuantitativas entre la exposición a un contam inante y el riesgo de la magnitud de un efecto no deseado, bajo circunstancias especificadas, definidas por variables m edioambientales y variables objetivo. Cuando se alcance un determinado valor de la magnitud del efecto puede hacerse nece­ saria una acción de evacuación de la población. Esto se debe a que se produce una elevada concentración de un tipo de producto contaminante en un corto lapso de tiempo y en un espacio generalmente reducido. El suelo puede que deba ser abandonado para el cultivo durante un cierto número de años. Casos de este tipo se han producido en Seveso (Italia) como consecuencia de un accidente en una industria química; en Chernobil (Ucrania) por una contaminación a partir de una central nuclear; y en la zona de Aznalcóllar-Aznalcázar (Sevilla, España) por un derrame incontrolado de una balsa de almacenamiento de residuos de minería de sulfuras. La mayoría de las veces la contaminación es gradual y dispersa y se debe a múltiples contaminantes. Interesará disponer de criterios (valores guía) para poder tomar decisiones acerca de si el suelo es adecuado para soportar un determinado uso. El riesgo se hace efectivo dependiendo de la concentración, biodisponibilidad, facilidad de acceso y duración de la exposición. Cuando el riesgo es alto habrá que prescribir una actuación. Las acciones ven­ drán condicionadas por los componentes del riesgo a definir en cada situación (Hester y Harrison, 1997) y que son:

Fuente: sustancia o grupo de sustancias tóxicas con potencial para causar efectos perjudiciales. Vía:

ruta por la cual un receptor podría estar expuesto a, o afectado por, la fuente. R eceptor: entidad que está siendo afectada adversamente por la fuente. Es el blanco de la fuente. 840

Todos los receptores potenciales de riesgos no se hallan presentes en todos los emplazamientos ni todos ellos tienen la misma sensibilidad. Habrá que identificar quién está bajo riesgo: • •

•

• •

6.2.

Personas (niños/adultos/ancianos). Ecosistemas o sus compartimentos: — Biotopo. — Biocenosis. Recursos hídricos: — Aguas superficiales. — Aguas subterráneas. Agroecosistemas. Construcciones.

Biodisponibilidad

La presencia en un medio de una sustancia tóxica supondrá un mayor o menor riesgo dependiendo de su biodisponibilidad: •

Disponibilidad de una sustancia para un organismo específico.

•

Especie química presente que puede ser transferida del medio al interior del organismo vivo.

•

Si el organismo es una planta, se habla de

iltodisponibilidad.

Un elemento o sustancia biodisponible provocará toxicidad en el caso en que tenga efectos fisiológicos desfavorables. La movilidad de los distintos elementos en un suelo (Cap. 10) condiciona su biodisponibilidad. La biodisponibilidad sólo puede medirse en términos del efecto de un contaminante concreto sobre un determinado organismo. Es una característica cinética, que depende de aquellos aspectos del suelo que controlan la concentración y la movilidad de los distintos elementos y compuestos en el suelo: — Condiciones del medio: pH: reacción del suelo. Eh: aireación. Contenido de C-orgánico. — Reacciones de control: Equilibrio ácido-base. Complexación con ligandos orgánicos e inorgánicos. Precipitación y disolución de sólidos. Óxido-reducción. Intercambio iónico y adsorción. Degradación (fotoquímica, microbiana, etc.).

841

Hay que destacar que un mismo elemento químico no presenta siempre la misma biodisponibilidad, dependiendo de la espcciación y del compuesto de que forme parte. El hecho de que la absorción de contaminantes altere las funciones de los organismos del suelo conducirá a un deterioro de la función ecológica del suelo. No obstante, dado que no todos los organismos sufren toxicidad frente a una misma concentración de un contaminante determinado, y que una misma función en el suelo puede ser realizada por distintos tipos de organismos (redundancia funcional), la respuesta frente a un vertido contaminante no será igual a escala de un microorganismo, que para la función ecológica del suelo. Ésta puede seguir siendo mantenida por aquellos que resulten resistentes (van Straalen et al., 1996), si bien hay que destacar que la sustitución puede no producirse a nivel de la cadena trófica.

6.3.

Riesgos para los ecosistemas

Un ecosistema está integrado por un componente abiótico (biotopo) y por un componente biótico (biocenosis). Verá afectado el ciclo biogeoquím ico de los dis­ tintos elementos y la cadena trófica de producirse una incorporación de contam i­ nantes. Pueden desencadenarse procesos de bioacumulación y/o de transferencia, cuyos efectos dependerán de la capacidad tampón del biotopo y de la sensibilidad y capacidad de adaptación de los individuos que integran la biocenosis.

6.4.

Riesgos para los suelos

Los efectos desfavorables de los contam inantes en el suelo com o sistem a (Genou y cois., 1992) pueden ser:

— Destrucción del poder de autodepuración por procesos de regeneración biológica normales, al haberse superado la capacidad de aceptación del suelo. Se ve afectado el ciclo biogeoquímico y la función de biofiltro. — Disminución cualitativa y cuantitativa del crecimiento normal de los microorganis­ mos del suelo, o bien alteración de su diversidad, lo que hace aumentar la fragilidad del sistema. — Disminución del rendimiento de los cultivos con posibles cambios en la composi­ ción de los productos, con riesgo para la salud de los consumidores, al entrar deter­ minados elementos en la cadena trófica. — Contaminación de las aguas superficiales y freáticas por procesos de transferencia. Se alcanzan concentraciones superiores a las consideradas aceptables. — Disminución de las funciones de soporte de actividades de ocio. Los espacios conta­ minados presentan problemas de salubridad para los usuarios. Si el riesgo proviene de una sustancia orgánica bien conocida, como por ejemplo, anti­ bióticos, existen modelos que predicen la concentración que puede quedar en el suelo basa­ dos en la estructura química y en las cinéticas de degradación (Spaepen et al., 1997). 842

Dado que el suelo posee una cierta capacidad tampón frente a los elementos contaminantes incorporados, el efecto de éstos no se manifestará más que pasado un cierto tiempo. Hay que destacar que los contaminantes se difunden en el sistema hasta puntos muy alejados de donde tuvo lugar la incorporación, de manera que, al concentrarse por alguna causa, pueden dejar sentir sus efectos. En estos casos será muy difícil llegar a interpretar el origen de esta contaminación no puntual. Por ejemplo, la difusión desde un vertedero a una capa freática facilita la movilización de los con­ taminantes, con efectos allí donde aflore el agua subterránea afectada, quizás por un bombeo para riego.

6.5.

Evaluación de riesgos

El proceso de evaluación de un riesgo puede dividirse en cuatro etapas (Hester y Harrison, 1997): 1.

Identificación del peligro que suponen las sustancias tóxicas en el terreno considerado.

2.

Evaluación de la exposición del receptor-blanco a las sustancias tóxicas: Vías ambientales/Concentraciones en el punto de exposición. Evaluación de la relación dosis-respuesta. Caracterización del riesgo.

3. 4.

Asignación de nivel de riesgo a las conexiones

fuente-vía-receptor.

ESTUDIO DE CASOS Los agricultores japoneses de una determinada zona empezaron a presentar la enfermedad conocida como itaí-itaí, y hubo una centena de muertes a partir de un determinado año. Discutir el caso utilizando la siguiente información complementaria: — Alimentación a base de arroz. — Arrozales regados con agua de río contaminada con agua de drenaje y sedi­ mentos de una mina de cinc. — La dieta alimenticia a base de arroz regado con agua de otra procedencia no provocaba la enfermedad. Identificar las posibles causas.

Respuestas La enfermedad itaí-itaí se debe a la ingestión de Cd (Cap. 17). El fondo geoquím ico del Cd es de 0,2 mg Kg-1 en la litosfera El Cd es altamente tóxico para los humanos, los animales y las plantas (Chaney y Ryan, 1998).

843

7.

Evaluación ambiental del terreno

Para investigar una posible contaminación habrá que plantear llevar a cabo una evaluación am biental del terreno, EAT (en inglés: ESA, environm ental site assessment). Una EAT debe proporcionar información para la evaluación del riesgo y poder llegar a form ular recom endaciones acerca de las estrategias a emprender. Los aspectos a considerar son:

Identificación • ¿Existen compuestos que representen un riesgo actual o potencial para la salud o el medio ambiente? • ¿Existe el riesgo de que puedan ser liberados al medio, o que ya hayan sido libera­ dos? • Caracterización del terreno: revisión de antecedentes, inspección en campo/muestreos. Información acerca de: clima/gea/suelos/usos/aguas superficiales/capa freática/ pozos/fosas sépticas/clasificación ambiental. Evaluación • Fuentes de contaminación. Información acerca de: localización/naturaleza/concentración/usos actuales y pasados/degradabilidad del producto/toxicidad/volatilidad/solubilidad/reactividad/valores guía. • Estudio de los riesgos. Identificación y características de las vías fuente contaminante-receptor. Receptores objetivo: sensibilidad/localización. Gestión • Estrategias de saneamiento: esfuerzos a realizar/técnicas apropiadas. • Redacción del Informe de Evaluación Ambiental del Terreno con las conclusiones y recomendaciones. (síntesis de todo el Informe).

Dado que no existe ningún acuerdo internacional sobre cómo llevar a cabo una EAT, se puede tomar como referencia la Comprehensive Environmental Response, Compensation and Liability Act (CERCLA) propuesta por la Agencia de Protección Medioambiental de Estados Unidos de América. La Agencia añade la necesidad de realizar un seguimiento del terreno para evaluar los resultados y asegurar que no será necesario un nuevo saneamiento en el futuro. Como ocurre en cualquier tipo de investigación/prospección, se puede plantear un trabajo a distintas escalas (Cap. 21), para aum entar la eficacia y poder dispo­ ner de un primer Informe genérico en poco tiempo (trabajo a escala pequeña). Pos­ teriormente puede ser necesaria una investigación más exhaustiva (escala deta­ llada), que puede prolongarse a lo largo de varios años, permitirá profundizar todo lo necesario en el problema. Ni el tiempo, ni los medios, ni los costes serán los 844

mismos en uno y otro enfoque. Las características y urgencia de cada caso justifi­ carán la solución de compromiso que se negocie y que finalmente se adopte. El in v en tario , lo calización y características de terrenos potencialm ente contam inados debe ser objeto de un Registro de terrenos contaminados, que constituirá una información de utilidad para futuras actuaciones en las zonas: urba­ nísticas, de ordenación del territorio u otras.

8.

Estrategias frente a la contaminación de suelos

Para mantener un medio ambiente sin problemas de contaminación se pueden adoptar dos enfoques:

M edidas o estrategias preventivas: evitar o minimizar las contaminaciones futuras. M edidas o técnicas curativas: gestión de terrenos ya contaminados.

8.1. Manejo de residuos y sustancias peligrosas Cualquier tipo de manejo de residuos y sustancias peligrosas tiene un carác­ ter endotérm ico, por lo que requiere un coste, derivado de su recogida, trans­ porte, alm acenam iento y tratam iento o elim inación. Cabe distinguir diversas posibilidades: — El reciclaje implica la utilización del residuo como materia prima dentro de un nuevo proceso industrial para obtener un producto de primer uso. — La reutilización supone el acondicionamiento del residuo sin variar su naturaleza haciéndolo apto para un segundo uso del mismo tipo. — El vertido implica que el material no se recupera, perdiéndose para el ciclo de pro­ ducción. En este caso el coste energético es mínimo, si bien el ambiental supone un coste externo al tener que acondicionar las zonas de vertido. El valor intrínseco del residuo, el grado de recuperación del material, el coste energético y el coste ambiental relativos para las distintas posibilidades de manejo de residuos suelen ser: Aspectos positivos Acciones

Reciclaje Reutilización Vertido

Aspectos negativos

Valor intrínseco del residuo

Recuperación del material

++ +++ +

++ +++ -

Costo energético

Coste ambiental

+++ ++ +

++ + +++ 845

La utilización de los productos resultantes de un reciclado puede encontrar diversas dificultades: — — — —

La utilidad que se puede dar al nuevo producto. El precio del producto. La equiparación de la calidad con la de un producto de primera producción. La desconfianza de los usuarios sobre los posibles efectos de un uso masivo y conti­ nuado de tales productos en el suelo. — La información acerca de tales productos. Para aumentar la transparencia de este mercado las Cámaras de Comercio crean, en algunos países, una bolsa de subpro­ ductos que edita un boletín bimensual con este tipo de información.

Estas dificultades hacen que tan sólo un bajo porcentaje de residuos se sometan a algún tipo de tratamiento, siendo de ellos el compostaje el más utilizado en España (MOPU 1990):

Desde otro punto de vista, la prevención de la contaminación pasa por limitar el uso de elementos potencialm ente tóxicos.

8.2.

Estrategias de agricultura sostenible/sustentable

En el caso de suelos agrícolas y forestales el enfoque preventivo es el ade­ cuado. La buena práctica agrícola es aquella que asegura una agricultura sostenible (Cap. 8 ). Frente a posturas extremistas que propugnan la erradicación del uso de agroquímicos, debe proponerse una dosificación adecuada de fertilizantes libres de elementos contaminantes; una disminución y m ayor control del uso de productos 846

fitosanitarios y de herbicidas (Cap. 28); y el control de las enmiendas orgánicas y lodos de depuradora a aplicar al suelo (Cap. 29). En el caso de tener que utilizar parcelas contaminadas, los agricultores debe­ rían contar con un asesoramiento para no utilizar especies o variedades sensibles, como es el caso del tomate o de algunas variedades de trigo, sensibles a un exceso de Cu; o acumuladoras, como ocurre con las hortalizas, en especial las espinacas en suelos contaminados con Cd (Bourrelier y Berthelin, 1998). En el ámbito forestal, la repoblación con especies acidificantes puede favore­ cer la movilidad de ciertos elementos (Cap. 10) que, en zonas húmedas, pueden ser translocados a las capas freáticas; o pueden dificultar la autopropagación del pro­ pio bosque.

8.3.

Acciones en la relación fuente-vía-receptor

Los términos sanear, remediar, «remediación», limpiar o descontaminar se utilizan para referirse a las técnicas curativas empleadas para disminuir las con­ centraciones de contaminantes hasta valores permisibles para la salud y el medio ambiente. Estas técnicas se proponen evitar o corregir los efectos de una contami­ nación. El objetivo básico se centra en romper las relaciones existentes o potencia­ les entre:

FU E N T E ------------------- ►V Í A -------------------- ► RECEPTOR

Por consiguiente se pueden plantear actuaciones sobre la fuente; sobre las vías que controlan los movimientos de los contaminantes o sobre el receptor potencial, en este caso cam biando su em plazam iento o bien protegiendo el blanco sensible. Las actuaciones pueden agruparse en: procedimientos legales; asesoramientos agrícolas; técnicas de ingeniería civil; técnicas de ingeniería quí­ mica y técnicas basadas en procesos biológicos, lo que evidencia la multidisciplinariedad del tema: • Aspectos legales (preventivas/curativas): — Normativas para regular las diversas actividades con impacto medio ambiental (p. ej.: obligación de instalar filtros en fábricas de cemento). — Normativa sobre el vertido de aguas residuales. — Normativa sobre vertederos controlados de residuos urbanos. — Normativa para eliminación de residuos tóxicos y peligrosos: etc. • Asesoramiento agrícola: — Control de las dosis de agroquímicos a aplicar según las características de cada suelo y los requerimientos de los cultivos. — Recomendaciones sobre el uso de purines (Cap. 28).

847

— Control de calidad y dosificación de la aplicación de lodos de depuradora (Cap. 28). — Control de las características de los composts. — Control de la sodicidad en aguas residuales depuradas para riego. • Técnicas de ingeniería civil: — Construcción de vertederos. — Confinar la zona contaminada por medio de barreras de aislamiento estanco; barreras drenantes fijadoras de elementos traza, etc. — Instalación de drenes. — Abertura de zanjas de desviación. — Retirar de forma mecánica un vertido contaminante (p. ej.: tras un accidente). — Excavación para eliminar un suelo contaminado que se lleva a un vertedero pre­ viamente sellado con arcilla o construido en un lugar muy impermeable. •

Técnicas de ingeniería química: — Separaciones densimétricas. — Modificaciones del contaminante: transformación a formas menos tóxicas, menos móviles o menos reactivas, teniendo en cuenta que cuanto menor es el producto de solubilidad de un compuesto, menores serán su solubilidad y su biodisponiblidad. — Eliminación o destrucción de los contaminantes. — Lavado: se combina con las técnicas de drenaje. Requiere cantidades importan­ tes de agua. Está condicionado por la conductividad hidráulica del suelo. — Tratamientos térmicos (p. ej.: combustión de productos orgánicos y concentra­ ción de los metales). — Vitrificación: solidificación de los contaminantes por medio de una corriente eléctrica. Coste elevado. — Estabilización: inmovilización de contaminantes por medio de un encapsulado y transporte a vertedero. — Volatilización: aplicable para compuestos orgánicos volátiles difíciles de biodegradar. — Desorción térmica. — Extracción química: procedimiento que resulta muy caro.

•

Técnicas basadas en procesos biológicos: — Biorremediación (p. ej.: absorción del contaminante por la vegetación, que pos­ teriormente se quema o se lleva a vertedero, etc.). — Biodegradación.

8.4.

Estudio detallado de una técnica: Biorremediación

Dadas las características de la presente obra se estudiará con m ayor detalle la biorrem ediación, por ser una técnica basada en procesos biológicos. La m ayoría de los com puestos de origen biogénico son fácilm ente degradables por m icroorganism os, lo que significa que éstos presentan una gran versatilidad en sus capacidades catabólicas. De ahí que el suelo pueda considerarse un depurador natural de los residuos orgánicos. Los organism os que viven en el suelo descom ­ ponen, absorben y degradan los contam inantes con m ayor o m enor eficiencia dependiendo de: 848

— Las propiedades del suelo. — Las características del contaminante. — Los factores relativos al organismo. En saneamiento de suelos contaminados cabe distinguir dos tipos de procesos de biorremediación: Biodegradación de productos orgánicos (Cap. 8). Biorremediación de suelos contaminados por elementos traza. El poder de autodepuración de un suelo depende de las condiciones del sis­ tema y de las propiedades del contaminante. Las estructuras orgánicas de síntesis, si no se encuentran en la naturaleza, pueden ser consideradas potencialmente recalcitrantes. Esto supone un riesgo de bioacumulación, movilización y posibles efectos lejos de su ámbito de aplicación. La presencia de grupos polares en la molécula de un agroquímico -OH, -COO , -NH2 y -N 0 2, comunes en los compuestos orgánicos naturales, favorecen la degradación bioló­ gica. Por el contrario, los compuestos xenobióticos persistentes sólo serán un sustrato biodcgradable por los microorganismos, si éstos disponen de enzimas con un cierto grado de tolerancia, que les permitan explorarlos como fuente de carbono y de energía y como dado­ res y aceptores de electrones. Esto requiere una similitud estructural con algún compuesto natural. Los enzimas hidrolíticos, tales como esterasas, hidrolasas e hidroxilasas, que actúan en la degradación de los fitosanitarios, son tolerantes a modificaciones estructurales (Golovleva y cois., 1990). Para que los productos transformados no se acumulen, se requiere que sean coordinados en secuencias metabólicas para proporcionar ATP para biosintetizar cons­ tituyentes celulares del microorganismo. Por ello, en el diseño de nuevos agroquímicos resulta importante incorporar estructuras con homólogos naturales, lo que aumenta la pro­ babilidad de biodegradación. Los microorganismos que actúan en la degradación de los agroquímicos y que han sido más estudiados son las bacterias, si bien ios hongos también pueden desempeñar un papel importante, si el medio es ácido. Ambos producen la degrada­ ción mediante una secuencia oxidación-hidrólisis. Las investigaciones en biología molecular han puesto de manifiesto que a menudo la información genética para esta biodegradación está localizada en los plasmidios (Verstraete, 1992). La degradación tiene lugar por los enzimas de los microorganismos del suelo (Cain y Head, 1991). Dado que los productos de degradación por acción de las hidrolasas suelen ser unas cien veces menos tóxicos que la molécula inicial, se está estudiando la posibilidad de utili­ zar estos enzimas como agentes descontaminantes frente a residuos agrícolas, suelos conta­ minados accidentalmente con hidrocarburos o residuos líquidos resultantes de la desinfec­ ción del ganado (Karns y cois., 1987). Estas investigaciones, por consiguiente, van encaminadas a lograr formas para limpiar suelos contaminados por xenobióticos. Por otro lado, la biodegradación de los contaminan­ 849

tes depende de su capacidad para ser desorbidos de la matriz del suelo (Verstraete, 1992), donde pueden hallarse protegidos de la acción de los microorganismos y del contenido de agua del suelo, ya que éstos viven en la fase líquida. La biorrem ediación o biosaneam iento Es una técnica que utiliza las habilidades degradativas de los m icroorganism os para elim inar contam inantes orgánicos (degradación biológica o biodegradación); o bien plantas (fítorrem ediación) capaces de acum ular m etales pesados (Berti y Cunningham , 1994); o de sistem as biológicos adaptados o m odifica­ dos para descontam inar suelos. La acción de los microorganismos para que tenga interés debe dar lugar a una transfor­ mación de sustancias químicas peligrosas a sustancias menos tóxicas y a compuestos ambicntalmente aceptables (Grasso, 1993). De los trabajos de Cookson (1995) se desprende que los tratamientos de biorremedia­ ción por microorganismos se basan en introducir una fuente de oxígeno en el suelo conta­ minado, un aceptor de electrones y nutrientes adicionales para que puedan prosperar los microorganismos. La fítorrem ediación aprovecha el hecho de que algunas especies vegetales están adaptadas a vivir en suelos ricos en m etales pesados, o que pueden ser tole­ rantes a estas condiciones. Esta técnica de m ejora de suelos contam inados resulta más barata que las de ingeniería civil o de ingeniería quím ica; puede tener una mejor aceptación social; m ejora el paisaje y sirve para controlar la erosión. Com o inconvenientes cabe indicar que habrá que prever cóm o deshacerse de la biom asa enriquecida en m etales producida, que habrá que recoger y llevar a vertedero o incinerar. En el momento actual se llevan a cabo investigaciones para determinar la efectividad a corto y largo plazo de esta técnica. En la Estación Experimental de Rothamstad (UK) han estudiado la contribución de especies hiperacumuladoras de metales, tales como Alyssum, Thlaspi y Cardaminopsis, en la extracción de metales pesados de los horizontes de superfi­ cie (Me Grath, 1992).

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir qué relación existe entre la toxicidad de un producto y su biodisponibilidad para una especie o grupo de especies determinadas.

2.

Discutir el interés de suprimir el Pb como aditivo de las gasolinas, así como en sustituirlo como material para conducciones para la distribución de agua potable.

3.

En España, la lluvia ácida en suelos de Galicia (Udept, SSS, 1999) puede llegar a provocar problemas de toxicidad por aluminio. ¿Por qué no ocurre en suelos de Castellón de la Plana (Calcixerollic Xerochrepts, SSS, 1996, equivalente a un Calcixerept típico, SSS (1999).

850

Respuestas 1.

Para que un producto llegue a ser tóxico se requiere que sea biodisponible, penetre en el individuo y que además llegue a una concentración no deseable que será la que provocará efectos fisiológicos.

2.

El saturismo (plombemia) es una enfermedad que presentan millones de niños y que tiene efectos sobre el desarrollo del cerebro. Contenido de Pb en sangre.

3.

Al acidificarse el suelo el aluminio pasa a formas biodisponibles (soluble e intercam­ biable); el C aC03 neutraliza la acidez y la acidificación no tiene lugar en el suelo calizo (Cap. 10). Sus efectos se dejarán sentir en la biocenosis, en especial en las masas arbóreas.

8.5. Toma de decisiones frente a problemas de contaminación Las estrategias a seguir frente a un suelo con problemas por contaminación pueden ser muchas. Por lo general será necesario aplicar más de una técnica para llegar al nivel de descontaminación que se considere aceptable. Frente a diversas alternativas de actuación no serán las consideraciones estrictamente científicas las que predominarán a la hora de la toma de decisiones. Todo proyecto de desconta­ minación de suelos debe incluir un estudio sobre la viabilidad técnica y econó­ mica de las soluciones propuestas. Al tener que evaluar alternativas de actuación en base a informes de evalua­ ción ambiental del terreno, habrá que tomar en consideración los siguientes aspec­ tos (La-Grega et al., 1994) por el orden indicado:

• • • • • • • •

9.

Viabilidad técnica de la propuesta. Viabilidad económica/financiera. Condicionantes legales. Salud y salubridad. Impacto ambiental. Condicionantes sociales y políticos. Aspectos científicos. Código de prácticas actuales y futuras.

Bibliografía

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28 Degradación de suelos en relación con prácticas agrícolas inadecuadas El aporte de un vertido al suelo debe realizarse en condiciones compatibles con el funcionamiento del sistema suelo: un medio biológicamente activo y no un vertedero.

1.

El suelo como sistema depurador: Procesos

La agricultura comercial se ha podido desarrollar y puede obtener elevados rendimientos gracias a diversos factores, entre ellos: • • • • •

Introducción de variedades más productivas. Mejor conocimiento y manejo de los suelos. Transformaciones en regadío. Uso de agroquímicos: materias fertilizantes, productos fitosanitarios, herbicidas, etc. Agromecánica.

La obligación de dejar a las próximas generaciones unos suelos productivos obliga a estudiar los efectos de las prácticas agrícolas actuales. En el pasado, con la agricultura tra­ dicional practicada durante siglos, el suelo recibía escasos vertidos. El estiércol, el princi­ pal de ellos, constituía un mejorador, tanto de la estructura como de la fertilidad de los sue­ los (Cap. II). Con la ganadería industrial se optimiza el rendimiento de la alimentación animal. Para conseguirlo se incorpora cinc y cobre a las dietas, como coadyuvantes metabólicos, ele­ mentos que pasan en su totalidad a los excrementos. De productos esencialmente mejoradores del suelo, los estiércoles, y en especial los purines, se han convertido en un residuo, por los elevados volúmenes producidos y por su cambio de composición. Por otro lado, las plantas depuradoras de aguas residuales se han generalizado, lo que permite mejorar la calidad de las aguas, si bien produciendo como contrapartida cantidades considerables de lodos, para los que hay que encontrar una salida para que dejen de ser un problema. En muchos casos se ve en el suelo el medio para deshacerse de tales residuos, cuando no resulten tóxicos por su procedencia (contenidos de metales pesados) o inconvenientes por los tratamientos sufridos en un proceso de depuración (contenido de sales disueltas, en especial iones sodio). Se suele observar una aplicación bastante indiscriminada de purines. Los agri­ cultores, por otro lado, mantienen ciertas reticencias para aceptar otros productos para su incorporación al suelo. Para poder asesorar adecuadamente y evitar la 855

degradación de los suelos por contaminación ligada a este tipo de prácticas agríco­ las, interesa conocer los posibles riesgos que entraña cada grupo de productos y cuál es el papel que desempeña el suelo como sistem a depurador. Bourrelier y Berthelin (1998) indican los posibles elementos contaminantes, en función de las materias incorporadas al suelo: M a te ria s in c o rp o ra d a s a l suelo

Enmiendas calizas y carbonatos

C o n ta m in a n te s p o te n c iale s en el suelo

Escorias de desfosforilación Fosfo-yeso Abonos fosfatados Estiércoles Purín de cerdo

Sr, Ba, Mn, Fe, Zn (cantidades significativas) Pb, Cu, As, Cd (cantidades bajas) Ni, Cr, Va Cd, U Cd Zn, Cu Cu, Zn, Mn

Lodos residuales urbanos Compost de basuras urbanas Restos de poda de árboles de vías urbanas

Cd, Pb. Zn, Cu Cd. Pb, Zn, Cu Pb (procedente de carburantes)

Productos fibrosanitarios Caldo bordolés en viñedo Mercuriales y arsenicales

Cu Hg, As (hoy en desuso)

Aguas depuradas

Na

La regulación del uso de agroquímicos es objeto de una normativa cada vez más estricta, lo que puede afectar a las importaciones comerciales de fertilizantes procedentes de países que no tomen en consideración estos aspectos en los proce­ sos de fabricación. Por lo que se refiere a residuos orgánicos, la solución pasa por estudiar el poder depurador del suelo en el que se pretendan aplicar, teniendo en cuenta que se trata de un medio biológicamente activo y no de un vertedero. La microflora aero­ bia del suelo es quien desempeña principalmente el papel depurador de los resi­ duos orgánicos incorporados. Superar la capacidad de un suelo para aceptar residuos puede tener efectos me­ dioambientales importantes, ya que significa un riesgo de degradación: • Contaminación del suelo. • Degradación de la estructura/porosidad/transmisión de fluidos. • Desequilibrios nutricionales para las plantas. • Contaminación de capas freáticas. • Molestias: malos olores, insectos. • Escorrentía superficial y erosión. Para optimizar las aportaciones de residuos a un suelo y la acción de éste como sistema depurador, hay que tener en cuenta que tanto el suelo, com o toda la zona no saturada hasta la capa freática, si existe, actúan de filtro y de reacto r. Ello da 856

lugar, a una serie de procesos físicos, químicos y biológicos con una clara inciden­ cia sobre el comportamiento de los contaminantes:

• Filtración. • Retención, transferencia y percolación de agua (Cap. 13). • Degradación y mineralización de la materia orgánica: transformaciones y degrada­ ciones por microorganismos y mesofauna (Cap. 16). • Intercambio iónico: fenómenos de superficie (Cap.9). • Formación de complejos y quelatos (Cap. 8). • Aireación (Cap. 14). • Absorción de agua y nutrientes por las plantas (Cap. 12).

Las materias en suspensión, minerales u orgánicas, pueden ser retenidas de acuerdo con su tamaño. Como consecuencia se depura el efluente, pero este pro­ ceso de filtraje puede provocar una colmatación de los poros. Un suelo de textura limosa puede tener una CRAD (Cap. 12) de unos 3.000 m3 ha-1 n r 1, mientras que en uno arenoso la retención puede limitarse a unos 700 m3 h a '1 m '1. De acuerdo con la precipitación de la zona y el balance hídrico los efec­ tos de un aporte de un efluente líquido al suelo, a efectos de percolación y posible contaminación de la capa freática serán distintos según la época del año en que se haga. La mineralización de la materia orgánica incorporada al suelo es más efectiva en condiciones aerobias que en anaerobias (Cap. 8), si bien requiere humedad y temperatura. La capacidad de un suelo para intercambiar cationes se halla entre unos 10 y unos 30 emol (+) k g '1. Permite detraer del efluente tanto cationes como materias orgánicas adsorbibles (proteínas y polisacáridos). Esta capacidad no es ilimitada, ni fácilmente renovable. En un suelo bien drenado, el efluente que ha circulado por él habrá dispuesto para su oxigenación de una superficie de contacto aire-efluente mucho mayor que en el caso de un sistema de depuración por medio de lagunaje, con lo que la depu­ ración puede ser mucho más rápida en el suelo. A 1 realizar un vertido en un suelo debe tenerse en cuenta la capacidad depura­ dora, para no superarla; y que los requerimientos nutritivos son diferentes para cada cultivo, con el fin de controlar las cantidades vertidas y los nutrientes aporta­ dos, con el fin de evitar desequilibrios nutricionales y conseguir un elevado rendi­ miento. Las plantas, al absorber agua y nutrientes, en concreto N -N 0 3, disminuyen la percolación y el paso de elementos a una capa freática. E stos procesos dan lugar a cam bios en la concentración de los vertidos incorporados al suelo. El balance determinará el nivel de contaminación resultante de los vertidos. 857

2.

Capacidad de aceptación de residuos de un suelo

La producción generalizada de residuos hace que la aplicación de éstos al suelo haya dejado de contem plarse desde la óptica de su posible valor fertilizante, al pasar a ser un problem a m edioam biental y agrícola. Lo prim ero por el riesgo de contam inación y lo segundo por los desequilibrios nutricionales que el em pleo masivo de tales residuos puede provocar. Al considerar el suelo com o un receptor de residuos, interesa reconocer que su capacidad de aceptación no es ilimitada. Si lo es en el tiem po, ello será debido a que en ningún m om ento se habrá superado dicha capacidad, por lo que no se han visto afectadas sus funciones com o depurador natural. La incorporación de residuos al suelo debe realizarse de form a controlada y, en el caso de los agroquím icos, debe conocerse cual será el com portam iento esperable. Una planificación del uso de estos productos teniendo en cuenta los riesgos de contam inación puede llevar a establecer una zonación del terreno, atendiendo a los niveles de riesgo. El disponer de mapas detallados de suelos con suficiente inform ación puede permitir dar una respuesta rápida y eficiente a las preguntas de quien deba tom ar decisiones en este ámbito. La digitalización de estos mapas y el uso de modelos perm ite evaluar la capacidad de aceptación de agroquím icos o de residuos en general que tiene un suelo concreto. Estas evaluaciones se basan en identificar las propiedades del suelo que pueden influir en la adsorción, lavado y degradación de un agroquím ico concreto. Para establecer clases de vulnerabilidad habrá que tener en cuenta:

— Clases de vulnerabilidad del suelo: Factores edáficos: Categoría de suelo. Profundidad. % materia orgánica. pH. Textura y contrastes texturales. Clase de drenaje. Velocidad de infiltración. Conductividad hidráulica. Complejo de cambio. Factores hidrológicos: Profundidad del acuífero. Nivel estacional mente saturado. Tipos de flujo de agua. — Clases de vulnerabilidad de las aguas superficiales. — Clases de vulnerabilidad de las aguas freáticas.

858

Este tipo de informaciones traducidas en mapas permiten acciones preventi­ vas. Hay que tener en cuenta que el control de acuíferos, si bien necesario, no ofrece información sino mucho tiempo después de que la contaminación ha tenido lugar. El retardo entre el momento de aplicación de un agroquímico en un suelo y su aparición en aguas freáticas puede suponer lapsos de tiempo que, en algunos casos, pueden llegar a ser de 20 a 30 años, momento en el que cualquier medida correctora sería ya totalmente ineficaz. El rendimiento de depuración de un suelo puede estudiarse mediante el desarrollo de modelos matemáticos de adsorción y transporte, que permitirán realizar predicciones preci­ sas acerca del comportamiento de los contaminantes; prevenir los riesgos de contaminación de un vertido en el suelo, así como optimizar el efecto depurador. La variación de la demanda biológica de oxígeno (DBO) de las aguas vertidas a un suelo varía a medida que van atravesando este medio y sufren los procesos anteriormente descritos. La relación entre la DBO del agua en distintos instantes en su movimiento en el suelo es de tipo exponencial (Catroux et al., 1974):

DBOv p = agua (vertido) después de atravesar una profundidad dada, v = agua vertida al suelo (residual, purín u otra), c = constante empírica Las sondas de succión de porcelana porosa constituyen uno de los métodos para el muestreo de agua del suelo a distintas profundidades, para su posterior análisis y poder determinar la eficacia de un determinado suelo como sistema depurador. Estos dispositivos presentan algunos problemas en la práctica, ya que al instalarlos se produce una cierta alte­ ración del suelo y resulta difícil asegurar un adecuado contacto célula porosa-suelo; y ade­ más no permiten saber qué tamaño de poro está contribuyendo al aporte de agua. Los lisímetros son equipos más precisos y menos problemáticos, si bien son instalaciones fijas, lo que da mucha mayor rigidez y son mucho más caros. Si existe capa freática accesible se puede recurrir a sondeos para muéstreos directos, o a la instalación de piezómetros para muéstreos periódicos. También se pueden muestrear las aguas freáticas que desagüen en una cuenca o subcuenca.

3.

Agroquímicos y medio ambiente

La producción de un cultivo agrícola puede verse gravemente afectada por la interfe­ rencia de múltiples organismos vivos (insectos, hongos, nemátodos, malas hierbas, etc.). Por ello, cabe señalar como dos hitos en la historia de la agricultura y de la Química agrí­ cola, el descubrimiento en 1939 de las propiedades insecticidas del DDT (actualmente de uso muy restringido por su persistencia) y en 1941 de los efectos herbicidas del 2,4-D. Los beneficios de los agroquímicos, como métodos de protección, tanto del hombre como de los cultivos, son realmente innegables. El uso del DDT en la India permitió redu­ 859

cir el coeficiente de incidencia palúdica de 75 millones de personas a tan sólo 5 millones en diez años (Fclipó, 1985), la fiebre amarilla ha podido ser erradicada gracias a los fitosanitarios. Se puede afirmar que estos productos, junto con las fitohormonas y otros han pasado a ser un factor de producción integrante de la mayoría de los sistemas agrícolas en los países desarrollados. La industria ha realizado importantes esfuerzos de investigación, y los avances en el diseño de nuevos productos con resultados notorios han ido orientados a aumentar la pro­ ducción agrícola y a disminuir los riesgos de contaminación. Los métodos de protección de cultivos, ya sea el control directo, el control químico por medio de agroquímicos, el control biológico, los métodos de cultivo o la eliminación de hábitats, no son el objeto de la presente obra, que sólo se centra en el comportamiento de los agroquímicos en el suelo y de su destino en el medio ambiente. Si bien FAO (1976) afirma que bajo un uso normal los fitosanitarios entrañan muy poco riesgo como forma de degradación del medio ambiente, lo cierto es que se ha detectado su presencia incluso lejos de su ámbito de aplicación, ya sea en cursos de agua, en aguas freá­ ticas y en sedimentos. En estos casos, más que la mera presencia, se debe atender a su con­ centración y sus posibles efectos. El distinto grado de percepción de estos aspectos ha desencadenado fuertes polémicas entre los grupos medioambientalistas y la industria. El tema se presta a ello, dada la toxicidad intrínseca de tales productos y su amplia diseminación en el medio durante su aplicación. La Directiva de la Comisión Europea para el agua potable (80/778/EC) esta­ blece un máximo de 0,1 pg L"1 com o el contenido máximo permitido para un fitosanitario individual y de 0,5 pg L"1 para el contenido total permitido. Uno de los efectos de esta normativa ha sido que se deba prestar mayor atención al estudio de cómo se mueven los productos en el suelo y cómo llegan a las fuentes de agua. En el estudio de estos tem as se plantean los siguientes aspectos, a nivel general: — — — — — — — —

3.1.

Tipos de productos. Registro de nuevos productos. Criterios de seguridad de los productos. Mecanismos de control en el suelo. Detección en aguas freáticas. Transporte en acuíferos. Destino en ecosistemas acuáticos. Criterios para establecer niveles de riesgo en áreas del territorio.

Tipos de agroquímicos y registro de nuevos productos

Los agroquímicos destinados a la protección de cultivos se agrupan atendiendo al organismo objetivo, según que éste sea insecto (insecticida), hongo (fungicida), nemátodo (nematicida), mala hierba (herbicida), etc. Todos ellos se designan con el término genérico de productos fitosanitarios. 860

Las principales clases y subgrupos de ellos, así como alguna de sus principales característi­ cas pueden encontrarse en múltiples obras de la especialidad, tales como la de Ware (1986). La introducción de nuevos productos en el uso agrícola ha sido objeto de controles cre­ cientes, de forma que en la mayoría de países existen Organismos encargados de la acepta­ ción de las propuestas de la industria. En España esta labor es responsabilidad del Ministe­ rio de Agricultura, Pesca y Alimentación. Se pretende evitar el empleo de productos hasta tanto no haya una evidencia científica de que pueden ser utilizados con seguridad y efectividad cuando se usan de acuerdo con las instrucciones. De cada nuevo producto, antes de su comercialización, se conocen sus carac­ terísticas químicas y su comportamiento ambiental. Esto debe permitir asegurar que no existe un riesgo inaceptable de contaminación para el medio ambiente, el consumidor y el operador. Ahora bien, la seguridad de un producto tóxico va siempre ligada a que no haya accidentes en su uso y a que se respeten las dosis recomendadas, la forma de aplicación, las normas para mezclarlos y los plazos de seguridad. Incluso en estos casos, existe una evi­ dencia creciente de que el uso normal de algunos compuestos puede llegar a contaminar los ecosistemas acuíferos asociados a suelos cuyas características químicas e hidrológicas per­ mitan un transporte más rápido que la inactivación del producto o de sus metaboiitos. Por ello, los niveles de riesgo no son únicamente consustanciales al producto, sino que dependen de la interacción con el medio receptor, el suelo y con el usuario.

3.2.

Criterios de seguridad en los fitosanitarios

La Directiva para agua de consumo humano antes citada ha sido criticada desde sectores vinculados a la industria, alegando que ha sido establecida con independencia de cualquier evaluación toxicológica (Tooby y Marsdan, 1991). Por ello, más que un criterio de salud pública, constituye una decisión política de que los productos no deben estar presentes en el agua para consumo humano. El valor numérico adoptado para la norma refleja el límite de detección para insecticidas organoclorados, en el momento en que se estableció la Directiva. La Organización Mundial de la Salud es menos tajante y basa su guía en datos toxicológicos, relacionando la cantidad máxima permisible con el peso corporal del individuo. Evidentemente resulta de más difícil aplicación. Este es un nuevo punto de fricción entre la industria fitosanitaria y los medioambientalistas. Por ello, interesa establecer los principios básicos que intervienen en la determina­ ción de la seguridad o del riesgo ecológico o humano de cada producto. Para ello habrá que tener en cuenta: — Sensibilidad del organismo: toxicidad que representa el producto para el organismo. — Magnitud de la concentración a que está sometido. — Grado de exposición: duración del período de acción del producto o persistencia. Los criterios basados en la concentración o en la persistencia del producto parecen, pues, insuficientes, si no se acompañan de un criterio que haga referencia a la toxicidad. No obstante, desde el punto de vista del establecimiento de una normativa, resulta sin duda 861

mucho más fácil o más claro, referirse a la presencia o ausencia de producto. Por otro lado, todavía no se dispone de una metodología suficientemente normalizada para interpretar los efectos ecotoxicológicos de los distintos contaminantes.

3.3.

Mecanismos de control de los fitosanitarios en el suelo

Los productos fitosanitarios, según sus características, se aplican a la planta y de ésta pueden pasar al suelo, en otros casos se incorporan a la superficie o incluso dentro del suelo. La m ayor parte de los fitosanitarios, una vez aplicados, sufren procesos de degradación, que conducen a la formación de nuevos productos, en ocasiones más móviles, persistentes y más peligrosos que los compuestos de partida. Resulta necesario entender los mecanismos que determinan el comportamiento de los agroquímicos y sus productos de degradación en el suelo, así como el paso de un compartimento del medio a otro. Los mecanismos descritos (Arnold y Briggs, 1990; Guenzi, 1974; Hasset y Benwart, 1992) son:

— Absorción por la planta: Representa una eliminación del fitosanitario del suelo. Se acumula en la planta objetivo, que morirá y en plantas no objetivo, conservando su estructura química inicial o alterándose como consecuencia del metabolismo de la planta. — Adsorción. — Volatilización. — Lavado. — Degradación no biológica. — Degradación biológica (biodegradación). La complejidad del tema deriva tanto de la diversidad de los procesos implica­ dos, como de las diferentes estructuras químicas afectadas de los productos origi­ narios y de sus metabolitos. Los experimentos en condiciones reales de campo resultan complejos, si bien son los únicos que evalúan los efectos netos de todos los factores: meteorológicos, bióticos y edáficos.

a)

Adsorción

Los fenómenos de adsorción pueden afectar en el suelo tanto a los fitosanita­ rios como a sus metabolitos (Bailey y White, 1970). Constituye el mecanismo más importante de retención de agroquímicos en el suelo. Puede estudiarse de forma experimental y los datos de la adsorción se pueden expresar utilizando la isoterma de Freundlich y la de Langm uir (Cap. 8). 862

La adsorción viene afectada por: — La naturaleza del producto: Catiónicos: son adsorbidos por las partículas cargadas negativamente (arcilla y materia orgánica). Ácidos débiles: grupos funcionales con carga negativa. Pueden reaccionar con la arcilla y la materia orgánica que presentan carga positiva (intercambio aniónico). Esta adsorción dependerá del pH, tiene poca importancia cuantitativamente y es débil. Bases débiles: grupos funcionales protonados que se unen a la arcilla. Dependerá del pH. No-iónicos: constituyen el grupo más importante. Estas moléculas sin carga pueden presentar distinto grado de polaridad. Las muy polares son muy solubles en agua, mientras que las poco polares son muy insolubles en ella. La unión pesticida-materia orgánica se ve favorecida por la presencia de grupos fun­ cionales -OH, -NH2, -NHR, -CONH2-COOR y - +NH3. Los enlaces son los puen­ tes de hidrógenos y no dependen del pH del suelo, sino de su contenido y tipo de materia orgánica. Los neutro polares pueden ser adsorbidos por las arcillas expansibles, si bien la importancia y la energía de adsorción son mucho menores que con los catiónicos. — El tamaño de la molécula del producto: a mayor tamaño, más rápida y más intensa es la adsorción, y menor su solubilidad en agua. — El contenido de materia orgánica, — El contenido y mineralogía de la arcilla. La cantidad de producto adsorbido por unidad de adsorbente (Koc, para una adsor­ ción sobre carbono orgánico del suelo), se ha relacionado con parámetros físico-químicos del producto, en concreto el coeficiente de partición agua-octanol (Kow) y el coeficiente de partición suelo-agua (Ka), valores conocidos para cada producto. Las relaciones son de tipo lineal con el contenido de carbono orgánico. Cuanto mayor sea Ka mayor será la adsorción. Este hecho tiene dos implicaciones, con adsorciones muy bajas el producto será muy móvil pudiendo pasar a las aguas freáticas, mientras que adsorciones muy altas hacen que el elemento sea tan inmóvil, que puede llegar a no tener una actividad bioló­ gica útil, lo que ocurre en suelos con contenidos muy altos de materia orgánica. En la zona mediterránea, en suelos con epipediones pobres en materia orgánica (< 2 % valor frecuente), pueden presentarse problemas por baja retención y movilización por lavado en zonas de regadío.

b)

Volatilización

Al estudiar la adsorción se ha podido deducir que puede haber una contraposi­ ción entre los objetivos de diseño de un fitosanitario, según se atienda a la finali­ dad básica de todo producto, que es llegar a matar al organismo objetivo y los requerimientos de escasa movilidad que todo producto debe cumplir en relación al medio ambiente. En el caso de la volatilización se vuelve a presentar esta dis­ función. 863

Tomando como ejemplo el bromuro de metilo, el diseño de este producto como desin­ fectante de un suelo exige que se difunda eficazmente en el espacio de huecos del suelo. Los productos con elevada presión de vapor cumplen este requerimiento, pero en el uso del producto habrá que tomar precauciones, tales como localizarlo adecuadamente y cubrir el suelo, para evitar su rápida pérdida a la atmósfera, con los consiguientes riesgos de conta­ minación ambiental. Las pérdidas por volatilización son muy variables desde insignificantes a más del 50 % de lo aplicado, dependiendo de la porosidad del suelo, del contenido de materia orgánica, del movimiento del agua en el suelo, de las condiciones de aplicación y del tipo de pro­ ducto. En cualquier caso el paso de un producto a la atmósfera hace posible su transporte a grandes distancias y su posible retorno a sistemas terrestres o acuáticos por deposición, principalmente por la lluvia.

c)

Degradación

La degradación de un agroquímico puede contemplarse desde el punto de vista de la duración de su eficacia hasta que aparezca el organismo objetivo y desde una perspectiva medioambiental, considerando la persistencia y la transferencia del producto. En el diseño de nuevos productos hay que tener en cuenta esta dualidad: persistencia frente a degradación. La persistencia se suele medir en términos de:

DT50 vida media del producto: tiempo de desaparición del 50 % del producto.

La vida media tiene un valor relativo, ya que depende de las condiciones del medio y de manejo. La persistencia se considera larga si DT50 es superior a seis meses. El riesgo de contaminación aum enta al hacerlo la persistencia del producto. Para algunos fitosanitarios, en condiciones medias de campo, la duración de su acción (M atsumura y Murti, 1982; Brady, 1984) es del orden de:

P E R S IS T E N C IA 1 m es o m en o s

Acroleína Carbarilo Dalapón 2,4-D Dinoscb Glifosfato Malalión (1-12 semanas) Metil bromuro

Propanilo Diazinón (1-12 semanas) Carbamalo (1 -8 semanas)

864

C o rta 1 a 3 m eses

M ed ia 3-12 m eses

Butilato Clorprofam EPTC PCP 2 ,4 , 5-T Cicloato

Alacor Atrazina DCPA Diurón Dicamba Linurón Metribuzín Simazina Trifluralín Bromoxinilo

L a rg a M ás d e 1 a ñ o

Borato Dieldrín DDT (2-5 años) Terbacil Clorodana Triazina (1-2 años)

In d e rin id a

Las características del suelo inciden sobre la vida media de un producto DT50, de forma que ésta aumenta: — Con el contenido de materia orgánica del suelo, por procesos de adsorción, que hacen disminuir la toxicidad. Si bien la mayor actividad microbiana en horizontes ricos en materia orgánica tendrá el efecto contrario. — Con el contenido de arcilla, frente a horizontes francos o arenosos. — Con el contenido de humedad del suelo, para los compuestos solubles en agua, en el intervalo que va de -1500 kPa a -33 kPa. — Con la acidez de los suelos, para fitosanitarios con posibilidad de protonotación, ya que la adsorción es más alta. — Con el pH de los suelos para productos que den lugar a formas aniónicas mucho más estables que en forma no ionizada. — Con la disminución de la temperatura, ya que decrece la actividad microbiana, así la LD50 aumenta de 2,5 a 3 veces al disminuir 10° C la temperatura (Ley de Arrhenius). La persistencia de un producto, más allá del tiempo necesario para acabar con el orga­ nismo objetivo, se considera una característica no deseable, ya que su uso continuado podría provocar acumulación de residuos hasta niveles potencialmente tóxicos. Esto afecta­ ría a la fertilidad del suelo y al medio ambiente. Los organoclorados, con persistencias de 2 a 5 años, han llegado a producir problemas, lo que ha llevado al empleo de los organofosfatados (DT50 de 1 a 12 semanas). Ahora bien, lograr fitosanitarios de degradación más rápida no resulta sencillo. Un aspecto a considerar es que estos productos, al ser menos eficaces, pueden exigir mayor número de tratamientos, lo que incide tanto sobre el medio ambiente como sobre la rentabi­ lidad. Otro aspecto a tener en cuenta es que la inactivación de un producto por degradación no asegura su mineralización, y puede ocurrir que sus metabolitos sean igual o más tóxicos que el producto original. Este es el caso del aldrín al degradarse a dieldrín. Los procesos de degradación pueden ser: — No biológicos: Las reacciones más importantes son la oxidación, la hidrólisis y la degradación foto­ química. Los productos resultantes de la hidrólisis, que es una degradación rápida, pueden presentar riesgos de contaminación para una capa freática poco profunda, ya que a veces son más tóxicos que los originales. La degradación fotoquímica viene limitada por la ausencia de luz solar una vez incorporado el producto al suelo. — Biológicos (biodegradación): Los procesos metabólicos son aquellos en los que un mismo tipo de microorga­ nismo degrada el compuesto. Los procesos cometabólicos se caracterizan porque la degradación se produce por un consorcio de microorganismos, con lo cual tiene lugar entre ellos un reparto de la energía liberada.

865

En áreas en las que se practica el monocultivo de maíz, se han observado procesos de degradación acelerada de fitosanitarios incorporados al suelo, después de algunos años de utilizar el mismo producto. Este tipo de degradación, observada en una amplia gama de productos hace que disminuya la concentración del agroquímico por debajo de su umbral de actividad, con lo que no hay control del organismo objetivo. Esto puede ser debido a la adaptación de los microorganismos del suelo a la estructura del xenobiótico, lo que hace aumentar su capacidad biodegradante.

d)

Predicción del comportamiento de un fitosanitario en el suelo

El destino de un agroquím ico en el suelo resulta de la interrelación de los proce­ sos de adsorción, volatilización y degradación, en un suelo de características deter­ minadas y bajo unas condiciones m eteorológicas concretas. Por ello, resulta extre­ madamente com plejo poder realizar predicciones respecto a su com portamiento. El conocimiento del destino de un agroquímico resulta básico para entender su impacto potencial sobre el medio ambiente. A partir del punto de ebullición (presión de vapor) y del logaritmo del coeficiente de partición agua-octanol (log Kow) y del coeficiente de partición suelo-agua (Ka), ambos relacionados con la cantidad de producto adsorbido (Koc), se puede evaluar el comporta­ miento potencial de los distintos agroquímicos en el suelo (Amold y Briggs, 1990).

ESTUDIO DE CASOS Teniendo en cuenta las características de distintos fitosanitarios reseñadas por Amold y Briggs (1990), se quiere predecir el comportamiento que tendrá un producto de estructura

cuyas constantes físico-químicas son: kd = 100 log Kow = 5,7

punto de ebullición = 450° C solubilidad en agua =1 mg L~1

según se aplique a un Epiaqualf arénico o bien a un Xerofluvent típico.

Respuestas 1.

Un kd = 100 es muy elevado, por lo que los procesos de adsorción serán importan­ tes, por consiguiente, el riesgo de ser lavado es bajo. Es un producto volátil y poco soluble.

866

2.

Persistencia: Presenta un enlace ^ 0 - v que constituye un punto de fácil oxida­ ción, para lo que se requieren condiciones aerobias que se dan en el Xerofluvent, pero no en el Epiaqualf. En este caso será recalcitrante y puede haber pérdidas por volatilización.

3.

Ruta metabólica: OH

para pasar posteriormente a COs más los grupos residuales.

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate para discutir las implicaciones que puede tener la degradación acelerada de los plaguicidas aplicados al suelo para controlar las larvas de un coleóptero de los chrysomelidae, desde un punto de vista medio ambiental y desde un punto de vista del interés en mantener el monocultivo de maíz en una parcela o de aconsejar la rotación de cultivos como imprescindible. Bases para la discusión 1.

La pérdida de eficacia puede llevar al agricultor a aumentar las dosis, con lo que se aumenta los residuos del producto en el suelo.

2.

El monocultivo hace que los ataques se mantengan o aumenten año a año.

3.

La rotación de cultivos constituye un medio eficaz de disminuir la plaga de forma natural: menos ataques en años sucesivos.

4. 4.1.

Contaminación por nitratos De nutriente de las plantas a contaminante de las aguas: Problemática del N-N03~ en el medio ambiente

El nitrógeno es un elemento esencial para el crecimiento de las plantas, por lo que se tiene sistemáticamente en cuenta en los planes de fertilización. El incre­ mento de las dosis de nitrógeno, junto con la introducción de nuevas variedades mejoradas, ha permitido aumentar considerablemente las producciones agrícolas a partir de los años 70, de tal manera que en Europa se ha llegado a finales de los 80 a una situación de excedentes en la producción, con las consiguientes repercusio­ nes económicas. 867

Por otro lado, hoy en día existe una preocupación mundial por la concentra­ ción creciente de N -N 0 3“ en las aguas para consumo humano, que se ha plasmado en normativas al respecto en muchos países y en especial en la Unión Europea. La publicación Land Degradation de la FAO (Rauschkolb, 1971) se interesaba ya por el tema de la contaminación de las aguas por nitratos procedentes de actividades agrícolas, si bien en aquel momento no parece que se evaluase como un problema importante. No obs­ tante, por aquella época el U.S. Public Health Service ya había fijado un límite máximo admisible, de 45 mg N-NOy L_l, para las aguas suministradas para ser bebidas, límite que ha seguido manteniendo la U.S. Environmental Protection Agency (1977). La Comisión Europea ha redactado una Directiva referente a la calidad del agua desti­ nada a consumo humano (809/778/EC) que es de obligado cumplimiento para los países de la CE. Se fija la concentración máxima admisible en 50 mg N-N03 por litro, y un nivel guía de 25 mg N-NO, L '. Esta preocupación deriva de la relación establecida entre los nitratos y la salud pública, a partir del trabajo de Comly (1945). En él se establece el papel de N-N03 en agua para ser bebida, como causa de la methemoglobinemia infantil o síndrome de niño azul (cianosis). A escala mundial se han citado unos 2.000 casos, con un porcentaje de mortalidad del 8 % (Oakes, 1991), en niños que en un 85 % de los casos habían ingerido agua con concentra­ ciones superiores a 100 mg N-N03“ L El agua tenía además una dudosa calidad microbiológica, y principalmente se trataba de áreas rurales que consumían agua de pozo. En Europa Occidental es una enfermedad muy poco frecuente. Se ha venido citando en Hungría, con 1.353 casos de methemoglobinemia con 21 muertes, siempre en niños de menos de 90 días que habían consumido agua con más de 22,6 mg N-NOy L~'. Por ello, los límites establecidos para el contenido de N-NOy en aguas para el consumo humano pare­ cen estar muy justificados (Hill, 1991). Por otro lado, se ha establecido como hipótesis que los N-N03‘, pueden estar implicados en la aparición de cáncer en el hombre, debido a que los compuestos N-N02~, forman una familia de compuestos altamente cancerígenos, que se pueden formar en el cuerpo humano, en los animales y en los alimentos tratados con nitri­ tos o nitratos como conservantes. El tema ha sido revisado por Hill (1991), quien afirma que no hay razón para postular un riesgo de cáncer gástrico asociado con un elevado con sumo de N-N03“ en personas con una acidez gástrica normal, debiendo todavía evaluarse el riesgo sin barrera gástrica ácida. En sistemas acuáticos, la riqueza en nitratos y fosfatos en las aguas favorece el creci­ miento exagerado de algas. Esto puede ser beneficioso hasta cierto punto, ya que representa un proceso de depuración natural de las aguas por fijación de N-N03~, La mayor sensibilización por la posible contaminación por N-N03~ se debe a que en algunos países de la UE se ha observado un incremento de las concentraciones de nitratos en aguas superficiales, en las freáticas y en las costeras.

4.2.

Ciclo del nitrógeno

Los distintos elem entos quím icos, entre ellos el nitrógeno, vuelven a pasar por un mismo com partim ento del m edio, considerado com o un sistem a global, después de cierto lapso de tiempo. Esto perm ite hablar del carácter cíclico del 868

sistema y establecer la secuencia de compuestos químicos y procesos. Profundi­ zar en el estudio del ciclo del nitrógeno significa llegar a entender cómo se com­ porta este elemento en el sistema global, y en los diversos subsistemas, entre ellos el suelo. El sistema global se puede considerar dinámico y cerrado, mientras que los sis­ temas integrantes o subsistemas, son dinámicos y abiertos, con flujos de entrada y de salida de nitrógeno que es transferido de unos a otros. La atmósfera media actual, con un 79 % de N-N2, constituye la fuente primaria de este elemento. La incorporación de nitrógeno al suelo da lugar a todo un ciclo bastante complejo, que puede esquematizarse del siguiente modo:

Aguas freáticas Aguas superficiales

869

Se indican a continuación los principales procesos identificados en el ciclo del nitrógeno: Denominación

Descripción

Fijación de N2 atmosférico

Incorporación por la lluvia al suelo: N -N O /, N-NH4+ Fijación simbiótica: N-NH4+ en el suelo. Actividad bacteriana: Rhizobium y otros: N 2 + 6H+ -> 2NHj Fijación no simbiótica: N-orgánico y N -N O / Procesos industriales: fabricación de fertilizantes tales como: n - n o 3-, n - n i v y n - n h .

Fijación en compuestos orgánicos de seres vivos

Plantas, animales y sus residuos, estiércoles, purines y dese­ chos urbanos.

Inmovilización

Estabilización en el suelo en forma N-orgánico (humus). Actividad microbiana que incorpora N en secuencias metabólicas para biosintetizar constituyentes celulares del organismo, en particular proteínas.

Mineralización

Paso de N-orgánico a N-NO, y N-NH4+ por hidrólisis. Afecta anualmente a un 2-3 % del N-inmovilizado en el suelo, y par­ cialmente a la materia orgánica recién incorporada.

Nitrificación

Paso de N -N H / a N-NO, por oxidación enzimática, que tiene lugar en dos etapas: N-NH4* -> HONHj -» HONNOH -> N O / por acción de bacterias autotróficas aerobias: Nitrosomonas, Nitrosolobus, Nitrospira. El N -N 0 2' producido es tóxico para las plantas superiores. La oxidación prosigue: N O / + O / —> N O / por acción de bacterias autotróficas aero­ bias: Nilrobacter.

Fijación N -N H / en arcillas

Formación de complejos de esfera interna (Cap. 9).

Adsorción N -N H / en arcillas

Formación de complejos de esfera externa (Cap. 9), el N -N H / se halla en forma intercambiable.

Lavado y escorrentía superficial

El N -N O / no absorbido por las plantas, al no poder ser adsor­ bido por las arcillas ni por la materia orgánica es susceptible de ser lavado siendo transferido del suelo al agua freática. Tam­ bién puede haber pérdidas por erosión. El N -N O / se produce en suelos con drenaje insuficiente y condiciones reductoras.

Desnitrificación

El paso de N -N O / a N-NOx y a N-N 2 tiene lugar en medios anaerobios.

Volatilización

El N-NH4+ puede perderse como N -N O / en suelos calizos y en suelos arenosos.

Dado que el exceso de nitratos en las aguas puede deberse a la aportación al suelo de residuos orgánicos de origen ganadero (purines, estiércoles y deyecciones directas) y a la fertilización nitrogenada, se puede afirmar que las actividades agro­ pecuarias pueden tener efectos desfavorables sobre la calidad de las aguas superfi­ ciales y freáticas, si no se procede con el debido control. 870

Los nitratos son compuestos altamente solubles, lo que explica su elevada movilidad en el medio, que viene condicionada por las características hidrológicas del suelo, las precipitaciones y el riego.

ESTUDIO DE CASOS Abrir un debate para discutir las repercusiones que puede tener una política europea encaminada a restringir el uso de fertilizantes nitrogenados en la CE, con el fin de disminuir los riesgos de contaminación de acuíferos por N-N03~.

Bases para el debate — Disminuir las dosis actuales de abonos nitrogenados puede tener dos efectos: Una disminución del riesgo de contaminación. Una bajada en las producciones. — Al ser menores las producciones disminuirán los excedentes en Europa. Al haber menos producto en el mercado a nivel mundial, no se puede exportar a bajos precios a los países en vías de desarrollo, incluso se puede llegar a incidir en su mercado, detrayendo productos: los precios podrían aum entar en dichos países.

4.3.

Procedencia de los N-N03~ en las aguas

El N -N O 3' de las aguas tiene diversas procedencias:

— La atmósfera por el agua de lluvia. — El suelo por procesos de transferencia a capas freáticas, a partir de los abo­ nos, purines y otros residuos orgánicos. — Las zonas urbanas por los vertidos de aguas residuales. — Las zonas industriales.

El lavado de nitratos a partir del suelo vendrá controlado por el modelo de concentra­ ción de solutos. Si el agua reside en un horizonte suficiente tiempo puede alcanzarse el equilibrio y el transporte se hará a la máxima concentración, según el producto de solubili­ dad. Por el contrario, si el tiempo de residencia es corto, es decir, el agua circula por macroporos o existe un flujo por derivación (bypass), el agua no llegará a saturarse en N-NO, a pesar de la elevada solubilidad que estos presentan. En un Vertisol, por ejemplo, después de un período seco al estar abiertas las grietas, puede haber circulación de agua por ellas (flujo de derivación). El agua caída en una tor­ menta puede dar lugar a un flujo más diluido que si el aporte tiene lugar a intensidades de lluvia bajas. Esto permite que las grietas lleguen a cerrarse y el agua se vea obligada a circular por el espacio de poros. Durante el período húmedo, las grietas permanecen cerradas, el flujo de derivación desaparecerá durante todo este período. Al variar el 871

modelo de descarga, también lo hace la capacidad contaminante ligada a los procesos de transferencia.

4.4.

Movimiento y transformaciones de N-N 03~ en el suelo: Modelos

Los suelos difieren en sus potenciales de lavado de N-N03~ (NLP) dependiendo de sus propiedades relacionadas con el movimiento del agua (Cap. 13). En suelos de textura fina habrá poco lavado de N-N()3 al ser fertilizados y regados, mientras que en suelos arenosos el lavado será un problema por el riesgo de contaminación de las capas freáticas. La Comisión de las Comunidades Europeas (DG XII) contrató un programa de investi­ gación sobre nitratos en los suelos en el que trabajaron siete países durante tres años. El objetivo del proyecto era desarrollar técnicas aplicables al muestreo, medida y generación de modelos para caracterizar el movimiento y transformación de N-N03 en el suelo y la capa freática a nivel de finca, a escala regional y en una cuenca. Estos trabajos han produ­ cido información para evaluar los efectos de diferentes prácticas agrícolas sobre el lavado de nitratos de la zona radicular (Thomasson el al., 1991). La utilización de modelos (Follet et al., 1991) parece prometedora para una mejor com­ prensión del comportamiento de los N-N03 al permitir cuantificar las pérdidas por lavado teniendo en cuenta el tipo de cultivos, sistemas de manejo, régimen climático y unidad de suelos, para evaluar los impactos. Los modelos desarrollados pueden referirse al suelo, a la capa freática, a los cursos de agua y a los embalses. Los modelos determinísticos son los que mejoran la comprensión de las distintas partes del sistema. No obstante, dependiendo de la información disponible, a veces, habrá que limitarse a modelos de «caja negra», de carácter empírico, que tienen en cuenta las entradas de N-N03' en el sistema y de salidas en diferentes compartimentos, estudiando la red de drenaje, pozos poco profundos o lisímetros. Este enfoque resulta ade­ cuado para modelos de capas freáticas a gran escala, en los que no se simulan los mecanis­ mos internos del sistema. Para trabajar a escala de grandes áreas se exige que el modelo a adoptar se base en pro­ cedimientos relativamente sencillos, se llegue a resultados reproducibles, la información necesaria sea fácil de obtener sin grandes costes, y el modelo sea aplicable a las distintas unidades de suelo que puedan presentarse en el área. Los modelos disponibles para el balance de nitrógeno y del agua han sido ensayados y documentados por diversos autores (Thomasson y cois., 1991). Los modelos para capa freática, excesos de agua y embalses han sido revisados por Oakes (1991),entre otros investigadores. Se han desarrollado diversos modelos informatizados para describir el movimiento de N-N03” (Follet et al., 1991) y se han establecido índices del potencial de lavado de N-N03 en el suelo (Khakural y Robert, 1993).

4.5.

Medidas para el control de N -N 03~ en el medio

Para dism inuir las concentraciones de N -N 0 3" en las aguas hay una serie de m edidas preventivas que tienden a dism inuir la transferencia de nitratos a las aguas; y una serie de medidas correctoras, a aplicar cuando el agua haya alcanzado ya niveles no deseables de nitratos: 872

Tipo de Medidas

Observaciones

Preventivas Ordenar los usos del territorio para proteger la cuenca de bombeo: Establecimiento de zonas de protección

En toda una cuenca o en parte de ella se delimitan zonas para garantizar un grado de seguridad a los suministros de agua. Se evalúa la eficacia de las medidas por medio de modelos. Se protege igualmente frente a otros posibles conta­ minantes, por ejemplo, los fitosanitarios.

Orientar el uso de fertilizantes para evitar pérdidas innecesarias de N-NO, por lavado

En el Reino Unido se ha limitado la aportación anual a 250 kg N-NO," ha"1 (fertilizantes + puri­ nes), lo que equivale en promedio a unos 50 m ha-1 de purin no diluido (MAFF, 1991).

Orientar el uso de purines para evitar perdidas innecesarias de N-NO, por lavado

Cantidad a aplicar según la capacidad de aceptación de la unidad de suelo y épocas de menor riesgo.

Ordenación de cultivos

Reorientar los cultivos hacia plantas menos exigen­ tes en nitrógeno.

Delimitación de Áreas Sensibles a los Nitratos (ASN)

En estas áreas los agricultores deben tener una com­ pensación por la adopción voluntaria de restriccio­ nes al uso de fertilizantes y aporte de purines, lo que incidirá sobre la producción.

Delimitación de áreas permanentemente sin fertilizar: áreas con aguas con N-NO 3- > 70 mg L-'

Las compensaciones a los agricultores deben ser mayores para la reconversión a área forestal, por ejemplo.

C orrectoras: Actuaciones frente a escenarios con aguas con elevadas concentraciones de N-NO, Mezcla de aguas: Efecto diluidor

Se requiere disponer de aguas de bajo contenido en N-NO," a una distancia razonable.

Clausura de pozos y sondeos contaminados

Debe de haber una alternativa de suministro.

Modificación de la profundidad del sondeo

Las concentraciones de N -NO , dism inuyen al aumentar la profundidad en el acuífero.

Embalse del agua en superficie: Provocar una desnitrificación natural por actividad microbiológica

Almacenamientos prolongados pueden dar lugar a problemas por desarrollo de algas.

Plantas de tratamiento del agua para disminuir el contenido de N-NO 3 — Por intercambio iónico en resinas intercambiadoras

Se intercambia NO, por Cl" Requiere la regeneración periódica de las resinas, que produce un efluente rico en cloruro, sulfato y nitrato.

— Por desnitrificación microbiológica provocada

Tiene lugar en lecho de arena o grava con bacterias que toman su energía de metanol añadido al agua. Requiere reairear, filtrar y desinfectar el agua.

— Por osmosis inversa en membrana semi-permeable

Se obtiene agua desionizada y un residuo.

— Por electrodiálisis en membrana intercambiadora de iones

Se obtiene agua parcialmente desionizada.

Suministro de agua embotellada de otra procedencia y con control de calidad

En casos de gravedad o para comida y bebida para niños.

873

L o más conveniente sería que las m edidas preventivas fuesen aplicables y e fi­ caces. L a dism inución de la fertilización rica en nitrógeno parece poco viab le por debajo de ciertos lím ites, sin una política de com pensaciones a los agricultores, cuando, por otro lado, se ha venido fom entando hasta hace poco el aumento de las producciones agrícolas. D ado que las m edidas correctoras requieren in versio n es im portantes y en ca­ recen el agua, es preferib le ir a la prevención. E stab lecer zonas de protección en las áreas de captación y aseso rar a los agricultores sobre áreas sen sib les, cantida­ des de fertilizan tes y purines a aplicar, y m om entos de m enor riesgo . Todo ello debe m ejorar el m anejo de los abonos nitrogenados, en las prácticas a gríco las habituales.

4.6.

Evaluación de la capacidad de un suelo para aceptar purines

E l conocim iento de la capacid ad de un suelo para aceptar purín constituye una inform ación n ecesaria para poder distribu ir este residu o líqu ido sin rie sg o de contam inación para las agu as su p erfic iales y freáticas, y a sea por escorren tía superficial o por pérdidas por lavado. Igualm ente interesa preven ir cualquier tipo de degradación del propio suelo, y evitar d esequ ilibrios nutricionales sobre los cultivos.

Un vertido de 5 m3 de purín de ganado porcino (Ferrer y cois., 1983) a una hectárea aporta en promedio las siguientes cantidades de N, P, K, Zn y Cu, aparte otros elementos:

— — — — — —

12,5 kg h a'1 17,0 26,5 18,0 0,27 0,34

N-Orgánico N-amoniacal Fósforo Potasio Cinc Cobre

Atendiendo al tipo de explotación porcina los aportes en promedio serán (Ferrer y cois., 1983):

Tipo de explotación Engorde

Madres

Ciclo cerrado

874

Contenido

Mg kg/100 kg

Zn g/1000 kg

Cu g/1000 kg

Na kg/1000 kg

Promedio

0,7

61

48

1,2

Intervalo

0,2-1,7

10-148

19-99

0,7-2,4

Promedio

0,3

18

3

0,7

Intervalo

0,04-0,56

7-34

1-27

0,3-11

Promedio

0,5

39

35

0,9

Intervalo

0,2-0,9

17-62

6-50

0,7-1,5

Interesa poder disponer de información sobre: — — — —

Zonas del territorio que pueden aceptar purines sin riesgo. Cantidad que se puede aplicar cada vez. Épocas del año con menor riesgo. Requerimientos de almacenamiento temporal de purín. L a información que se requiere para llevar a cabo la evaluación es:

— D e carácter clim ático para:

Estudiar la distribución y tipo de lluvias. Establecer el balance hídrico medio y para el año extremo, para un período de retorno dado. — De carácter edáfico:

Categoría de suelo: profundidad y características químicas. Pendiente. Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). Períodos del año en que el agua del suelo se encontrará a un potencial igual o supe­ rior a -33 kPa, en los que no hay déficit de agua y un aporte de purín implicaría pér­ didas por lavado. Texturas y contrastes texturales. Velocidad de infiltración y conductividad hidráulica. Procesos de expansión-retracción de las arcillas. L a s principales características cuan tificables del suelo que condicionan el riesgo de contaminación de las aguas subterráneas permiten establecer tres niveles de riesgo (U S D A , 19 83 y Danés y cois., 19 9 3): RIESGO V 'U i i u i c i u i K i i i i v a

Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (m 3/ha) Profundidad efectiva (cm) Profundidad al nivel freático (cm) Conductividad hidráulica en un espesor de 0 a 150 cm (cm f r 1) Materia orgánica % Precipitación-ETP en invierno (mm) Inundación Pendiente (%) Elementos gruesos (%) Factor erosión (factor K x % pendiente) SAR (entre 0 y 50 cm) CEs dS n r 1 a 25° C

Bajo

Medio

Alto

>500 > 100 >90

500-250 100-50 90-45

<250 < 50 <45

<5

5-15 2-4 150-300 ocasional 8-15 15-35 3-7

> 15 >4 >300 frecuente > 15 >35 >7 > 12

<2 < 150 no

<8 < 15 <3 -

<4

-

4-8

>8 875

Aplicando estos criterios a una zona de la que se disponga del mapa de suelos a escala 1:25.000, se puede derivar de él un mapa de zonas de riesgo de contaminación de las aguas subterráneas por nitratos. Así, por ejemplo, para los suelos del Alto Ampurdán (Girona) (Boixadera et al., 1992): M apa de suelos escala original: 1:25.000

Suelos bien drenados de textura inedia Ed, = Textura FAr, pendiente de 0 a 2 %. Serie Armcntcra.

Suelos moderadamente bien drenados de textura gruesa F.r; = Textura FAr, pendiente de 0 a 2 %. Serie Saldat, inundables.

Suelos moderadamente bien drenados de textura media y moderadamente Fina Ef = Textura F, pendiente de 0 a 2 %. Serie Montiró. Ec = Textura FaL, pendiente de 0 a 2 %. Serie Vilamacolum. E * = Textura FaL. pendiente de 0 a 2 %. Com plejo Vilamacolum-Closes. E t = Textura FaL. pendiente de 0 a 2 %. Series Closes.

Suelos imperfectamente drenados de textura media Ej, = Textura FL, pendiente de 0 a 2 %. Serie Madral.

Suelos escasamente drenados de textura Fina Ea = Textura FAL pendiente de 0 a 2 % Serie Rases.

M = Riesgo m oderado. A = Riesgo alto.

876

Las autoridades responsables del medio ambiente son las que en muchos países fijan las cantidades máximas de nitrógeno aplicables al suelo. Las características del purín utilizado y la relación de dilución permiten hacer los cálculos para cada caso concreto. Cuando una parcela haya recibido la cantidad máxima, entre purines y abonos, no debe ser receptora de purín hasta 12 meses después. El nivel de riesgo puede ser permanente, en las áreas a excluir; o temporal, en áreas en las que se puedan planificar aportes a lo largo del año. El MAFF (1991) clasifica los suelos ingleses según su capacidad para aceptar purines teniendo en cuenta los siguientes criterios: Criterios de evaluación Proximidad a cursos de agua y acequias (< 10 m) Período disponible: < 1 mes Período disponible: 1 a 3 meses Período disponible: 4 a 8 meses Período disponible: 9 a 12 meses

Evaluación Areas excluidas de cualquier aporte. Areas de muy alto riesgo. Areas de alto riesgo. Areas de riesgo moderado. Areas de bajo riesgo.

Estos criterios se basan casi exclusivamente en el hecho de que haya percolación o no a lo largo del año, por lo que resultan un tanto incompletos.

5.

Aguas superficiales, fosfatos y eutrofización

Las aguas superficiales suelen presentar mayores contenidos de nitratos que de fosfa­ tos. La causa más general y mejor conocida de contaminación de las aguas superficiales por fosfatos procedentes de actividades agrícolas es debida a la escorrentía superficial. Ello se debe a que las pérdidas por escorrentía pueden tener lugar incluso en situaciones en las que las tasas de aplicación no excedan a los requerimientos de los cultivos (Breeuwsma y Silva, 1993). La relación N/P expresa el control de estos elementos en la producción de biomasa acuática siendo, por lo general, el fósforo el factor limitante, si bien este criterio no parece suficiente para resolver el problema de la eutrofización (Bcmhardt, 1992). La eutrofiza­ ción (del gr. eutrophos, eu = rico, trophos = alimento) es un proceso provocado por el hom­ bre, que tiene efectos adversos sobre la calidad de las aguas corrientes y embalsadas. Puede describirse como: Un enriquecimiento de los sistemas biológicos por elementos nutrientes, principalmente NyP. Un crecimiento desmesurado de biomasa, en especial algas cianofíceas autótrofas y de especies superiores, por ejemplo, del género Lemna (lenteja de agua), origen de materia orgánica en suspensión y sus metabolitos (Sutcliffe y Jones, 1992). Una demanda biológica de oxígeno elevada para descomponer y biodegradar la materia orgánica muerta procedente de tal biomasa. En casos extremos pueden llegar a crearse unas condiciones aneorobias, lo que puede afectar negativamente a la fauna acuática con resultado de muertes masivas. Los peces, por ejemplo, mueren cuando el oxígeno disuelto en el agua es inferior a 1 mg L '. Un consumo elevado de nutrientes por parte de algas y plantas acuáticas, lo que produce su agotamiento y, por lo general, algunos de ellos pueden resultar limitantes. 877

El enriquecimiento de las aguas en fosfatos tiene efectos medioambientales. Así, por ejemplo, un crecimiento desmesurado de plantas acuáticas llega a crear desequilibrios eco­ lógicos en las comunidades y problemas en canales y embalses, generando costes impor­ tantes si requieren limpiezas periódicas. Estos desequilibrios tienen su origen en una conta­ minación del sistema por fosfatos, que pueden proceder de: — Fuentes puntuales:

Son aquellas que proceden de un vertido en un punto determinado, como conse­ cuencia de la llegada de las aguas de origen doméstico, industrial o de explotaciones ganaderas de tipo intensivo. — Fuentes difusas o no puntuales:

Son aquellas que no tienen su origen en un punto concreto de la masa de agua o que se originan en grandes superficies de terreno. Para evalu ar la incidencia de las explotaciones ganaderas en la eutrofización de las aguas hay que tener en cuenta el tipo de anim ales de la explotación. C om o cifras orientativas referentes a la producción de fó sfo ro (D íaz, 19 89 ), se pueden indicar:

kg P por anim al y año Vacuno Porcino Equino O vino A ves

9,5 5,6

11,8 1,5

0,6

L a transferencia de fosfatos a las aguas puede tener lugar: — Con intervención del suelo debido a:

Procesos de transferencia de este anión del suelo a una capa freática poco profunda. Esto es posible en suelos cuyos horizontes tengan valores de pH comprendidos entre 6,5 y 7,5, ya que la movilidad de los fosfatos es máxima. Procesos erosivos por cuyo efecto el fósforo del epipedión pase al agua de escorren­ tía que transportará los fosfatos a las aguas superficiales ya sea en solución o en suspensión asociado a las partículas sólidas erosionadas. — Por las aguas residuales debido a:

Detergentes fosfatados.

L o s contenidos de fosfatos en las aguas su p erficiales que sean superiores a los considerados norm ales, superiores a 10 p g L _1, provocan eutrofización. L o s crite­ rios para evalu ar el estado trófico en lagos y em balses según el Program a C oo pera­ tivo de la O C D E son los siguientes:

878

mg Pm -3 O ligotrofo O ligom esotrófico M esotrófico Eutrófico Hipereutrófico

< 10

10-20 20-50 5 0 -10 0 > 100

ESTUDIO DE CASOS Los datos analíticos de la publicación anual del MOPU «Análisis de Calidad de Aguas» permiten disponer de una información muy valiosa en cuanto al estado de los principales ríos y embalses. Partiendo de los datos del año hidrológico 1989-90 se pide dictaminar si existen problemas predominantes de contaminación o de simple eutrofización en dos casos de interés: los cursos de agua del Plan Badajoz, Vegas Bajas, represen­ tados por el río Ortigas, afluente al Guadiana, y en ríos que aportan aguas al Parque Natural de las Tablas de Daimiel, como el Gigüela. Oxígeno disuelto mg L-1 Oxígeno disuelto sat Materias en suspensión mg L~1 PH Conductividad eléctrica dS rrr1 a 25° C DQO mg L~1 DBO mg L~1 Fosfatos mg L~1 N-N03- mg L"1 N-NH4+ mg L-1

Ortigas

Gigüela en Buenavista

2,5 28,1 40,0 7,5 0,7 11,4

6,3 63,0

2,1

10,4 9,5 4,4 27,0

4,0 2,3

0,6

10,0 8,2 1,9

10,8

Respuestas P ara e v a lu a r el e s ta d o tró fic o hay q ue te n e r en cu e n ta q u e p a ra el río O rtiga s no parece e x is tir p ro b le m a d e c o n ta m in a c ió n o rg á n ic a , s in o s im p le e u tro fiz a c ió n d e riv a d a del e m p le o e x c e s iv o de a b o n o s en los regadíos. Los c o n te n id o s de ión n itra to son ta m b ié n m uy a lto s, fre n te a los de a m o n io bajo, d a d o el a lto p o d e r de o xid a ció n de las aguas. P ara el río G ig ü e la el co n te n id o de o xíg e n o d isu e lto es bajo, con va lo re s a lto s de DBO , lo qu e in d ica la p re s e n c ia de m ate ria o rg á n ica fá cilm e n te d e g ra d a b le . Los fo s fa to s son altos, a sí co m o el co n te n id o de N -N 0 3' y N -N h V . En e ste caso existe e u tro fiz a ció n y co n ta m in a c ió n , al m en o s org á n ica .

6.

Utilización agrícola de lodos residuales de depuradora

L a implantación de depuradoras de aguas residuales ha ido en aumento en los últimos años com o resultado de la aplicación de la normativa encaminada a la pro-

879

tección de las agu as su p erficiales. C o n e llo se producen vo lú m en es im portantes de lodos que se pueden d efin ir (C o sta y co is., 1 9 9 1 ) com o:

R esid u o s urbanos procedentes de la depuración de a gu as resid u ales cu y a m ate­ ria o rgán ica puede ser objeto agríco la. E l resultado de una depuración b io ló g ica o de una depuración físico -q u ím ica , si bien en este ca so los lodos resultantes tienen características m arcadam ente d is­ tintas. L a s características del su elo al que se aplican deben ser tales que se co m p le­ menten con los lodos. L a m o vilid ad de los distintos elem en tos in corporados, en esp ecial los m etales pesados, y los proceso s de tran sferen cia, que pueden dar o ri­ gen a contam inaciones en las a gu as freáticas poco profundas, dependerán de las características del su elo receptor. L o s lodos residu ales de depuradora se caracterizan por:

— Ser un material relativamente heterogéneo. — Contener elementos que se suelen aportar al suelo en forma de fertilizantes. No obs­ tante, sus proporciones resultan muy desequilibradas en relación con las necesidades de las plantas, por lo que las dosis son difíciles de ajustar y requieren correcciones. — Contener metales pesados, tales como Cd, Pb, Zn, Cu y Ni, que en dosis elevadas pueden resultar tóxicos para las plantas. En algunos casos pueden contener mercu­ rio. En estos casos hay que prever su depósito en vertedero. — Contener compuestos orgánicos naturales o xenobióticos, entre ellos agroquímicos y sus metabolitos. Su determinación analítica resulta difícil y en la práctica se recurre a identificar una lista de productos, de los que se poseen patrones. Esta es la metodolo­ gía propuesta por la Environmental Policy Act (EPA) de Estados Unidos de América. — Contener ión sodio, si para la floculación de los lodos se utilizan polielectrolitos que lo incluyan. El Institute of Arable Crops de la Estación Experimental de Rothamsted (U.K.) ha reali­ zado un experimento de larga duración (1942-1961) consistente en aplicar lodos de aguas residuales del oeste de Londres. El resultado fue que las concentraciones en el suelo de metales: Zn, Cd, Cu, Cr, Ni y Pb aumentaron, hasta un intervalo por debajo y por encima de la Directiva Europea de 1986 para suelos tratados con lodos. El suelo era franco-arenoso, con un 10 % de arcilla y pH = 6,5. Después de 25 años de haber dejado de aplicar lodos el 80 % de los metales permanecían en el epipedión, lo que muestra el elevado riesgo de per­ manencia durante muchos años. También se puso de manifiesto el aumento del contenido de contaminantes orgánicos persistentes: hidrocarburos pol¡aromáticos y clorobenzenos (McGrath, 1992). L a u tilización a g ríc o la de los lodos de depuradora requiere un con o cim ien to de la com posición m ineral de estos productos. S i no se disp on e de datos para un caso

880

con creto, se pueden u tilizar los valo res m edios facilitad o s por F elip ó y Sañ a (19 7 8 ) y Felipó y Garau (19 8 7 ):

Elemento

Composición media

Intervalo

(%)

(%) N P K20 Ca Mg Na Fe

3,55 2,75 0,30 7,77 0,43 0,27 0,73

0,44-6,00 0,13-6,32 0,05-1,10 3,10-20,12 0,10-1,06 0,09-1,01 0,17-3,36

Elemento

Composición media mg kg'1

Cd Cr Cu Mn Ni Pb Zn Co Hg Mo B

4,1 161,9 258,2 258,4 42,5 212 955,3 10 10 28 48

Intervalo mg kg'1

3-7 12-1925 11-1954 22-1307 16-103 63-299 64-1750 8-12 9-12

La Directiva publicada en 1986 por el Consejo de la Unión Europea fija como límites para las concentraciones de metales pesados en los lodos para uso agrícola los siguientes intérvalos, dentro de los cuales cada país debe fijar su propia normativa:

Elemento

Intervalo mg Kg'1 mat. seca

Cd Cu Ni Pb Zn Hg Cr

20 a 40 1000 a 1750 300 a 400 750 a 1200 2500 a 4000 16 a 25 -

Las normas (RD 1310/1990) que regulan las cantidades máximas de metales pesados que se pueden aportar al suelo en un lapso de tiempo, por vertidos continuados de lodos de depuradora, fijan los siguientes valores en kg ha-1 año-1: Elemento

Cd Cu Ni Pb

Elemento

0,15 12,00 3,00 15,00

Zn Hg Cr

30,00 0,10 3,00

Las normas, como puede observarse, no hacen ninguna mención a la categoría del suelo receptor o a alguna de sus características. Ello supone partir de la hipótesis que cualquier volumen de suelos es equivalente para poder recibir un residuo, en este caso lodos, lo que evidentemente está muy lejos de ser cierto. Jacobs (1977) introduce la capacidad de inter­ cambio catiónico (CIC) del suelo, como parámetro edáfico más directamente relacionado con los procesos de transferencia y adsorción a que pueden estar sometidos los metales 881

pesados en el suelo. Los criterios de interpretación propuestos para las cantidades máximas aceptables son: CIC cmol (+) kg' 1

Klemento Pb Zn Cu Ni Cd

<5

5-15

> 15

560 280 140 56 5,6

1120

2240

560 280

112 11,2

1120 560 224 22,4

Resultaría de interés poder tener en cuenta la biodisponibilidad de los distintos elemen­ tos, para una interpretación más exacta de los procesos. Así por ejemplo, en suelos calizos, muchos de estos elementos presentan escasa movilidad, y allí donde se puedan formar complejos, la biodisponibilidad también se verá afectada.

7. 7.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Novontny, V. y Olem, H.: Water quality. Prevention, Identification and management o f diffuse pollution. Van Nostrans Reinhold, 1054 pp. New York, 1994. Rusell Boulding, J.: P radical Handbook o f soil, vadose zone and groundwater contamination. Lewis Publishers, 948 pp. New York, 1995. U.S. Environmental Agency: Manual Nitrogen Control. USEPA. EPA/625/R-93/010, 311, pp. Washington, 1993.

7.2.

Bibliografía de referencia

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883

29 Degradación de suelos: Áreas con actividades extractivas y mineras. Áreas periurbanas y urbanas

1.

El paisaje colectivo

L a competencia de diversas actividades por el uso del territorio lleva a tener que conjugar los principios de la economía con los de la ecología, para integrar los dis­ tintos usos e interrelacionarlos, partiendo de la idea de respeto hacia el medio ambiente. Los efectos colaterales no deseables deben preverse, por medio de una evaluación del impacto ambiental, para optar por aquella alternativa de menos coste medioambiental que sea un compromiso aceptable entre la intensidad del impacto y los dem ás condicionantes, sociales, productivos y económ icos. Tal alternativa deberá estar ya identificada al redactar un anteproyecto y es la que se desarrollará al redactar el proyecto y al planificar la asignación de usos al territorio. L a International Union for the Conservation o f Natura define com o objetivo de la planificación del paisaje:

E l ayudar a reconciliar las necesidades de distintos usos del territorio concu­ rrentes, e incorporarlos a un paisaje dentro del que las civilizaciones puedan prosperar sin destruir los recursos naturales y culturales, sobre los que se funda­ mentan las sociedades.

Los estudios sobre el paisaje deben ser multidisciplinares. Tumer (1989) señala que la complejidad en determinar el uso óptimo de un terreno ha llevado a una gran especialización de profesionales con distintas formaciones. Estos acaban viendo el problema de una forma muy sectorial, no llegando a ser capaces de armonizar sus respectivas acciones. Un buen entorno ha de resultar estético a la vez que funcional y será el resultado de tal armonía de acciones. A nivel general, lo que se requiere es un enfoque holístico, que considere los distintos aspectos tanto físicos, químicos, biológicos, así como los medioambientales, pai­ sajísticos, estéticos, económicos, sociales, legales y técnicos que afectan el uso del suelo. A finales del siglo xx se introdujo el concepto de paisaje colectivo, como respuesta a una necesidad social para el conjunto de la comunidad (Jellicoe y Jellicoe, 1975). AI plan­ tear la rehabilitación de un entorno se pretende mejorar el paisaje colectivo, para lograr la armonía del hombre con su medio. 885

Una zona de montaña apreciada por la población por su valor paisajístico constituye un paisaje colectivo y, de actuarse sobre ella, deberá ser rehabilitada. El nivel de percepción de su utilidad como bien de carácter no económico es alto. Las áreas misceláneas de origen antrópico han sido objeto de mayor atención, estudio y actuaciones de rehabilitación a par­ tir de la década de los años 80. La redacción de proyectos encaminados a este fin exige conocer los condicionantes medioambientales, en general, y los edáficos en particular.

2.

Actividades extractivas y mineras

2.1. Panorámica general L a m inería tradicional se practicaba por lo general m ediante labores subterrá­ neas que seguían de form a artesanal las m ineralizaciones más ricas, con el fin de b en eficiar cantidades altas de productos, con m ovim ientos relativam ente peque­ ños de m ateriales. L a disponibilidad de m aquinaria cada vez m ás potente ha per­ m itido m ayores m ovim ien tos de tierras a b ajo coste, pasán d ose a a ctivid ad es extractivas a cielo abierto que com portan una elim in ación tem poral del suelo y de las rocas subyacentes (estériles) hasta alcanzar las capas explotab les. L a s explo ta­ ciones a cielo abierto han sido las tradicionales en productos para la construcción, tales com o calizas, granitos, gravas, arenas, arcillas, etc., y se ju s tific a por razo­ nes económ icas en exp lotacion es tradicionalm ente de m inería subterránea, com o las de carbón.

La minería subterránea da lugar a grandes escombreras, áreas misceláneas constituidas por terrenos abandonados, como las de carbón en Asturias y León. La minería a cielo abierto provoca grandes cortes en el terreno, con impactos visuales muy espectaculares, si bien si se practica la transferencia de materiales los terrenos sólo aparecen alterados tempo­ ralmente al ir transfiriendo los estériles de una corta a la anterior. La forma de explotación y las cortas vienen condicionadas por la disposición del recurso. En el caso de extracciones de carbón a cielo abierto en la cuenca del Berguedá (Barcelona), el esquema de explotación puede ser el siguiente:

886

Esta forma de presentarse el carbón obliga a grandes movimientos de tierra con lo que los impactos se manifiestan desde el inicio de la explotación y se mantienen a lo largo de los años que dure la actividad en una corta. Una vez acabada la explotación perdurarán si no se han previsto las correspondientes medidas correctoras conducentes a reintegrar en el paisaje circundante las áreas afectadas.

2.2.

Tipos de explotaciones

L as explotaciones a cielo abierto plantean situaciones muy diversas, tanto por el recurso y form a de explotarlo com o por las condiciones de medio, clima, gea, suelos, vegetación, o por el uso inicial y final de la zona. Lo s principales tipos de explotaciones a cielo abierto y escombreras de mina según lo extraído son:

Tipo de explotación

Recurso

Rocas incompetentes

Arcillas Arenas silíceas Arenas graníticas Gravas y cantos

Rocas competentes

Caliza Mármol Arenisca Granito Andesita y Traquita Basalto Pizarra Cuarcita

Materiales volcánicos

Lapilli Jable Picón

Materiales energéticos

Antracita Hulla Lignito Turba

Minerales metálicos

Galena Pirita y Calcopirita Blenda Cinabrio Limonita y Oligisto

Minerales no metálicos

Magnesita y Dolomía Yeso y Alabastro Talco Caolín Cuarzo Fluorita Baritina Granate Sales potásicas Sal gema Sulfatos ácidos y alumbre

887

D esde la perspectiva de la rehabilitación, hay que intentar buscar aquellas ana­ logías que permitan agrupar las explotaciones para evitar caer en una casuística interm inable. Interesa establecer unas b ases y unos criterios de ám bito general para orientar las rehabilitaciones. Con este enfoque se puede establecer una prim era división entre explotaciones que generan importantes déficits de volum en en el territorio y aquellas que no lo hacen o lo hacen m ínim am ente. L a retirada de m ateriales crea un d éficit de volum en en canteras, graveras, extracciones de arcillas, lapilli, puzolanas, etc. En unos casos se acepta que la m or­ fo lo gía final será considerablem ente diferente a la inicial, com o en las exp lo tacio ­ nes con grandes déficits de volum en, en las explotaciones de roca caliza, por ejem ­ plo. En otros pu ed e h aber e x ig e n c ia s p ara que se re stitu y a la zon a con una m orfología sem ejante a la inicial. En uno y otro caso la problem ática de la rehabi­ litación será sensiblem ente diferente. L as explotaciones en las que no se genera un déficit de volum en son aquellas en las que se extrae un material no aflorante con una cobertera que al ser rem ovida sufre un esponjam iento. Esta dism inución de la densidad aparente de los esco m ­ bros puede llegar a com pensar el volum en de los m ateriales extraídos. L a s explo ta­ ciones de carbón a cielo abierto pueden dar lugar a zonas a restaurar con estas características. E l tener que com pensar déficits de volum en im plicará tener que rellenar con m ateriales extraños a la explotación, lo que puede crear problem as adicionales, según sea la procedencia y naturaleza de éstos y la m anera com o se dispongan al realizar el relleno. E l tiempo que durará la explotación en un m ism o em plazam iento condiciona igualmente los planes y exigen cias de rehabilitación. L a s explotaciones asociadas a obras pú b licas suelen tener un carácter p ro visio n a l, otras son interm itentes, mientras que aquellas que tienen una velocidad de avance lenta, con períodos de apertura extrem adam ente prolongados se consideran fijas. En contraposición, tanto las graveras com o las explotaciones de carbón a cielo abierto tienen velocidades de avance extrem adam ente rápidas, afectando en pocos años a una superficie del territorio m uy considerable. Por consiguiente, los principales tipos de explotacion es en función de los fa c­ tores de control de la rehabilitación son: F a c to r d e c o n tro l d e la re h a b ilita c ió n

Velocidad de avance de la explotación

/

888

T ip o d e e x p lo ta ció n

Explotaciones estáticas (fijas). Por ejemplo: Canteras. Explotaciones dinámicas. Por ejemplo: Graveras, Carbón, Arcillas, etc.

Factor de control de la rehabilitación

Tipo de explotación

Variación de volumen al final de la explotación

Explotaciones que generan importantes déficits de volu­ men. Por ejemplo: Graveras, Canteras. Explotaciones con poco o sin déficit de volumen. Por ejemplo: Carbón.

Geometría de las fosas y taludes de la escombrera después de la extracción

Explotaciones con paredes verticales de roca dura. Por ejemplo: Canteras. Explotaciones con taludes irregulares. Por ejemplo: Puzolanas, arcillas.

Naturaleza del relleno

Explotaciones con escombros propios no tóxicos. Por ejemplo: Carbones pobres en azufre bajo cobertera de lutitas y calizas. Escombros propios con riesgos de toxicidad para espe­ cies utilizadas en la revegetación o riesgo de impacto ambiental. Por ejemplo: Carbones ricos en azufre en zonas de clima húmedo y rocas sin carbonatos. Explotaciones sin escombros o relleno con materiales de otras procedencias. Por ejemplo: Graveras, lapilli, etc.

Uso inicial y final del terreno en el que se halla la explotación

Explotaciones sobre zona agrícola: fincas de interés pre­ ferente. Espacio natural. Zona industrial o urbana.

Clima de la zona

3.

Explotaciones en zonas de clima húmedo. Explotaciones en zonas de clima semiárido.

Rehabilitación de suelos tras actividades extractivas

3.1. Aspectos legales Con anterioridad a los años 70, las explotaciones mineras se autorizaban con la aproba­ ción de un plan de labores, tal como preveía la Ley de Minas de 19 de julio de 1944. Al ir en aumento la sensibilidad social por el medio ambiente, la legislación ha reflejado la nueva situación. A partir de 1982, preceptivamente, un plan de labores debe ir acompañado del correspondiente proyecto de rehabilitación y, por consiguiente, la cuenta de explotación de la empresa deberá añadir al coste de extraer el recurso, los costes derivados de rehabili­ tar la zona como parte integrante de su cuenta de resultados. El uso del término restauración se ha generalizado, e incluso es el que recogen los tex­ tos legales referentes a la protección del medio ambiente afectado por actividades mineras subterráneas o a cielo abierto. No obstante, restauración, en sentido estricto, significa vol­ ver a poner una cosa en aquel estado o estimación que tenía antes de la alteración. Por con­ siguiente, raramente se podrá aplicar a un paisaje y sí a una obra de arte, o a un edificio, en los que se repare un daño sufrido (Brown y cois., 1986). Se prefiere por ello utilizar el tér­ mino rehabilitación. 889

R ehab ilitación es un proceso m ediante el cu al se v u elve a hacer útil o habitable un entorno, con un grad o de prod uctivid ad acorde con unos o b jetivo s p re v ia ­ m ente fija d o s. L a n u eva situ ación debe ser so sten ib le y co m p atib le con los requerim ientos del uso previsto. L a rehabilitación natural puede presentar serios pro b lem as, a v e c e s in clu so riesgos g raves, derivados de la inestabilidad de la geom etría fin al de la zona, fo sas o volúm enes de m ateriales exportados y esco m b ro s abandonados. S e requiere rea­ lizar los cálcu lo s para com probar la estabilidad de los taludes. P o r otro lado, las su perficies pueden su frir procesos ero siv o s y una lenta co lo n izació n por la ve g eta ­ ción espontánea. Por ello , en la m ayoría de los caso s se hace n ecesaria una inter­ vención para favo re ce r la rehabilitación acortando los plazos y evitan do lo s proce­ sos acelerados de degradación (D unker et al., 19 9 2 ; L y le , 19 8 7).

La Ley de Minas de 21 de julio de 1973 en su artículo 5o 3 disponía ya que el Ministe­ rio de Industria y Energía realizará los estudios oportunos para fijar las condiciones de pro­ tección del medio ambiente. Por la época en que fue redactado, el texto resultó poco ope­ rante desde un punto de vista ambiental. Las primeras normas legales que regulan la rehabilitación de espacios afectados por minería a cielo abierto se redactan en los años 80. El 1GME ha publicado una recopilación de la legislacción ambiental aplicable a la minería en España y la UE (Ayala, 1989). Cronológicamente cabe citar:

— D isp osicio n es G en erales en E spaña:

Ley 22/73 de Minas de 1973. Ley 54/80, de modificación de la Ley de Minas, con especial atención a los recursos minerales. R.D. 2994/82, sobre restauración del espacio natural afectado por actividades mineras. R.D. 116/84, sobre restauración del espacio natural afectado por las explotaciones de carbón a cielo abierto y el aprovechamiento racional de estos recursos energéticos. O. de 13 de junio de 1984, sobre normas para la elaboración de los planes de explo­ tación y restauración del espacio natural afectado por las explotaciones de carbón a cielo abierto y el aprovechamiento racional de estos recursos energéticos O. de 20 de noviembre de 1984. Desarrolla el R.D. 1994/82 sobre restauración de espacios naturales afectados por actividades extractivas. — G eneral itat de C ataluña:

Ley 12/1981 de 24 de diciembre, sobre restauración de espacios afectados por acti­ vidades extractivas. D. 343/1983, de 15 de julio, sobre normas de protección del medio ambiente de aplicación a las actividades extractivas. — Junta de C astilla y León :

D. 119/1985, de 17 de octubre, sobre restauración de espacios naturales afectados por actividades mineras. O. de 10 de febrero de 1986 de desarrollo del D. 119/1985. O. de 20 de junio de 1986, sobre desarrollo del D. 119/1985.

890

Entre el texto catalán y el de la Administración Central, aparte del ámbito geográfico de aplicación, cabe destacar un rasgo diferencial importante. A nivel del Estado, la competen­ cia se reconoce al Ministerio de Industria y Energía, mientras que en Cataluña corresponde a la Consejería de Política Territorial y Obras Públicas, competencias transferidas poste­ riormente a la Consejería de Medio Ambiente. El Real Decreto R.D. 2994/82 señala en su preámbulo que las medidas de protección han de evitar hacer económica o técnicamente inviable el desarrollo de las actividades extractivas, ya que ello supondría un importante deterioro social y económico que el país no puede permitirse. Establece que el titular de una solicitud de las previstas en la Ley de Minas presente un plan de restauración del espacio natural afectado por las labores. El texto confiere una prioridad a la explotación del recurso frente a la de protección del medio ambiente (Artículo 1 del Decreto), al afirmar que quienes realicen el aprovecha­ miento quedan obligados a llevar a cabo trabajos de restauración dentro de los límites que permita la existencia de actividades extractivas. El concepto de paisaje colectivo, como necesidad social, no se vislumbra en el texto legal.

3.2.

Condicionantes de la rehabilitación

Cada tipo de actividad extractiva tendrá sus propios condicionantes; no obs­ tante, cabe establecer unas bases comunes para toda rehabilitación. E l proceso extracción/rehabilitación implica:

— Retirar: el suelo y los materiales subyacentes. — Trasladar estos materiales a un lugar de espera. — A lm acenar separadamente los materiales (edáfico y estériles) mientras dure la explotación, si bien se puede evitar este almacenamiento si se ha implan­ tado un sistema progresivo de explotación-rehabilitación. — Extracción del recurso. — Rellenar las excavaciones hasta la form a final diseñada. — Rehabilitar el suelo con unas condiciones mínimas para que resulte ade­ cuado para el crecimiento de las plantas, añadiendo enmiendas si es necesa­ rio (A lcañiz et al., 1998, A lcañiz, 2 0 0 1). — Revegetar.

Estas acciones representan condicionantes para el éxito de la rehabilitación y deben ser planificadas atendiendo a los requerimientos del uso final del terreno después de la activi­ dad minera y los de la Agencia medioambiental competente. Las características climáticas de la zona, las disponibilidades de suelo y sus característi­ cas son igualmente condicionantes importantes para una rehabilitación rápida y eficaz. 891

3.3.

Capaceo: Una acción preventiva para conservar el material edáfico

Cada vez más la planificación de una rehabilitación puede llevarse a cabo antes de ini­ ciar la actividad que producirá la degradación. Un proyecto de rehabilitación debe contem­ plar entre los condicionantes los posibles impactos medioambientales y prever medidas para evitarlos o aminorarlos. Hay que planificar cuál será el tratamiento que deben recibir los diferentes materiales edáficos, de cobertura, los escombros o los estériles. Para el material edáfico existen dos posibilidades, un tratamiento indiferenciado o bien un tratamiento con capaceo.

El capaceo constituye una acción preventiva para evitar que se mezclen el suelo y los materiales más profundos, de modo que no haya un deterioro del material edáfico pree­ xistente. Consiste en retirar este material antes de iniciar cualquier excavación, explana­ ción o nivelación, para poderlo restituir una vez acabada la extracción.

a)

Tratamiento indiferenciado de los materiales

En este caso, al realizar la e x c a v a ció n , los m ateriales se retiran sin evitar su m ezcla. E llo supone no querer p ercib ir que el suelo es un sistem a organizado en distintos h orizon tes, de ca ra cte rística s m uy distin tas entre e llo s y resp ecto del m aterial subyacente (C ap. 2 y 3). E ste tipo de tratam iento tiene las sigu ientes:

— Ventajas:

• • •

Simplifica y abarata el movimiento de tierras, al no exigir operaciones suple­ mentarias. Simplifica el almacenamiento, al no ser necesario clasificar los materiales, aco­ piarlos y conservarlos separadamente. Simplifica el relleno.

— D esventajas:

•

•

• •

•

892

Imposibilidad de reutilizar el material edáfico para recubrir la zona afectada, lo que permitiría acelerar la implantación de vegetación o el cultivo en áreas agrí­ colas. El material que se deja en superficie puede presentar una pedregosidad excesiva, tener escaso espesor para el enraizamiento, una textura desequilibrada y poca materia orgánica. Características físicas más desfavorables para el crecimiento de las raíces. Pérdida de la posibilidad de aprovechar los elementos de multiplicación de las plantas autóctonas que, de manera natural, se hallen en el material edáfico ini­ cial. Esto retardará la revegetación en áreas naturales. La necesidad de realizar la siembra aportando materia orgánica, abonos, estabili­ zantes, lodos de depuradora (Sort y Alcañiz, 1999), etc., y cantidades más eleva­ das de semilla.

b)

Tratamiento con capaceo

En este caso, la primera operación al iniciar la excavación consiste en retirar el material edáfíco que constituye parte del suelo del área. Esta acción afectará a un espesor variable de unos suelos a otros y se realizará de acuerdo con la informa­ ción que se derive del estudio edafológico previo, realizado con descripción de algunas calicatas y sondeos complementarios. El capaceo tiene las siguientes:

— Ventajas: • El material edáfico extendido sobre la superficie, una vez lograda la morfolo­ gía final, crea un medio adecuado para la reimplantación de vegetación, tanto por sus características físicas como químicas y nutricionales que no se verán afectadas. • En la mayoría de los casos resulta difícil, si no imposible, encontrar en el mer­ cado semilla de plantas espontáneas. Conservar el material edáfico para rehabili­ tar áreas naturales implica almacenar con él, además de materia orgánica y nutrientes, semillas, rizomas y bulbos que muchas veces se irán multiplicando y reemprenderán su actividad en la zona rehabilitada. • Disminuye la pedregosidad superficial, aspecto importante si se debe restituir la zona a la agricultura, o se quiere construir un jardín. • Evita tener que comprar tierra parra recubrir los escombros o los estériles. • Puede favorecerse la infiltración del agua, disminuyendo con ello la escorrentía superficial y, por consiguiente, la erosión hídrica. — Desventajas:

• La necesidad de un estudio previo de los materiales edáficos, lo que eleva los costos. • El tener que prever áreas para el acopio del material edáfico que deberá conser­ varse con unas exigencias mayores que las de los escombros. La altura de los montones no debe superar un determinado espesor (muy frecuentemente se reco­ mienda que sea inferior a 150 cm) para que se conserve bien aireado. Con ello la superficie ocupada será mayor. Debe evitarse la compactación y es conveniente sembrarlo. • Hay gastos de mantenimiento de este material. • El material, una vez distribuido sobre la zona rehabilitada, tiene el riesgo de ser erosionado si no se toman las debidas precauciones rápidamente: siembra e implantación de medidas de control de la erosión.

En zonas a restituir para un uso agrícola, el capaceo o el aporte de materiales edáficos de otras zonas será imprescindible para una adecuada rehabilitación. Dado que el coste de aplicación de material edáfico crece linealmente con el espesor del recubrimiento, deberá adoptarse aquella profundidad mínima compatible con el uso previsto, agrícola, forestal, jardinería, etc. Los espesores óptimos recomendados son: 893

Cultivo

Profundidad de enraizamicnto cm

Hortícolas (en promedio) Cebolla, lechuga Tomate Coliflor Guisante Espinaca, acelga Pepino Patatas, fresón Judías Algodón Cereales de invierno Maíz Lino Remolacha Melón Sorgo Caña de azúcar Alfalfa Frutales Cítricos

60 30-60 70-150 30-60 60-100 30-60 60 60 50-70

120 150-180 150-180 150-180 150-180 150-180 150-210 150-210 150-210 150-210 150-210

El material edáfico y el subyacente se restituye en capas horizontales que, con el paso de la maquinaria, se compactan, lo que puede dificultar el crecimiento radicular y el movi­ miento del agua. En estos casos se puede recurrir a una mezcla previa de materiales para mejorar la textura, o bien a un subsolado si el material ya ha sido restituido.

3.4.

Proceso de rehabilitación

E l proceso de rehabilitación suele com prender las siguientes acciones:

• Tratamiento de los volúmenes:relleno de lasexcavaciones uotras soluciones. • Remodelar el terreno para tener menores pendientesy contornos más redondeados que faciliten los usos futuros. • Construir rasas, terrazas o bermas para el control del agua de escorrentía superficial y con ello la erosión. • Ripar para descompactar. • Instalar un sistema de drenaje. • Redistribuir el material edáfico y corregir posibles defectos (acidez, fertilidad, etc.). El análisis químico de estos materiales permite evaluar su aptitud para suministrar nutrien­ tes y su toxicidad potencial. El aporte de residuos, lodos u otros subproductos ricos en materia orgánica queda limitado en muchos casos por razones económicas, costes de transporte. Se debe estudiar si su composición es complementaria con la de los materia­ les de la superficie de la escombrera y si es compatible con los usos previstos. • Revegetar para evitar la erosión y mejorar la estructura del suelo. Se recomienda implantar especies pioneras, frugales y tolerantes y, si hay calcio suficiente, sembrar leguminosas (Quintas y Macias, 1992). • Devolver al uso previsto. • Control y seguimiento durante los cinco primeros años, con el fin de corregir posi­ bles defectos y conseguir que la rehabilitación sea duradera. 894

3.5.

Relleno de excavaciones

En el relleno de fosas derivadas de actividades m ineras a cielo abierto debe tenerse en cuenta los siguientes aspectos: — C aracterísticas de la explotación. — C aracterísticas de los m ateriales de relleno: naturaleza. — C aracterísticas del relleno: D isposición en que se depositan. G rado de com pactación. — M o rfología final: estabilidad de las form as y conservación de suelos. — M aterial ed áfico y rehabilitación.

a)

Características de la explotación

L a problem ática y las soluciones a adoptar serán muy distintas según se trate de explotaciones que generen déficits de volum en o no. En el prim er caso si se dis­ pone de agua se puede recurrir al anegam iento, creando lagos artificiales, lo que suele tener una buena aceptación social. C uando la única alternativa sea el relleno de las fosas, los condicionantes eco­ n óm icos exig en p rever la transferen cia de estériles procedentes de las nuevas explotaciones en em plazam ientos m uy próxim os. S i esto no es posible, habrá que recurrir a rellenar con m ateriales para vertedero.

Como consecuencia de explotaciones antiguas, abandonadas sin rehabilitar, es fre­ cuente encontrar superficies cubiertas por escombreras, zonas de corta, labores e infraes­ tructura, que ejercen impactos negativos y pueden dar origen a contaminaciones en aguas superficiales y subterráneas. Como ejemplo se puede citar el efecto de las minas de Arinterio (A Coruña), que producen una acidificación de las aguas y su contaminación por alumi­ nio, cinc, cobre, níquel y sulfatos hasta niveles no tolerables para la vida animal, recreo y abastecimiento. Los suelos de las márgenes de los cursos fluviales más afectados también pueden resultar contaminados (Calvo de Anta y cois., 1991).

b)

Características de los materiales de relleno

L o s m ateriales utilizados para rellenar las fosas pueden ser estériles de la pro­ pia actividad extractiva o m ateriales alóctonos. En uno y otro caso puede tratarse de m ateriales inertes o con una cierta capacidad contaminante.

Los vertederos y escombreras al aire libre pueden ser una fuente de contaminación del medio. Los residuos que contienen compuestos orgánicos pueden ser transformados por acción de los microorganismos. En condiciones aerobias producen anhídrido carbónico, mientras que en medios anaerobios se desprende monóxido de carbono, metano, ácido sulf­ hídrico, entre otros gases. Estas producciones gaseosas pueden resultar peligrosas si se acu­ mulan en un punto y se desprenden de forma súbita. Pueden provocar explosiones, hundi­ mientos e incendios. Para evitar estos riesgos en los vertederos se construyen chimeneas para permitir la salida de los gases a medida que se producen. 895

Por otra parte, la lluvia y el agua de escorrentía que se infiltre en el vertedero y atra­ viese los residuos lixiviará los elementos solubles, que pueden resultar contaminantes. Su paso a las aguas superficiales o a las subterráneas puede crear problemas en las captaciones de agua de la cuenca. Para evitarlo hay que construir un sistema de drenaje en el vertedero y controlar la salida de efluentes. En graveras, las fosas provocadas con la extracción se rellenan recurriendo, en muchos casos, a residuos de población, materiales de derribo, etc., que pueden provocar a medio y largo plazo contaminaciones difíciles de controlar (Custodio, 1981), si la excavación se realizó de una forma incontrolada y afectando a una capa freática. Los estudios geológicos e hidrogeológicos previos deben prever este tipo de eventualidades, proporcionando datos sobre los niveles piezométricos máximos en la zona. La excavación no debería haber alcan­ zado la profundidad correspondiente al nivel más alto de una capa freática oscilante, de lo contrario los percolados pueden contaminar el agua. Si los materiales que constituyen el fondo y las paredes de la fosa son arcillosos la per­ meabilidad será baja y el riesgo de contaminación por los líquidos lixiviados del relleno también lo será. En una fosa no revestida puede haber percolados, para evitarlo se puede sellar el fondo con arcilla compactada:

Excavación relleno

Sellado con arcilla

Percolados

Si se trata de materiales muy filtrantes, habrá que sellar el fondo de la fosa con arcillas y a veces incluso con una lámina de plástico o con tela asfáltica (Nebel, 1987). En casos de vertidos tóxicos puede ser necesario prever el bombeo de los lixiviados de fondo para dis­ minuir el riesgo por rotura de la lámina de plástico. L o s m ateriales que llegan a una escom brera de una explotación de carbón pue­ den contener arcillas carbonosas procedentes de capas que, por su escasa potencia, no presentan interés económ ico. L a presencia de m ateriales sulfurosos en ausencia de caliza hace que, al ser expuestos a m edios oxidantes, se produzcan suelos con sulfatos ácidos y el agua de drenaje tenga una elevad a acid ez (H ossner, 19 88 ; Urrutia y cois., 19 9 2 ; Kittrick y cois., 19 82). E l azufre puede hallarse en los carbones en form a de pirita (F e S 2), o bien unido a la materia orgánica, o com o sulfato, o com o azufre. L a s reacciones de oxidación de los sulfuras y los productos resultantes en m edio aerobio pueden representarse (Hossner, 19 88 ) por:

896

2 F e S 2 + 7 0 2 + 2H 20 -> 2 F e 2+ + 4 S 0 42- + 4H + 4 F e2+ + 0 2 + 4H + - » 4 F e3+ + 2H 20 Fe3+ + 3H 20 - » Fe(O H )3 + 3H +

FeS2 + 14Fe3+ + 8H20 - » 15Fe2+ + 2 S 0 42~ + 16H +

En medios carbonatados la acidez generada se va neutralizando con producción de yeso. Por el contrario, en medios sin carbonatos, la liberación de protones se produce en concentraciones tan elevadas, que éstos no pueden ser neutralizados por los cationes produ­ cidos en procesos hidrolíticos, de cinética mucho más lenta (Macías y cois., 1992). Por ello puede tener lugar la acidificación del medio, alcanzando pH de valor 2 e incluso más bajos, a los que resultan solubles elementos tóxicos. Pueden llegar a alcanzarse concentraciones tales en el agua que circula por estos materiales, que se produzca una inhibición del creci­ miento de las especies utilizadas en la revegetación. Para evitar una acidificación o corregir la acidez excesiva se debe actuar sobre los esté­ riles o el material de superficie. A menudo resulta necesario cuantificar el potencial para producir acidez de los estériles, y poder tomar las medidas necesarias para su corrección. La determinación de la acidez potencial puede realizarse oxidando la muestra con peróxido de hidrógeno (O’Shay y cois., 1990). La tecnología clásica de corrección consiste en encalar añadiendo generalmente un material calizo pulverizado (Cap. 10). Así, por ejemplo, en la mina de Puentes (La Coruña) se han realizado ensayos con dosis de 5 a 15 Mg cal h a 1, si el pH inicial es superior a 3,5 y de 500 a 1.500 m3 de cenizas ha'1, cuando es inferior (Gil y cois., 1990, Macías y cois., 1992). La oxidación de los sulfuras es exotérmica, lo que explica el riesgo de incendios en las escombreras por el carbón rico en sulfuras contenido en ellas.

c)

Disposición de los materiales de relleno

L a naturaleza de los m ateriales, así com o su disposición, deben ser tales que no den lugar a asentam ientos posteriores del terreno. L a form a de aplicar los m ateriales en las fosas condicionará la circulación del agua y puede crear una heterogeneidad grande en el terreno, por lo que hay que planificarla y controlar que se realice tal com o se haya previsto. H ay que tener en cuenta que muchas de las zonas que han sido objeto de extracción de gravas deben ser restituidas a la agricultura, con lo que las exigen cias serán m ayores que en el caso de espacios naturales. Lo s métodos de relleno pueden realizarse en general de tres formas según sea la configuración final: método de superficie, de rampa y de zanja, según muestran las figuras:

897

898

d)

Morfología final: Inestabilidad de las formas y conservación de suelos

L a inclinación de los taludes finales constituye uno de los principales condi­ cionantes para el uso que vaya a tener una zona rehabilitada. L a s pendientes m áxi­ mas para que el terreno acepte determinados usos (Bradshaw y Chadw ick, 1980) son del orden de las siguientes:

L a inclinación de los taludes está relacionada con dos aspectos igualmente importantes:

— L a inestabilidad frente a la gravedad, que da lugar a movim ientos en masa. — L a erosionabilidad por el agua, que provoca erosión acelerada.

E l prim er aspecto puede producir deslizamientos rotacionales, movimientos de traslación o com binaciones de ambos que, por su carácter catastrófico, deben pre­ verse por medio del cálculo de la estabilidad de los taludes. L as fuerzas actuantes sobre un terreno que desliza pueden representarse del siguiente modo:

899

W = peso de la masa que desliza. U = resultante de la presión intersticial. N’ = resultante de las fuerzas normales efectivas que actúan sobre la superficie de deslizamiento. T = resultante de las fuerzas tangenciales movilizadas en la superficie de rotura. f = f c+ f 0

Tc = fuerzas de cohesión. T„ = fuerzas de rozamiento. Para el estudio de las form as en zonas rehabilitadas se han desarrollado d iver­ sas técnicas y m étodos de cálcu lo que pueden revisarse en Lloret y cois. (19 8 4 ) y en A lon so (19 8 4 ).

La posibilidad de procesos de inestabilidad debida a la solifluxión ha de ser tenida en cuenta en los materiales susceptibles de alta saturación por agua como algunas lutitas (mar­ gas) consideradas en minería como estériles. Una morfología final estable debe incorporar los criterios básicos de conservación de suelos para que quede asegurado el control del agua de escorrentía. El control de los proce­ sos erosivos obliga al diseño y cálculo de bermas (terrazas), ya sean de absorción o de desa­ güe, según sean las características de las lluvias de la zona, para lo que será de aplicación lo expuesto en el Capítulo 23.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir los siguientes conceptos: Paisaje colectivo. Gravera como área m iscelánea.

2.

Ventajas e inconvenientes del capaceo en relación con la rehabilitación de una zona m inera y la implantación de un jardín.

3.

¿Por qué tiene una buena aceptación social la creación de lagunas en fosas de áreas en las que se han extraído áridos?

4.

En Coto Bello (Asturias), HUNOSA devuelve las áreas rehabilitadas para un uso ganadero. Teniendo en cuenta que los estériles son esquistos, que la zona tiene un régimen de hum edad percolante y que se quiere im plantar una pradera de trébol, indicar: Inclinación m áxim a aceptable para el uso. Correcciones a prever en el material edáfico que se utilice para realizar capaceo.

3.6.

Proyecto de rehabilitación

E l objetivo de un proyecto de rehabilitación consiste en:

900

P lan ificar las actuaciones sobre el entorno para prevenir y com pensar las conse­ cu en cias de la exp lo tació n que puedan resultar p erju d iciales para el m edio ambiente.

Preven ir y com pensar im plica una integración del plan de explotación y el pro­ gram a de rehabilitación. E sta no puede ser algo a plan ificar a posteriori, lo que podría poner en peligro su viabilidad, entre otros m otivos por los económ icos. Un p royecto de rehabilitación debe tom ar en con sid eración todos aquellos condicionantes que inciden en la integración del área en su entorno y en la velo ci­ dad a la que ello va y a a tener lugar (I.T .G .E . 19 89 ). E l p royecto precisará y d esarrollará la alternativa que dé por resultado un im pacto am biental de efectos asum ibles, dando para ello respuesta a los siguientes puntos:

— Evaluación del impacto ambiental en las tres fases que comprende: Fase de preparación o construcción. Fase de funcionamiento o explotación. Fase de abandono o fin de la actividad. — Qué tratamiento debe recibir el suelo existente en el área antes de iniciar la explota­ ción, en función del uso que se vaya a dar a la zona una vez rehabilitada: valorar si dicho material edáfico tiene interés para ser acopiado y conservado mientras dura la explotación. — Cuál debe ser la morfología de la zona al finalizar la actividad. — Con qué materiales debe alcanzarse dicha morfología. — Determinación de la geometría y estabilidad de los taludes para que se cumplan las condiciones de estabilidad para evitar riesgos por movimientos en masa. — Diseño y cálculo de obras de defensa contra la erosión hídrica y la eólica. — Obras de infraestructura a construir. — Tecnología de la re vegetación. — Plazos de ejecución. — Estudio económico. — Negociación y nivel de aceptación del proyecto por parte de los afectados. Un proyecto de rehabilitación se com pone de cuatro docum entos: m em oria y an ejos, planos, pliego de condiciones y presupuesto.

Documento n .0 1. Memoria y anejos 1. 2.

O bjetivos y antecedentes. A n álisis del medio.

2.1.

Estudio de los condicionantes: Geológicos Edáficos Hidrológicos Erosión Vegetación Hidrogeológicos Climáticos Fauna

Paisaje Infraestructura Uso final previsto

901

2.2. 3. 4.

Aspectos socioeconómicos.

D escripción de la actividad solicitada. Estudio de im pactos sobre el entorno y el m edio en general.

Visuales Acústicos Atmosféricos Naturalísticos 5.

6.

Hidrológicos Geotécnicos Agrícolas Socio-económicos

M edidas para prevenir y com parar los efectos sobre el m edio ambiente. M edidas de rehabilitación a ejecutar: Ingeniería del proyecto. 6. 1. Tratamiento del suelo preexistente.

6.2. 6.3. 6.4. 6.5. 7. 8. 9. 10. 11.

Erosión Morfológicos Edáficos Recreativos

Estabilidad de taludes. Medidas de conservación de suelos. Obras de infraestructura. Tecnologías asociadas al uso previsto.

Estudio económ ico. Presupuesto. E valu ación económ ica. D ocum entos que lo integran. C onclusiones.

Documento n. ° 2. Planos. Documento n. ° 3. Pliego de condiciones. Documento n. ° 4. Presupuesto: C apítulo C apítulo C apítulo Capítulo

4.

I. M ediciones. II. Precios en letra. III. Presupuestos parciales. IV. Presupuesto general.

Áreas periurbanas: Degradación de las tierras más fértiles

El crecimiento de la población en las grandes ciudades iniciado en España a partir de 1950 con la industrialización ha tenido dos fases. La primera va ligada al fenómeno migra­ torio hacia los núcleos industriales, la segunda se debe al crecimiento natural de las pobla­ ciones urbanas concentradas en las ciudades. H ay que reconocer que las ciudades tienen efectos b en eficiosos para el desa­ rrollo de un país y a que:

— Necesitan productos agrícolas, lo que estimula la comercialización. — Suministran a las áreas rurales bienes de calidad superior y servicios. — Proporcionan la infraestructura para el desarrollo rural. N o obstante, com o contrapartida a sus efectos beneficiosos las ciudades han gene­ rado una serie de problemas en las áreas circundantes, denominadas periurbanas. L o s que interesan desde un punto de vista edafológico son los que derivan de que:

902

— La ciudad con su crecimiento y el de su industria haya ido ocupando terrenos agríco­ las de primera calidad. En muchos casos llanuras aluviales con Fluvents. — La ciudad produce gran cantidad de residuos sólidos, aguas residuales yotros efluentes. L a s zonas periurbanas se caracterizan por una agricultura que debe adaptarse a la heterogeneidad en el aprovecham iento de la tierra, caracterizada por:

— — — — — — — — — — —

Una gran intensificación de los cultivos con riesgo de contaminación ambiental. La competencia por el agua. La contaminación de las aguas de riego. La ocupación de las tierras más fértiles (prime farmlands, Cap. 22) por la ciudad yla industria. Las molestias por actividades urbano-industriales: intrusión de usos no agrícolas. Las extracciones de áridos. El almacenamiento de chatarra, basura y de otros residuos industriales y urbanos. La incertidumbre de poder continuar cultivando la tierra. Los altos precios de la tierra debidos a la demanda y la especulación. El abandono o semiabandono de tierras esperando las plusvalías de la venta y cam­ bios de uso. El desmembramiento de las estructuras.

Esto ex ig e la adopción de políticas de uso del territorio y estrategias apropia­ das para diseñar y m anejar los paisajes urbano y periurbano, para evitar conflictos entre los gestores de espacios de ocio, agricultores y gestores de recursos natura­ les, todo ello con un enfoque holístico del sistem a.

5.

Suelos de áreas urbanas: Actuaciones en Arquitectura del paisaje

L o s suelos de áreas urbanas representan una parte importante del territorio, a pesar de ello han sido objeto de escasa atención tanto por parte de los científicos com o de los técnicos (B u llo ck y G regory, 19 9 1) . L o s principales problem as asocia­ dos con suelos urbanos son:

Modificaciones en el uso. Impermeabilizaciones. Modificaciones hidráulicas. Contaminación. Compactación. Drenaje deficiente. Pedregosidad elevada. Microclimas especiales. 903

En fruticultura resultaría un desastre económico para un propietario el que los árboles de una plantación nueva empezasen a morirse a los pocos años. En jardinería o en arquitec­ tura del paisaje parece no preocupar demasiado la viabilidad de una plantación. Bradshaw (1986) afirma que en Gran Bretaña de los 10 millones de árboles plantados anualmente, alrededor de la mitad mueren en los cinco primeros años, lo que supone sin duda un despil­ farro importante de dinero público y un coste profesional no desdeñable. A veces, la muerte de un árbol en arquitectura del paisaje puede ser objeto de una acti­ vidad creativa, como ocurre con las palmeras, cuyas palmas muertas pueden ser sustituidas por otras tratadas e implantadas al tronco, con lo que se obtiene un cierto efecto óptico y se alcanza un nivel decorativo notorio tratándose de un espacio interior. No obstante, las repa­ raciones cosméticas no suelen ser la solución. No basta con sustituir o decorar la vegeta­ ción muerta, deben investigarse las causas para que el fracaso no se repita. El conoci­ miento de las relaciones entre los requerimientos de los distintos usos y las cualidades de un determinado ámbito urbano desde un punto de vista ecofisiológico y edáfico permite establecer estrategias que eviten fracasos notorios en el uso de suelos urbanos. L a s principales funciones que desem peñan los suelos de zonas urbanas son las siguientes:

Regulación de la temperatura y la humedad. Nutrición de las plantas y animales (aves). Suministro de agua a las plantas. Anclaje para las plantas. Depuración del aire. Hábitat para fauna urbana. Soportan áreas recreativas y de ocio. Receptores de contaminantes. (Solares abandonados). Receptores de materiales de derribos. (Solares abandonados). En actuaciones en arquitectura del paisaje el suelo deberá ser tenido más en cuenta:

— A medida que la superficie del área de actuación aumenta: en jardines de poca extensión se puede plantear una modificación del medio llegando a la sustitución del suelo preexistente, mientras que en espacios grandes habrá que adaptarse a él. Los aspectos a considerar cuando el suelo pasa a ser un condicionante de un proyecto pueden ser: — Al introducir el riego: propiedades hidráulicas del suelo y calidad del agua de riego. — En áreas en que el agua sea un factor limitante: establecer estrategias para que la vegetación pueda prosperar, seleccionando plantas más eficientes en el uso del agua. — En suelos con problemas de salinidad (Cap. 24): la selección de especies resistentes a la salinidad se hace imprescindible, o bien el drenaje para eliminar las sales. — En suelos con problemas de drenaje: se requerirán plantas resistentes a la asfixia radicular; o bien proceder a un drenaje artificial. — En áreas con riesgo de erosión: adoptar medidas de control de la erosión.

904

— En áreas degradadas, se requerirá rehabilitar el área previamente a la implantación de cualquier vegetación: Por ejemplo, recubriéndola con material edáfico. — En suelos con problemas de toxicidad por acidez (Cap. 10): se puede requerir un encalado para elevar el pH y proporcionar calcio a las plantas o bien seleccionar especies tolerantes, así como fertilizantes de reacción básica. — En áreas contaminadas: puede recurrirse a la «limpieza» del suelo contaminado o a su sustitución, y si no resulta económico, según la información de suelos, a la selec­ ción de especies tolerantes. — En áreas con problemas de frío, no considerar las especies no resistentes a las heladas. L o s parámetros edáficos a considerar en la toma de decisiones o en las alterna­ tivas de un proyecto, en un caso general, son:

— — — — —

Profundidad efectiva del suelo. Capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). Características físicas: textura, estructura, permeabilidad, clase de drenaje. Características químicas: pH, carbonato cálcico equivalente, salinidad, yeso. Características nutricionales: materia orgánica, elementos asimilables (fósforo y potasio).

L o s factores de estrés en un entorno no se restringen a los edáficos, debiendo tener en cuenta además:

— Factores atm osféricos:

Contaminación atmosférica. Aerosoles salinos en jardines próximos al mar. Dispersión de pesticidas en las proximidades de campos de cultivo. Temperaturas excesivamente altas en ambientes cerrados. — Factores bióticos:

Fuego. Pastoreo. Tráfico. Pisoteo. Plagas. Daños intencionados.

ESTUDIO DE CASOS Con la finalidad de tener presión para los surtidores de los jardines del Palacio de Aranjuez y poder regar las partes altas, Felipe II hizo construir una presa conocida como Mar de Ontígola. El embalse recoge el agua de escorrentía de vaguadas formadas por calcilulltas ricas en yeso. El análisis de estas aguas da los siguientes resultados:

905

CE

Iones mmol (+) L~1 Ca2*

Mg2+

Na*

ci-

4,3

25,65

22,91

5,52

2,25

O w

dS m-1 a 25° C

48,10

hco 3-

c o 32-

3,70

¡P

Se pide: 1. Determinar el riesgo de producir algún tipo de estrés sobre la vegetación si se utiliza este agua. 2. Una misma dosis de riego, en qué suelos tendría efectos más desfavora­ bles entre riego y riego, si el suelo presenta horizontes arcillosos o si son arenosos. 3. Recomendaciones para el caso de tener que utilizar el agua en el jardín. Respuestas: 1.

El agua es de clase C4-S1 (Cap. 24), por lo que existe riesgo de salinización.

2.

En el arenoso, ya que el arcilloso contiene más agua en que diluir las sales al m ism o potencial (-1 .5 0 0 kPa, p. ej.).

3.

Aum entar las dosis de riego con una fracción de lavado, prever un drenaje, seleccio­ nar plantas tolerantes a la salinidad.

6.

Denominación de los suelos de áreas degradadas por acción antrópica

L a transferencia de tecnología para el caso de suelos de áreas degradadas hace necesario establecer una term inología esp ecífica, que perm ita referirse correcta­ mente a cada uno de estos suelos. A l elegir propiedades diferenciadoras en que basar una clasificación , deben tom arse en consideración aquellas que estén más relacionadas con los problem as de m anejo y usos poten ciales de los suelos de zonas urbanas (H ollis, 19 9 2) y sean fácilm ente evalu ab les en cam po. L a leyenda revisad a del M apa de Suelos del M undo (FA O , 19 88 ) incluía la Unidad de los A ntrosoles (gr. anthropos, hom bre), para referirse a los suelos fuer­ temente m odificados por actividades hum anas:

— Antrosoles áricos: muestran restos de horizontes de diagnóstico debido a la modi­ ficación producida por el laboreo profundo. — A ntrosoles cum úlicos: presentan una acumulación de sedimentos de textura franco-arenosa o más fina, de más de 50 cm de espesor, debida al regadío a lo largo de muchos años (entarquinado) o bien por acarreo por el hombre. — Antrosoles fímicos: presentan un horizonte A formado por el hombre por aporte de camas de ganado y cascotes esporádicos (plaggen + antrópico), de más de 50 cm de espesor. — Antrosoles úrbicos: incluye a los materiales úrbicos y espólicos de Fanning y Fanning (1989), por lo que resulta una denominación que se presta a confusiones. 906

La Base de Referencia Mundial para Recursos de Suelos (WRB, 1998) establece el Grupo de Suelos de los Anthrosoles para describir aquellos suelos que han sufrido modifi­ caciones muy importantes debidas a actividades humanas, diferenciando: materiales áricos, gárbicos, redúcticos, espolíeos y úrbicos (FAO, 1998). Para llegar a clasificar los suelos de áreas degradadas, los sistemas taxonómicos clási­ cos deben, cuanto menos, ser adaptados. Fanning y Fanning (1989) proponen un esquema de clasificación del tipo: M ateriales úrbicos

(del lat. urbanitas)

M ateriales gárbicos

(del ingl. garbage, basura)

M ateriales espolíeos

(del ingl. spoil, estropeado, echado a perder)

M ateriales cscálpicos

(del lat. scalpellum) Materiales dragados

Materiales de suelo mineral que contienen como artefactos fragmentos de objetos manufacturados recientes: ladrillos, papel, cristal, hormigón, plástico, etc. Compactado con bulldozer puede presentar densidades aparentes altas, 1600 kg m~3 o más. Con una elevada variabilidad espacial. Difícil de labrar. Carácter diagnóstico para Entisoles si se hallan entre 25 y 100 cm. Residuos orgánicos de población, basuras, fangos de depuradora y otros ricos en materia orgánica. Presentan subsidcncia, producen lixiviados y generan metano en condi­ ciones anaerobias. Típicos de vertederos urbanos, en los que el material gárbico suele ser recubierto por material úrbico. Carácter diagnóstico a nivel de subgrupo en Entisoles. Material terroso y pedregoso, removido por excavación y movimiento de tierras en áreas de minería a cielo abierto, construcción de carreteras, etc. No presenta objetos manufacturados. Carácter diagnóstico a nivel de Suborden (Spolent) o de subgrupo (Spolic). Superficies y huecos de corta en aquellos casos en que no han sido rellenados. Material, generalmente mineral, procedente del dragado de canales. Se asocia a llanuras aluviales, marismas, bordes de canal, etc. Pueden contener sulfures y metales pesados en niveles tóxicos. Carácter diagnóstico a nivel de subgrupo.

Este tipo de clasificación ha empezado a ser utilizado (Calvo de Anta y Pérez, 1993). Después de revisar los distintos sistemas de clasificación existentes, Hollis (1992) con­ cluye que ninguno de ellos resultaba completamente satisfactorio para aplicaciones prácti­ cas en medio urbano. El Soil Survey and Land Research Centre de Silsoe (U.K.) fue encar­ gado de preparar una propuesta para clasificar, describir y cartografiar los suelos de áreas urbanas (Hollis, 1992).

7.

Bibliografía

7.1. Bibliografía básica Craul, Ph.: Urban soil in landscape design. John Wiley & Sons, 396 pp. New York, 1992. 907

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7.2.

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Notaciones y unidades a a A A A ACSAD ADAS AEZ AF AH Ar AT ATD AZPR AZRS Br Br(s) Br(h) BOE C, c C C C C’ Cp Cs Cv CanSIS CatSIS CBD SA CC CE CE, C Ear C Edw C ES C ESsw CE 1:5 CE0 C E 10O CIA CIC C ICE c/f CN C/N CN A VCN A CNB CPCS CR

en textura, arcilla, %; arcillosa constante pérdidas potenciales de suelo por erosión lam inar y por arroyaderos, según la USLE, Mg/ha área, m2 en quím ica de suelos, constante (leyes de Debye-Hückel) Arab Centre for Studies of Arid Zones and Dry Land Agricultural D evelopm ent and Advisory Service Zona agroecológica ácido fúlvico ácido húm ico en textura, arena, %; arenosa acidez total análisis térm ico diferencial Programa de Investigación de Zonas Áridas Arid Zone Research Series brillo, unidades Munsell brillo en seco, unidades Munsell brillo en húmedo, unidades Munsell Boletín O ficial del Estado concentración en hidrología, coeficiente de escorrentía, % en erosión, factor cubierta vegetal, adim ensional Celsius coeficiente de velocidad de Chezy capacidad calorífica másica, calor específico, J g_1 °C "' concentración de solutos capacidad calorífica volum étrica, J n r 3 ° C '1 The Cañada Soil Inform ation System Sistem a de Inform ació de Sóls de Catalunya Com isión del Banco de Datos de Suelos y Aguas capacidad de cam po, % conductividad eléctrica, dS r r r 1 a 25° conductividad eléctrica a la tem peratura t, dS n r 1 a t° C conductividad eléctrica del agua de riego, dS nrr1 a 25° C conductividad eléctrica del agua de drenaje, dS r r r 1 a 25° C conductividad eléctrica del extracto de pasta saturada, dS nrr1 a 25° C conductividad eléctrica del agua del suelo, dS r r r 1 a 25° C conductividad eléctrica en ensayo previo, dS n r 1 a 25° C CE a la cual el rendim iento es cero, dS n r 1 a 25° C CE a la cual el rendimiento es del 100 %, dS r r r 1 a 25° C capacidad de intercam bio aniónico, cm ol (+) kg-1, m eq/100 g capacidad de intercam bio catiónico, cm ol (+) kg-1, m eq/100 g capacidad de intercam bio catiónico efectiva, cm ol (+) k g '1 relación entre el tam año del material grueso y el del fino de la masa basal en hidrología, núm ero de curva relación carbono-nitrógeno capacidad de neutralización de ácido variación de la CNA, kmol h a '1 a ñ o '1 capacidad de neutralización de base C om m ission de Pédologie et Cartographie des Sois coeficiente respiratorio, %

911

Cr C r(s) C r(h ) CRAD CRAE C S IC CT CV c m o l (+) k g -1 c m o h kg ’ D Dt D D D 50 d DARP DCD DG DG XII DOG DSA DTso d S /m E E E E e e e e es Eh EC, E E C 50 E D 50 E 4 /E 6 EG EH E l 30 EPA ES ESR ESP ETP EV F F f f FAO

912

c ro m a , u n id a d e s M u n se ll c ro m a en se co , u n id a d e s M u n se ll c ro m a en h ú m e d o , u n id a d e s M u n se ll c a p a c id a d d e re te n c ió n d e a g u a d is p o n ib le p a ra la s p la n ta s, m 3 n rr 3 r r r 1, m 3 ha -1 C o n s e jo R e g u la d o r d e la A g ric u ltu ra E c o ló g ic a C o n s e jo S u p e rio r d e In v e s tig a c io n e s C ie n tífic a s en e ro s ió n , c a p a c id a d de tra n s p o rte C o e fic ie n te de v a ria c ió n , % c e n tim o l p o r kilo, 1 m ilie q u ív a le n te p o r 100 g ra m o s , 1 m e q /1 0 0 g c m o l (+) kg ' 1 c o e fic ie n te d e d ifu s iv id a d , m 2 s ~1 d ifu s iv id a d té rm ic a , m 2 s _1 d im e n s ió n , 2 D = d o s d im e n s io n e s , 3 D = tre s d im e n s io n e s en e ro s ió n , d e s p re n d im ie n to d e s u e lo d iá m e tro m e d io c o rre s p o n d ie n te a la m e d ia n a d iá m e tro d e la s g o ta s d e llu via D e p a rta m e n t d ’A g ric u ltu ra , R a m a d e ria i P e sca d o b le c a p a d ifu sa d ía s n e c e s a rio s p a ra la g e rm in a c ió n D ire c c ió n G e n e ra l XII d e la C o m is ió n d e la C o m u n id a d E u ro p e a D iari O fic ia l de la G e n e ra lita t d é fic it d e s a tu ra c ió n a b s o lu ta en c o n ta m in a c ió n de su e lo s , v id a m e d ia d e l p ro d u c to , tie m p o de d e s a p a ric ió n d e l 5 0 % d e c is ie m e n p o r m e tro , 1 m m h o c m -1 e v a p o ra c ió n ín d ice de B ryssin e e n e rg ía cin é tic a , M J en h id ro lo g ía , e s c o rre n tía s u p e rfic ia l, m m /h re la c ió n d e h u e co s, m 3 i r r 3 p re s ió n d e v a p o r a c tu a l en la fa s e g a s e o s a en h id ro lo g ía , e s c o rre n tía re la tiv a en h id ro lo g ía , e n e rg ía c in é tic a p o r u n id a d d e p re c ip ita c ió n , M J /h a y m m p re s ió n d e s a tu ra c ió n de v a p o r p o te n c ia l re d o x en h id ro lo g ía , e n e rg ía c in é tic a de u n a llu via , M J/h a en c o n ta m in a c ió n d e su e lo s, c o n c e n tra c ió n q u e p ro d u c e e fe c to o b s e rv a b le en un 5 0 % d e la m u e s tra en c o n ta m in a c ió n d e su e lo s, d o s is q u e p ro d u c e e fe c to o b s e rv a b le en un 5 0 % de la m u e s tra en c o m p o n e n te s o rg á n ic o s , re la ció n e n tre la a b s o rb a n c ia a 4 6 5 nm y a 6 6 5 nm e le m e n to s g ru e so s, % en h id ro lo g ía , flu jo s u b s u p e rfic ia l, flu jo h ip o d é rm ic o ín d ice d e e ro s iv id a d de la llu via , M J m m ha "1 I r 1 E n v iro n m e n ta l P o lic y A c t e n h id ro lo g ía , flu jo s u b te rrá n e o re la c ió n d e s o d io in te rc a m b ia b le p o rc e n ta je d e s a tu ra c ió n d e s o d io , % e v a p o tra n s p ira c ió n p o te n c ia l, m m en h id ro lo g ía , e v a p o ra c ió n , m m en te x tu ra , fra n c a c o n s ta n te de F araday, C m o l -1 c o e fic ie n te de ro z a m ie n to en q u ím ic a de s u e lo s , c o e fic ie n te d e a c tivid a d F oo d a n d A g ric u ltu re O rg a n iz a tio n

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im IC O N A IG M E INF IN IA IN R A INT IP IS IS S S IT ITG E IU C N J Jw K, k K K K Kg Kg' kPa L, 1 L L Ld Lr L C 5o

L D 50 LEU LF LQ LR LR LS LU T

fia b ilid a d -c a n tid a d -ve lo cid a d fra g m e n to s de roca fe ld e sp a to s co n s ta n te de g ra vita ció n universal e n e rg ía libre de G ibbs co n c e n tra c ió n m o la r de soluto a ce le ra ció n de la g ra ve d a d , m s -2 sis te m a de in fo rm a ció n g e o grá fica p e río d o de crecim ie n to p o ten cia l h id rá u lico e xp re sa d o en m en sa lin id a d , h u m e d a d de sa tu ra ció n , % en te xtu ra , a ltu ra de se d im e n ta ció n en a g u a del suelo, p o ten cia l de p resión e xp re sa d o en m hora h u m e d a d relativa , % hectárea, 104 m 2 en hid ro lo g ía , infiltración a cu m u la d a , m m /h en h id ro lo g ía , in te n sid a d de la lluvia, m m /h en q u ím ic a de su e lo s, fu e rz a iónica, m ol -1 en h id ro lo g ía , in te n sid a d m áxim a de la llu via en 30 m in uto s infiltración m edia, m m h~1 In stitu to de C o n se rva ció n de la N a tu ra le za In stitu to G e o m in e ro de España in filtración , m m h ~1 In stitu to N a cional de In ve stig a cio n e s A g ra ria s Institut N a tio n a l de la R e ch e rch e A g ro n o m iq u e en h id ro lo g ía , in te rce p ció n p o r la ve g e ta ció n índice de pro d u ctivid a d , índice de p o ten cia lida d índice de in e sta bilid ad e stru ctu ral In te rn a tio n al S o cie ty o f Soil S cie n ce índice de to le ra n cia In stitu to T ecn o ló g ico y G e o m in e ro de E spaña In te rn a tio n al U nion fo r th e C o n se rva tio n o f N ature ju lio flu jo de a gua co n stan te co n d u c tiv id a d h id rá u lica en flu jo sa tu ra d o , m d ía ~ \ cm s ~1 en e ro sió n , fa c to r e ro s io n a b ilid a d del suelo, M g ha h ha ~1 M J _1 m m 1 Kelvin c o e ficie n te de se le ctivid a d de G apon, co n sta n te de G a p on , l 1/2 m m o L 1'2 c o e ficie n te de se le ctivid a d de G a p on m od ifica d o kilo p a sca l, 103 p a scals litro en e ro sió n , fa cto r lo n g itu d de la ladera, a d im e n sio n a l en te xtu ra , lim o, % ; lim osa en sa lin id a d , a g u a d re n a d a p o r d e b ajo de la zo n a rad icu la r en sa lin id a d , a g u a a p o rta d a a la su p e rficie del suelo co n c e n tra c ió n letal p a ra el 50 % de la m ue stra d e sp u é s de un determ inado tie m p o de e xp o sició n d o sis letal p a ra el 50 % de la m uestra unid a d de e va lu a ció n del terre n o , unid a d ca rto g rá fica de evaluación en s a lin id a d , fra cció n de la va d o cu a lid a d e s del te rre n o en e va lu a ció n de su e lo s, re q u e rim ie n to s de un uso e sp e cífico en s a lin id a d , n e ce sid a d e s de lavado en e ro sió n , fa c to r lo n g itu d -in clin a ció n de la ladera, a d im e n sio n a l tip o de utiliza ció n d e l te rre n o

913

M MAB M APA MEB MET M FR MJ Mg M g ha -1 M Pa m m h o /c m m .o. M P ol MOPU n n n, N NOEC NOEL N /P nm P P Pa pE PMP PPL PSI p pb ppm Q Q Qt Qd Qv q ha ' 1 qd qs R R R R Re Rn Rw r S S S S S s s, seg SAR SARp

914

m o la r M an a n d B io s p h e re M in is te rio d e A g ric u ltu ra , P e s c a y A lim e n ta c ió n m ic ro s c o p io e le c tró n ic o d e b a rrid o m ic ro s c o p io e le c tró n ic o d e tra n s m is ió n m in e ra le s fo rm a d o re s de ro ca m e g a ju lio , 10 6 ju lio s m e g a g ra m o , to n e la d a m é trica , 10® g ra m o s m e g a g ra m o p o r h e c tá re a m e g a p a s c a l, 10 6 p a s c a le s m ilim h o p o r c e n tím e tro , 1 d S /m m a te ria o rg á n ic a m ic ro s c o p io ó p tic o p o la riz a n te M in is te rio d e O b ra s P ú b lic a s y U rb a n is m o e n m in e ra lo g ía , n ú m e ro d e m o lé c u la s d e a g u a d e h id ra ta c ió n en s u e lo s o rg á n ic o s , ín d ice d e s u b s id e n c ia e n h id ro lo g ía , c o e fic ie n te d e ru g o s id a d de M a n n in g en c o n ta m in a c ió n d e su e lo s, c o n c e n tra c ió n m á x im a q u e p u e d e e x is tir en un m e d io s in q u e se p ro d u z c a n e fe c to s o b s e rv a b le s en c o n ta m in a c ió n d e su e lo s, d o s is m á x im a q u e se p u e d e a d m in is tra r a la m u e s tra sin q u e se p ro d u z c a n e fe c to s o b s e rv a b le s re la c ió n n itró g e n o -fó s fo ro n a n ó m e tro , 10"9 m p re s ió n , M P a , kP a , Pa en e ro s ió n , fa c to r p rá c tic a s de c o n s e rv a c ió n , a d im e n s io n a l P a sca l, u n id a d d e p re s ió n , 1 n e w to n p o r m e tro c u a d ra d o p o te n c ia l d e l e le c tro d o p u n to (c o e fic ie n te ) d e m a rc h ita m ie n to p e rm a n e n te , C M P, % lu z p o la riz a d a p la n a p o rc e n ta je de s a tu ra c ió n p o r s o d io , ESP, % p a rte p o r b illó n (u n id a d n o SI) p a rte s p o r m illó n (u n id a d no S I), 1 m g kg-1, 1 m g I-1 ca u d a l, m 3 s "1 c u a rz o flu jo to ta l de c a lo r se n s ib le flu jo p o r c o n d u c c ió n (d ifu sió n ) flu jo p o r c o n v e c c ió n q u in ta l m é tric o p o r h e c tá re a , 102 kg ha ' 1 c a n tid a d d e s u e lo d e s p re n d id o p o r s a lp ic a d u ra , M g h a -1 d e n s id a d d e flu jo c o n s ta n te d e lo s g a s e s , J °K ~1 m o l'1, k P a m 3 m o l "1 °K ~1 en h id ro lo g ía , v a ria c ió n d e la re s e rv a d e a g u a en el s u e lo en h id ro lo g ía , ra d io h id rá u lic o , m 2 m ~1 en e ro sió n , fa c to r d e e ro s iv id a d a n u a l d e la llu via , M J m m h a -1 h "1 a ñ o ' 1 n ú m e ro de R e yn o ld s, a d im e n s io n a l ra d ia c ió n n e ta , W r r r 2 c o n te o d e n e u tro n e s le n to s ra d io en a g u a d e l s u e lo , s o rtiv id a d , m s ~1/2 en e s tu d io d e s u p e rfic ie s , s u p e rfic ie e s p e c ífic a , m 2 kg -1 en s a lin id a d , S ie rre n , 10 d S en e v a lu a c ió n d e su e lo s , n ive l de a p titu d de R iq u ie r-B ra m a o en e ro s ió n , fa c to r in c lin a c ió n de la la d e ra , a d im e n s io n a l en e s ta d ís tic a , d e s v ia c ió n típ ic a segundos re la c ió n d e a d s o rc ió n d e s o d io , R A S , m m o l 1/2 0 ' 1/2„ m e q 1/2 l-1fl S A R « p rá ctico »

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SI SIS S IN E D A R E S S S IS SCS SSS STIPA T

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SA R ve rd a d e ro , co rre g id o p a ra los p a re s tó n ico s S iste m a In te rn a cio n a l de U n id a d e s S iste m a de In fo rm a ció n de S u e lo s S iste m a de In fo rm a ció n E d a fo ló g ica y A g ro n ó m ica de España S oil S u rv e y In form ation S ystem Soil C o n se rva tio n S ervice Soil S u rve y S taff S yste m e de T ra n sfe rí de l’ln fo rm a tio n P e d o lo g iq u e et A g ro n om iq u e te m p e ra tu ra , °C , °K tie m p o de c o n ce n tra ció n , s tie m p o , s te m p e ra tu ra m ed ia an u al del aire, °C te m p e ra tu ra m edia an u al del su e lo a 50 cm , °C te m p e ra tu ra m edia del su e lo d u ra n te lo s m e se s de verano, °C te m p e ra tu ra m edia del su e lo d u ra n te los m ese s de invierno, °C ta s a de d ifu sió n de o xíg en o refle cto m e tría de d o m in io s m a g n é tico s de tie m p o ta s a de respiración U nited S ta te s B ureau o f R e clam ation U n ited S ta te s D e p a rtm e n t o f A g ricu ltu re U n ive rsal Soil Loss E quation, e cu a ció n un ive rsa l de p é rd id a de suelo U nited S ta te s S a n in ity L a b ora to ry u ltra vio le ta - visib le en in te rc a m b io ca n ó nico, p o rce n ta je de s a tu ra ció n de bases, % en a g u a del suelo, vo lu m e n , m 3 ve lo cid a d , m s ~1 v e lo cid a d te rm in a l de las g o tas de lluvia, m s _1 en e va lu a ció n de su e lo s, v a lo r índice, % w atio, J s ~1 c o n te n id o m ásico de agua, kg kg -1 lím ite de e xp a nsión lím ite líquido lím ite p lástico en in te rc a m b io iónico, ca m b ia d o r v a le n c ia del e le m e n to en a g u a del suelo, p o ten cia l g ra vita cio n a l e xp re sa d o en m p u n to de c a rg a cero, p u n to iso e lé ctrico p o te n cia l iónico, relación e n tre la ca rg a y el radio p o d e r ta m p ó n , m ol ( + ) kg ' 1 p H ~1 p o ten cia l del a g u a del suelo, kPa p o ten cia l g ra vita cio n a l, kP a p o ten cia l hid rá u lico , kPa p o te n cia l o s m ó tico , kPa p o te n cia l de pre sió n , kPa po ten cia l m aticial, kPa po ten cia l n e u m á tico , p o ten cia l de p resión de aire, kPa po ten cia l de p resión h id ro stá tica , p o ten cia l de su b m e rsió n , kPa po ten cia l to ta l, kP a g ra d ie n te o p e ra d o r la p la cia n o poro sid a d , % co n s ta n te d ie lé ctrica , p e rm itivid a d po ro sid a d llena de aire, % v o lu m e n de fa se , relación de vo lu m e n co n d u c tiv id a d té rm ica , co e ficie n te de Fourier, J n r 1 s ~1 °C~’ p e rm e a b ilid a d m ag n é tica

915

ri t|k pm

n p pb pbd pb ps pw x

0 0S 0 ras o

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916

v is c o s id a d d in á m ic a , ro z a m ie n to in te rn o d e l flu id o , c o e fic ie n te de v is c o s id a d , Pa .s v is c o s id a d cin e m á tica , relación e n tre v isco sid a d d in á m ic a y d e n sid a d , m 2 s -1 m ic ró m e tro , 10-6 m p re s ió n o s m ó tic a , kP a d e n s id a d , kg r r r 3 d e n s id a d a p a re n te , kg i r r 3 d e n s id a d a p a re n te d e l s u e lo se co , kg nrr3 d e n s id a d a p a re n te d e l s u e lo h ú m e d o , kg n r 3 d e n s id a d rea l, kg n r 3 d e n s id a d d e l a g u a , kg r r r 3 to rtu o s id a d , a d im e n s io n a l c o n te n id o v o lu m é tric o d e a g u a , m 3 n r 3 ín d ice d e s a tu ra c ió n d e a g u a , s a tu ra c ió n re la tiv a h u m e d a d d e s a tu ra c ió n , m 3 kg -1 en a g u a d e l s u e lo te n s ió n s u o e rfic ia l. J n r 2 en e s tu d io d e s u p e rfic ie s , d e n s id a d d e c a rg a s u p e rfic ia l

índice alfabético A A, 27 A cció n a n tró p ica , 5 4 3 , 54 4 A cid e z, 251, 256 a ctiva , 2 59 actu al, 259 in te rc a m b ia b le , 2 59 p o ten cia l, 2 59 total, 259 co rre ció n , 2 66 m é to d o del a lu m inio, 266 te o ría de B ró n sted y Lowry, 2 5 6 te o ría de Lew is, 259 te o ría del a lu m inio, 2 56 te o ría del h id ró g e n o , 256 A cid ifica ció n , 26 3, 835 m od e lo s, 264 A cid ó fila s, plantas, 2 53 A cid o s fú lvico s, 175, 176, 19 3 , 195, 2 85 A cid o s h ú m ico s, 1 7 5 ,1 7 6 , 19 3 , 195 A F /A H , 19 4 A co lc h a d o , 301 A criso l, 588 A ctivid a d b io ló g ica , 56, 5 3 8 m ed id a , 460 e n zim á tica , 4 44 fa u na , 5 3 8 h u m a n a , 56 m icro b ia n a , 16 6 , 444, 541 resp ira to ria , 18 5 A ctiv id a d e s in d u stria le s, 7 33 e xtra c tiv a s , 885 m in era s, 733, 885 A cu m u la c io n e s , 39, 58 A d s o rb e n te s , 2 34 A d so rció n , 227, 228, 251 de a n io n e s, 242 se le ctivid a d , 242, 243 A e ro b io , m edio, 190 A fó n ica , 116 A g re g a c ió n , 2 83 A g re g a d o s, 2 7 1 es ta b ilid a d , 272, 2 8 7 fo rm a , 53

fo rm a ció n , 276 Á g rico , 3 3 A g ricu ltu ra a lte rn a tiva s, 7 77 bio d in á m ica , 2 1 1 , 777 b io ló g ica , 185, 7 77 co n ve n cio n a l intensiva,

2 14 de pre cisión , 827 eco ló g ica , 2 1 3 itinerante, 168, 779 org á n ica , 2 1 2 , 7 77 so ste n ib le /su ste n ta b le , 2 0 7, 2 1 5 , 543, 846 A g ro m e cá n ica , 7 79 A g ro q uím ico s, 777, 856,

859 a d so rció n , 2 46 p e rsiste n cia , 247 p o ten cia l de lavado, 2 4 7 Ag u a de riego, 286 de riego, ca lid a d , 762, 770 de riego, crite rio s de eva la u ció n, 764 de riego, rie sgo de sod icid a d , 7 6 3 del suelo, 30 7 co n ten id o , 3 1 1 co n te n id o m ásico, 311 co n te n id o vo lu m é trico , 311 e sta do en e rg é tico ,

3 16 fu e rza s actu an te s, 3 1 6 m ed id a , 312 p ro p ie d a d e s físicas,

308 retención, 3 3 3 residu a le s, 733 su p e rficia le s, 877 tu rb id e z, 19 9 A g u ile ra , 14 A ire a ció n del su e lo , 3 9 3 A lb a q u a lf, 782 A lb a re d a, 12 A lb a riza , 8 6 , 532 A lbedo, 4 6 , 169 A lb e lu viso l, 58 7 Á lb ico , 32 , 38

A lb ita 1 1 5 ,1 2 3 ,7 3 1 A lca linida d , 729 A lca linizació n , 729 A lco h o l con ife rílico , 1 7 2 , 189 cu m a rílico , 1 7 2 sin á p ico , 1 7 2 A le lo p a tía , 170 A le lo q u ím ico s, 170 a ,a dip irid ina , 53 A lfa lfa , 2 57 Alf¡soles, 89, 5 10 , 528, 57 5 A lios, 121, 185 A lisol, 588 A lm e ría , 805 A ló fa n a , 14 8 , 229 A lo q u ím ico , 120 A lu m in io in te rca m b ia b le, 2 5 7 , 269 A m e n sa lism o , 461 A m o n íaco , 459 A n a e rob io , m edio, 190 A n á lisis de im agen, 76 g ra n u lo m é trico , 100 co n tro l de ca lidad, 179 A n a ta sa , 151 A n d e sita , 116, 122 A n d iso le s, 89, 168, 241, 243, 267, 508, 5 7 2 A n d o , 86 A n d o so l, 58 7 A n fíb o le s, 115, 124 A nm or, 217 A n o rtita, 115, 123 A n tro soles, 588, 906 A lu n in o -silica to s am orfos,

14 8 A patito, 124, 152 A p e d ia l, 296 A p titu d de una tierra, 6 53 A p titu d para el riego, 645 A rá n d a n o , 167 A rce , 167 A rcilla, 9 5 , 10 8 exp a nsibles, 782 n a tura lm e nte dispersa,

54 o rige n , 1 3 3 A rcosas, 121, 525

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Á re a d e g ra d a d a s , d e n o m in a c ió n , 9 0 6 m is c e lá n e a s , 829 p e riu rb a n a s , 59 3 , 9 0 2 u rb a n a s , 591, 9 0 3 A re n a , 94, 95 fin a , 108 g ru e sa , 1 07 A re n is c a , 1 2 0 ,1 2 1 , 5 2 5 A rg ílico , 32, 73 A rid e z, 8 1 2 A rid ific a c ió n , 8 1 6 A rid is o le s , 8 9 ,1 6 7 , 511, 528, 5 73 A rroz, 2 7 6 A s fix ia rad icu la r, 781 A s o c ia c ió n de su e lo s , 6 03 A u g ita , 1 2 3 ,1 2 8 A u tó tro fo s , 4 4 4 A zu fre , 4 0 7 , 4 5 9 A zu l de m e tile n o , 2 3 4

B B, 27 B a cte ria s, 187, 191, 4 4 6 , 461 B a n ca le s, 7 2 0 B a ritin a , 151 B a rre ra s v e g e ta le s , 718, 720 B a rro s, 86 B a sa lto , 116, 119, 122, 140, 5 25 B a se s de d a to s , 5 8 , 6 18 B ase de re fe re n c ia m u n d ia l p a ra lo s re c u rs o s de s u e lo s (W R B ), 89 B a sicid a d , 251 B e n n e t, 9 B ic a rb o n a to só d ic o , 7 3 8 B io ce n o sis, 842 B io d e g ra d a c ió n , 167 B io d is p o n ib ilid a d , 169, 26 4 , 841 B io m a c ro m o lé c u la s , 1 6 7 B io m a sa , 165, 166, 170 B io rre m e d ia c ió n , 8 48 B io tita , 115, 116, 122, 124, 1 2 6 ,1 2 8 B io to p o , 8 4 2 B io tu rb a c ió n , 168, 5 3 8 B lo q u e d ia g ra m a , 6 1 4 B o h e m ita , 151

918

B o ra to s , 7 3 9 B o ro , 7 3 9 a d s o rc ió n , 741 a n ta g o n is m o s , 7 4 2 d e te rm in a c ió n , 7 4 0 fo rm a s en el s u e lo , 741 lim ite d e to le ra n c ia , 7 4 0 re g e n e ra c ió n , 7 4 2 rie s g o d e to x ic id a d , 7 4 0 to x ic id a d , 742 B o sq u e , 2 6 4 d e fro n d o s a s , 167 d e z o n a te m p la d a , 168 h o riz o n te s , 27 tro p ic a le s h ú m e d o s , 168 B re ch a , 120 B rillo , 46 B u c k in g h a m , 9 B u je o , 5 3 2 B u ro ze m , 86 B re zo , 167, 174

c C, 27 C a c a h u e te , 7 8 3 C a d u c ifo lio s , 174 C á lcico , 32 C a lc íc o la s , 2 5 3 C a lc ilu tita , 7 3 1 , 7 8 4 C a lciso l, 5 8 7 C a lcita , 121, 126, 1 5 2 ,1 5 3 C a le ro , 86 C a lic a ta , 4 0 C a lid a d a m b ie n ta l, 4 6 5 C a lid a d d e l s u e lo , 170, 8 25 C a liza , 121, 5 2 5 C a liz a a c tiv a , 6 3 6 C a lo r d e l s u e lo , 4 1 7 C a lo r e s p e c ific o , 4 2 0 C á m a ra s , 7 2 , 271 C a m b ia d o re s , 2 3 4 , 2 3 8 C á m b ic o , 3 2 C a m b io te x tu ra l a b ru p to , 56 0 , 58 3 , 7 8 2 C a m b io s a e s c a la g lo b a l, 165 C a m b is o l, 5 8 7 C a m p o d e g o lf, 109 C a n a ria s , 8 0 5 C a n a le s, 7 2 , 271 C a n S IS , 6 1 8 C a o lin ita , 1 3 0 ,1 3 1 ,1 3 4 , 2 4 1 , 2 6 2 , 7 3 1 , 741

Capa b ru c ític a , 129 g ib s ític a , 1 29 fre á tic a , 7 8 4 , 8 7 0 fre á tic a c o lg a d a , 3 9 5 o c ta é d ric a , 129 te tra é d ric a , 129 C a p a c e o , 7 3 3 , 8 9 2 , 8 93 C a p a c id a d a g ro ló g ic a , 6 4 0 ca lo rífic a , 4 1 9 de a c e p ta c ió n de re sid u o s, 8 5 8 de ca m p o , 341 de in te rc a m b io a n ió n ico , 23 4 de in te rc a m b io c a tió n ic o , 234, 235, 857 e fe c tiv a , 23 6 , 2 5 7 , 261 d e te rm in a c ió n , 241 re a c c io n e s de in te rc a m b io , 241 d e n e u tra liz a c ió n de á cid o , 2 6 1 , 2 6 3 C R A D , 169, 3 4 1 , 3 4 2 , 3 45 CP, ta m p ó n , 2 6 3 CP, p a ra a c e p ta r p u rin e s, 874 c rite rio s , 8 7 7 C a ra s d e d e s liz a m ie n to , 29 C a rb o n a to só d ic o , 25 2 , 72 9 , 7 3 8 C a rb o n a to s s e c u n d a rio s id e n tific a b le s , 561 C /N , 166, 174, 186, 191, 194 C a rg a c rític a , 8 3 4 c rític a s , c rite rio s , 8 35 d e s u p e rfic ie , 2 2 8 e lé c tric a , 130 im p lic a c io n e s , 130, 131 o rig e n , 1 3 0 ,1 3 1 p e rm a n e n te s , 132, 2 2 9 v a ria b le s , 132, 2 2 9 C a rto g ra fía de s u e lo s , 552, 591 libre, 6 1 2 g e o e s ta d ís tic a , 6 1 2 g ra d o d e a c tu a c ió n , 6 1 5 in te n s id a d , 6 1 5 p re s u p u e s to , 6 2 4 C a s ta ñ o , 167 C a te n a d e su e lo s, 5 3 4 , 6 0 4

C a tio n e s inte rca m b ia b les, 236 C a vid a d e s, 72 Cd, 836 C e le stin a , 151 C e lu lo sa , 171, 172, 183, 188, 459 C e m e n ta cio n e s, 39, 55 C e m e n to geo pe ta l, 154 C e n iz a s v o lcá n ica s, 525 C e n tro s de red istrib u ció n de la s a lin id a d , 731 C E R C L A , 844 C ia n o sis, 868 C iclo b io g e oq u ím ico , 832 d e la s rocas, 111 g e o q u ím ic o , 730 C iclo (CI) a n tro p o g é n ic o s , 7 32 a rte sia n o s, 732 b io g e oq u ím ico , 203, 4 53 co n tin e n ta le s, 730, 731 d e n u trie n te s, 185 d e sa lin iza ció n , 7 29 del C, 454 del N, 869, 8 70 d e ltá ico s, 732 e vo lu tivo s, 5 48 h id ro ló g ico , 3 07 K, 546 m arinos, 732 C iclo silica to s, 1 1 3 ,1 2 5 C ircó n , 124 C la s e s de vu ln e ra b ilid a d , 858 C la se s te xtu ra le s, 96 C la sifica ció n b io c lim á tic a de FAO, 801 de K ó p p p e n , 801 de su e lo s, 555, 579 de T h o rn th w a ite , 801, 805 C lim a, 526 C lim o s e c u e n c ia s , 528, 6 04 C lo rita , 142 C lo ro s is fé rrica , 154, 252 C lo ru ro cá lcico , 737 m ag n é sico , 7 37 p o tásico, 7 3 7 só d ico , 7 36 C luster, 275, 2 84 C o e ficie n te C O L E , 561 de Fourier, 420

respiratorio, 393 iso h ú m ico , 192 Color, 38, 45 C o lo r litocrom o, 396 C o m en sa lism o , 461 C o m pa cid a d , 54, 2 73 C o m pa cta ció n , 27, 779, 788 m edida, 789 C o m pe te n cia , 461 C o m plejo/s a rcillo -h ú m ico , 201 de a lte ra ció n , 525 de su e lo s, 604 de su p e rficie , 230 de e sfe ra externa, 2 0 1 ,2 3 0 , 2 34 de e sfe ra interna, 2 0 0 , 230, 234, 741 o rg a n o -m e tá lico s, 2 0 0 ,

201 o rg a n o m in e ra le s, 199 o rg á n ico s, 165 C o m p o n e n te s o rg á n ico s té cn ica s de estu dio, 165 C o m u n id a d e s ve g e ta le s, 746 C o n ce n tra ció n parcelaria, 721 C o n cre cio n e s, 396 C o n d e nsa ció n , 4 19 C o n d icio n e s ae ro b ia s, 396 a n a ero b ia s, 396, 788 an h id ra s, 561 h id ro ló g ica s, 733 red u cto ras, 396 C o n d u cció n m olecular, 418 C o n d u ctivid ad e lé ctrica , 727 h id rá u lica , 354 e q u iva le nte , 356 in te rp re tación , 385, 386 no sa tu ra d a , 358 C o n d u ctivid a d té rm ica , 420 e q u iva le nte , 428 C o n g lo m e ra do s, 120 C o n ife ra s, 174 C o n se rva ció n de suelos, 543 m edidas, 713 C o n siste n cia , 39, 54, 296, 635 C o n so cia ció n , 603

C o n ta cto lítico, 38, 781, 783 pa ra lítico , 784 p e tro fé rrico , 503, 561 C o n ta m in a ció n de suelos, 488, 830 no puntual, 843, 878 zo n a s de riesgo, 876 C o n ta m in a n te s, 831 potenciales, 856 co m p o rta m ie n to , 857 va lo re s guía, 836 C o n te n id o de sodio in te rca m b ia b le, 728 C o n ve cció n té rm ica , 418 C ook, fó rm u la , 698 C o rindón, 151 C orrelator, 580, 607 C o stra su p e rficia l, 272, 295, 782, 783 C re cim ie n to co m p e n sa to rio , 785 C re cim ie n to radicular, 781, 7 87 C rin o ha ló fila s, 746 C rista le s de arcilla, 275 C risto ba lita , 123 C ro m a , 47 C ryo sol, 588 C u a lid a d e s del te rre n o , 632 C u a rcita , 119 C u a rzo , 1 1 4 ,1 1 5 ,1 1 6 ,1 1 7 , 121, 1 2 2 ,1 2 3 ,1 2 7 C u b ie rta ve g e ta l, 716 C u b ie rta ve g e ta l, factor, 7 09 C u b ie rta s, 440 C u ltivo de co n servación,

202 C u rva c a ra cte rística de hu m e d a d , 333, 790 in te rp re tación de ne u tra liza ció n , 260, 2 62 de p o ten cia l de repulsión, 278

Ch C h a m ier, fórm ula, 698 C h e rn o ze m , 86 , 587 Chezy, exp re sió n , 692

919

D D a n tín -R e v e n g a , índice, 800 DDT, 8 59 D a ta ció n de su e lo s , 547, 548 D e fo re s ta c ió n , 5 44 D e g ra d a c ió n , 778, D e m a n d a b io ló g ic a de o x íg e n o , 8 59 D e m olon , 7 D e n o m in a c ió n d e los su e lo s, c rite rio s , 85 D e n sid a d a p a re n te , 2 9 1 ,7 8 9 a p a re n te , m e d id a , 292, 293 a p a re n te , v a lo re s , 291 de o b s e rv a c io n e s , 621 real, 291 real, v a lo re s , 291 D e p u ra c ió n , 2 3 4 D e s a rro llo s o s te n ib le /s u s te n ta b le , 207 D e s c o n ta m in a c ió n , 851 D e scrip ció n d e l s u e lo , 43 D e scrip ció n c o d ific a d a , 58 D e sie rto , 803 de a re n a , 8 0 8 d e g ra va , 8 0 9 d e m o n ta ñ a , 8 0 8 d e p ie d ra s , 8 0 9 D e s e rtific a c ió n , 7 9 8 , 8 1 3 c a u sa s, 8 1 4 , 8 1 6 m e d id a s de c o n tro l, 8 1 9 p ro ce so s, 8 1 6 D e s e rtiz a c ió n , 8 13 D e s o rd e n tu rb o s tá tic o , 134 D ia g ra m a Eh - pH , 4 0 8 , 4 09 s e m ilo g a rítm ic o , 103 tria n g u la r, 103 D ia sp o ra , 151 D ic o tile d ó n e a s , 7 82 D ifu s iv id a d h id rá u lic a , 3 5 9 D ifu s iv id a d té rm ic a , 4 2 2 D ig ita cio n e s, 38 D im e n s ió n te m p o ra l, 5 4 6 D iorita, 116, 122 D is c o n tin u id a d lito ló g ic a , 25 D is o lu c ió n c o n g ru e n te , 731 D is o lu c ió n in c o n g ru e n te , 731

920

D is p e rs ió n , 2 8 1 , 2 9 6 , 2 9 7 ta sa , 2 8 8 ensayo, 288 D is p o n ib ilid a d de n u trie n te s , 2 3 4 D is ta n c ia b a sa l, 1 30 D istrib u c ió n d e su e lo s, 5 2 8 D iv is o ria d e a g u a s , 53 1 , 690 D o b le c a p a d ifu s a , 2 3 1 , 237, 257, 277, 767 c o n fig u ra c ió n , 2 3 2 D o ku ch a e v, 3 D o lim ía , 121 D o m in io s , 2 7 5 , 2 8 4 de b irre frin g e n c ia , 7 4 D re n a je , 168, 195, 386, 39 5 , 5 4 5 , 5 3 5 , 6 3 5 cla s e s , 5 3 5 co n d ic io n e s , 5 3 4 D u ch a u fo u r, 7 D u rin o d o s, 561 D u rip á n , 33, 7 8 2 D u riso l, 5 8 7 Dy, 2 1 7

E E c o s is te m a s a c u á tic o s , 243 E c o to x ic o lo g ía , 8 3 8 E c to m ic o rriz a s , 4 6 4 E cu a ció n d e B o ltz m a n , 232 de c o n tin u id a d , 3 6 2 d e L a p la ce , 3 63 de M a rio n -B a b c o k , 7 3 5 de in te rc a m b io c a tió n ic o , 238 d e R ich a rd s, 3 62 E d a d d e l s u e lo , 546 E d a fo rra s g o s , 7 1 , 73 E d a fo te c n o lo g ía , 5 4 6 E fe cto d e ca tio n e s c o m p le m e n ta rio s , 2 4 0 d e h is té re s is , 3 3 4 , 3 3 7 d e lo s co lo id e s e s p e c ífic o s , 2 4 0 d e d ilu c ió n de va le n c ia , 240 e x p o s ic ió n , 8 4 0 in v e rn a d e ro , 190 s o la n a -u m b ría , 168, 5 3 7 E fe cto s a lp ic a d u ra , 2 9 9

E flu e n te , 8 5 7 E le m e n to s c ro m ó g e n o s , 150 g ru e s o s , 39, 50, 94, 101, 107, 6 3 5 tra z a , 8 3 3 E lu via ció n , 26 E m b e rg e r, ín d ice , 8 0 0 E m e rg e n c ia , 2 7 2 , 7 8 2 E m e rso n , 2 8 2 E m p a q u e ta m ie n to , 2 7 6 E n a re n a d o , 4 4 0 E n ca la d o , 2 6 8 , 5 4 4 , 7 9 3 , 897 m é to d o s , 2 6 8 E n c o s tra m ie n to , 2 9 8 E n c h a rc a m ie n to , 4 1 3 E n d o m ic o rriz a s , 4 6 4 E n d o p e d ió n , 31, 3 2 , 5 82 E n la ce c o v a le n te , 2 2 8 E n la c e ió n ico , 2 2 8 E n m ie n d a s ca liz a s , 2 6 4 E n s a y o s d e ca m p o , 53 E n ta rq u in a d o , 7 3 2 E n tiso le s, 8 9 , 5 0 5 , 547, 576 E n ye sa d o , 544 E p ip e d ió n , 3 1 , 582 E q u iv a ln e te d e h u m e d a d , 343 Erg, 808 E ro sió n , 6 6 9 h íd rica , 6 7 2 la m in ar, 6 7 3 , 7 0 2 p o r a rro y a d e ro s , 6 7 3 , 702 p o r b a rra n c o s , 6 7 3 p o r c á rc a v a s , 6 7 3 p o r flu jo s u b s u p e rfic ia l, 674 p o r s a lp ic a d u ra , 673, 699, 700 p o te n c ia l, 7 0 3 a g e n te s , 671 fa c to re s , 6 7 6 fo rm a s , 671 p ro c e s o s , 6 7 5 E ro s io n a b ilid a d , 2 7 3 , 6 7 8 factor, 7 0 7 E ro s iv id a d , 6 7 8 factor, 7 0 4 E sca la d e un m a p a , 613, 616 E s c o rre n tía , 2 7 2 , 688 la m in ar, 691 s u p e rfic ia l, 7 3 1 , 8 7 7

s u p e rfic ia l co n ce ntra d a , 701 c á lcu lo , 697 c o e fic ie n te , 694 E sm e ctita , 1 3 1 ,1 3 8 , 788 ESP, 237, 252, 281, 728, 768 ESP, to le ra n c ia de los cu ltivo s, 759 E sp a cio d e hu e cos, 272 E sparita, 122 E spe cia ció n , 8 33 E sp e cie s in d ica d o ra s, 540 E sp e c tro m e tría de re s o n a n c ia m ag n é tica nuclear, 177 in fra rroja, 177 E 4 /E 6 ,176 E sp a cio de hu e cos, 293, 2 95 E sp ó d ico , 33 E sq u e m a FAO, 6 53 E sq u isto , 119, 525 E sta b ilid a d de lo s a g re g a d o s c la se s, 288 e v a lu a c ió n , 288, 290 E sta d o e sta cio n a rio , 165 E sta d o de o x id o -re d u c c ió n , 395 d ia g n ó s tic o , 395 m ed id a , 411 E stepa, 86 E sté rile s de m ina, 251, 2 6 3 , 265 E stru ctu ra co n tin u a , 273 del suelo, 39, 52, 271, 766 granular, 273 m aciza, 2 73 d e g ra d a ció n , 286 es ta b ilid a d , 189 gra d o , 2 73 tip o , 274 E studios m ed io a m b ie n ta le s , 366 E u tro fiza ció n , 243, 8 77 E va lu a ció n a m b ie n ta l, 844 de im p acto a m b ie n ta l, 901 de su e lo s, 6 37 del te rre n o , 6 37 sis te m a s de a ptitud, 639

siste m a s de ca p a cid ad , 639 siste m a s ca te gó rico , 639 siste m a s p a ra m é trico s, 639 E va p o ración , 419 E xce d e n te de agua, m odelos, 690 E xceso de agua, 394 E xpansión, 296 lineal, 561 E xp a n sió n -re tra cció n , 281 E xtrusiva, 116 Eucaliptus globulus, 2 63 E uh a ló fila s, 7 46

F F acto r ca p a cid a d , 2 60 F acto r in te n sid ad , 2 60 F acto re s fo rm a d o re s, 521 Fajas a lte rn a n te s, 7 18 Fallou, 3 F an e rítica, 116 F angeo, 2 76 Fase g a se osa del suelo, 92 líq u id a del suelo, 92, 2 27 só lid a del suelo, 91, 227 del suelo, 91 F atiga de los su e lo s, 189 F auna, 5 38 efe ctos, 5 39 F e ld e sp a to id e s, 1 1 4 ,1 2 3 F eld e sp a to s, 1 1 4 ,1 2 3 F élsica, 116 F en ó m e no s de adso rció n , 228 F e n ó m e n o s de a tra cció n rep u lsió n , 2 79 F erralsol, 588 F errih id rita , 151 F errolisis, 264 F ertilidad del suelo, 209, 241 física , 7 77 q u ím ica , 777 F ertiliza ció n , 544, 791 F ertiliza n te a cid ifica n te, 2 63 F ertirrig a ció n , 241 F ija ció n de N, 257 F ilo silica to s, 114, 125 F ilosilicatos, clasifica ció n , 132

F itolito, 543 F itorrem e d ia ció n , 746, 850 F itosa n ita rio s, 246 a d so rció n , 862 co m p o rta m ie n to , 866 crite rio s de seguridad, 861 d e g ra d a ció n , 8 64 m e ca n ism o s de control, 862 vo la tiliza ció n , 863 F isuras, 72, 271 F locu la ció n , 233, 281, 768 F locu la ció n -d isp ersió n , 234, 253, 281 F locu la ció n , valor, 281 F luidez, 55 Flujo c o n ce ntra d o , 690 d e g a se s p o r difusión, 398 del a g u a en el suelo, 351 e cu a cio ne s, 360 de barro, 675 de calor, 417 m edida, 439 de ca lo r p o r conducción, 423 ecu a ció n, 423, 426 m éto d o s num éricos, 4 33 so lu cio n e s, 426 d e tie rra , 675 lam inar, 6 90 m acro scó p ico , e cu a cio ne s, 350 no satu ra d o , 351 s a tu ra d o , 351 a co p la do s, 436 F luvisol, 586 F olístico , 32 F ondo, 531, 532 F ondo ge o qu ím ico , 832 F orm ación del suelo, 111 p rincipio de zonalidad, 528 tasa, 547 te o ría de los fa cto re s de e sta do , 551 F orm acion e s vegetales, 541 Fosas, relleno, 895 Fosas, se lla d o , 896 Fosfatos, 877 F osfatos, transferencia, 878 F ósforo, 205

921

F oto s a é re a s, 6 1 4 F racción a re n a , 52 de la va d o , 7 5 1 , 7 5 2 de la v a d o e fe c tiv a , 7 5 2 g ra n u lo m é tric a s , 9 4 F ra cta le s, 179 F ra g ip á n , 2 8 , 33 F rente de h u m e c ta c ió n , 3 67 Frevert, c o e fic ie n te , 6 9 4 F re ve rt, fó rm u la , 6 98 F resno, 167 F ria b ilid a d , 55 F uego, e fe c to s , 186 F ue rza ió nica, 735 e le c tro s tá tic a s , 2 7 6 de B o m , 2 7 7 de e n la c e p o r p u e n te s de h id ró g e n o , 2 2 8 de L o n d o n -V a n d e r W a a ls, 2 2 8 , 2 7 6 , 2 7 9 de re p u ls ió n , 2 7 7 d is p e rs iv a s , 2 9 9 F u n c io n e s de e d a fo tra n s fe re n c ia , 37

G G a b ro , 116, 122 G a p on , e c u a c ió n , 2 3 9 G e lis o le s , 8 8 , 5 1 6 , 5 2 8 , 571 G e n e ra liz a c ió n c a rto g rá fic a , 6 0 0 ta x o n ó m ic a , 6 00 G e o e s ta d ís tic a , 61 2 , 8 3 7 G e o m o rfo lo g ía , 5 3 0 G e rm in a c ió n , 4 1 7 , 748, 749 G e o g ra fía de su e lo s , 5 9 6 G ib sita , 151, 2 5 8 G ilgai, 530 G IS, 58, 61 5 , 61 9 , 8 3 7 d e ific a c ió n , 28 G ley, 86 G le yso l, 5 86 G lic o h a ló fila s , 7 4 6 G ló sico , 32 G o e tita, 151, 3 9 6 G o ta s de llu via , 2 9 9 G ra d o de p e d ia lid a d , 52 G ra m ín e a s , 174 G ran ito , 116, 122

922

G ra n ito id e , 119, 5 2 5 G ra u v a c a , 121 G rie ta s , 3 9 , 57 G ru p o s d e su e lo s , 580, 581, 583 e le m e n to s fo rm a tiv o s , 584 esquem a, 585 s ín te sis, 5 8 6 G ru p o s fu n c io n a le s , 2 2 9 G u a y a c il, u n id a d e s , 172 G y p sico , 32, 7 8 2 G y p s io rth id , 7 8 2 G y p s is o l, 5 8 7 G y p s ó fila s , 1 57 G y tja , 2 1 7

H u e co s, g e o m e tría , 7 8 9 H u g u e t d e l V illar, 10 H u m a to s s o lu b le s, 1 67 H um edad, 44 H u m e d a d d e sa tu ra c ió n , 312 H u m e d a d , e s ta d o , 44 H u m ific a c ió n , 166, 167, 1 8 3 ,1 9 3 , 195 H u m ific a c ió n , v ía d ire cta , 196 H u m in a , 175, 1 7 6 ,1 9 4 H u m u s, 165, 166 H u m u s, tip o s e co ló g ic o s , 216

I H H a ló fila s, 7 4 6 , 8 2 5 H a llo ysita , 134, 136 H am ada, 809 H a ya , 167 H e m a tita , 151 H e m ic e lu lo s a , 171, 1 7 2 ,1 8 8 H e te ró tro fo s , 4 4 4 H id ra ta c ió n , 2 2 7 , 2 2 8 H id ra to s d e ca rb o n o , 171, 188 H id ro m o rfis m o , 781 H ie lo -d e s h ie lo , 2 8 7 H ie rro , 2 8 5 H ilg a rd , 4 H ip e rc á lc ic o , 32 H ip e rg y p s ic o , 32, 155, 7 8 3 H ístico , 31 H is to s o le s , 8 8 , 168, 199, 516, 571, 588 H ju lstró m , 6 9 3 H o lo c e lu lo s a , 171 H o n g o s, 187, 1 9 1 ,4 4 7 H o riz o n te , 21 d e d ia g n ó s tic o , 30, 56 0 , 580, 582 d e tra n s ic ió n , 24 e n te rra d o , 29 g e n é tic o , 23, 24 o rg á n ic o , 25, 2 7 e sp e so r, 3 8 lím ite s, 38, 41 a n tro p o g é n ic o s , 5 8 2 H o rm ig ó n , 2 5 2 H o rto n , m o d e lo , 6 9 0 H u e co s, 71, 7 2 , 271

Mita, 1 3 1 ,1 3 6 , 741 llu v ia c ió n , 27 Im á g e n e s d e sa té lite , 6 1 5 Im o g o lita , 1 4 9 , 2 2 9 Im p e d a n c ia , 7 8 5 Im p u re za s, m a p a , 22 In ce n d io s, 187 In c e p tis o le s , 89, 50 7 , 52 8 , 5 76 In c lu sio n e s, m ap a , 22 ín d ice de a rid e z , 801 de A rkle y, 5 2 7 d e B ry s s in e , 5 2 7 d e d is p e rs ió n , 2 8 8 d e in e s ta b ilid a d e s tru c tu ra l, 2 8 8 , 2 9 0 d e M eye r, 5 2 7 de M e ig s, 8 02 de p la s tic id a d , 2 9 7 d e to le ra n c ia , 8 3 9 In filtra ció n , 2 7 2 , 3 6 5 , 688 a c u m u la d a , 3 6 6 e c u a c io n e s , 3 7 1 , 3 7 3 fa c to re s d e co n tro l, 3 6 8 p ro ce so , 3 6 7 m o d e lo s , 6 9 0 v e lo c id a d , 3 6 6 , 3 7 2 In filtró m e tro d e a s p e rs ió n , 3 8 5 de d isco , 3 00 de d o b le a n illo , 3 8 8 s im u la d o r d e llu via , 3 8 8 In h ib id o re s , c o m p u e s to s , 168, 170, 173, 189 In o s ilic a to s , 1 1 3 ,1 2 5 In s titu to d e E d a fo lo g ía , 13

In te rca m bio an ió n ico , 133, 241 ca tió n ico , 133, 233 ca tió n ico , e cu a cio ne s, 2 38 ca tió n ico , m od e lo de Vasenlow , 239 d e ga se s, 397 In te rd ig itiza cio n e s, 561 In te re stra tifica d o s, 144 In te rfa se só lid o -líq u id o , 2 2 7 , 228 In te rflu vio , 531 Intrusiva, 116 Iso p ed io n e s, 22, 23 Iso te rm a s de a d so rció n , 2 44 Iso ye tas, m étodo, 685 ISS S, 16 IU SS , 16

J J a ro s ita , 2 8 ,1 5 2 Ja sp e , 121 Jenny, 8 , 522

K K, 26 K á n d ico , 33 K a sta n o ze m , 587 Kelley, 9 Keuper, 731 K ovda, 6 K u biena, 8

L L a b ora to rio s, 63 LAF, 63 L a boreo, 27, 168, 202, 288, 544, 791 a nivel, 7 17 m ínim o , 718 tra d icio n a l, 779 L a d era s fo rm a s, 533 in clin a ció n , 534 lo n g itu d, 5 34 o rie n ta c ió n , 534 p ro ce so s, 533 L ago T exococo, 769

L ám ina de a rcilla, 130 Lá m in a s d e lgadas, d e scrip ció n , 70 Lang, índice, 799 L a terización, 28 Le g um in o sa s, 1 7 4 ,1 8 7 Lenguas, 38 a lb e lú vica s, 583 L e p id ocro cita , 151, 396 Lep to so l, 587 L E U ,653 L e va n ta m ie n to de suelos, 593, 604 L e va nta m ie n to, fin alidad, 616 Ley de a cción de m asas, 240, 251 de B uckingham -D arcy, 351, 358 de Darcy, 352 de Darcy, lim itaciones, 357 de D arcy ge n era liza d a , 355 de Fick, 385 de P oiseuille, 350 d e S tokes, 102 del m ínim o, 2 L e ye nd a de un m apa, 579, 600, 612 Licorella, 86 Liebig, 1 ,2 0 9 , 2 10 L igando, 2 34 Lignina, 1 7 1 ,1 7 2 ,1 7 3 , 189, 4 59 vía de, 195 Lím ite a m p litu d , 4 1 ,4 2 de e xp a n sió n , 296, 297 e ntre h o rizo n te s, 41 fo rm a , 42 líquido, 296, 297 nitidez, 4 1 ,4 2 plástico, 296, 297 Lim o, 9 5 ,1 0 8 L im olita, 120 L ípidos, 1 7 4 ,1 8 9 L iq ú e n e s, 465 L isím e tro , 859 Lixisol, 588 L ixivia ció n , 183 L o ca ha ló fila s, 746 Lodos, 879 Lodos, u tiliza ció n , 881 LO EL, 838

Lo m b rice s de tie rra , 286, 443, 466, 538, 793 Longitud, factor, 708 LUT, 6 53 L utita, 120, 525 L uvisol, 587

Ll L luvia, 678, 679 ácida, 2 63 e n e rg ía cin é tica , 683 in te n sid ad , 679 gotas, 681

M M acro e stru ctu ra, 273, 294 M a cro fa u na , 446 M acro rre lie ve , 530 M áfica, 116 M agm a, 115 M althus, 2 10 M anchas, 39, 49, 396 M angle, 394 M anning, coe ficie n te , 694 M anning, fó rm u la , 693 M antillo, 166 M apa A g ro n ó m ico N a cio n a l, 11 M ap a s de suelos, 536, 593 c rite rio s de calidad, 621, 6 22 índice de calidad, 622 utiliza ció n , 634 M arbut, 4 M árm ol, 119 M asa basal, 71, 74 M ate ria org á n ica , 5 6 ,1 6 5 , 2 46 a cid ifica n te , 167 fresca , 165, m ejora n te , 167 no h ú m ica , 167 C IC , 1 6 9 ,1 9 8 a n á lisis enzim ático, 186 ca lid a d , 1 6 6 ,1 8 6 , 209 ca rg a m olecular, 198 co n te n id o , 167 d e sco m p o sició n , 183 evo lu ció n , 183 fraccio n a m ie n to , 176, 193

923

fu n c io n e s , 168 h u m ific a c ió n , 1 8 3 ,1 9 3 in d ic a d o r de ca lid a d , 166 m in e ra liz a c ió n , 183, 184, 190 m o d e lo s , 178 ta s a de re n o v a c ió a n u al, 2 0 4 , 2 0 5 té c n ic a s de e s tu d io , 175, 176, 177, 1 78 tie m p o de re c ic la d o , 203 tie m p o de re s id e n c ia m e d io , 2 0 3 s u p e rfic ie e s p e c ífica , 169 v e lo c id a d de d e s c o m p o s ic ió n , 184 M ate ria l a ló c to n o , 523 a u tó c to n o , 5 2 4 o rig in a rio , 91, 5 23 g ra d o de u n ifo rm id a d , 5 25 M a te ria le s á lb ico s, 5 6 0 a m o rfo s , 53 a n tro p o g e o m ó rfic o s , 5 8 3 c a lc á re o s , 5 83 d e trític o s te rríg e n o s , 119, 120 d ia g n ó s tic o , 5 8 3 e sc á lp ic o s , 9 0 7 e s p ó d ic o s , 561 e s p ó lic o s , 9 0 7 flú v ic o s , 583 g á rb ic o s , 9 0 7 g y p s íric o s , 5 83 o rg á n ic o s , 583 su lfíd ic o s , 583 té tric o s , 583 tix o tró p ic o s , 55, 301 ú rb ico s, 9 0 7 M atiz, 46 M ed io p o ro so , 2 9 0 , 3 4 9 M elán ico , 32 M e so fa u n a , 4 4 6 M e s o rre lie v e , 5 3 0 M e ta n o , 190 M e te o riz a c ió n , 2 7 , 23 6 , 26 4 , 73 1 , 741 b io ló g ica , 4 8 7 e s q u e m a g e n e ra l, 4 7 3 fe ld e s p a to s , 481 fa c to re s de c o n tro l, 4 8 7

924

física , 4 7 4 g e o q u ím ic a , 4 7 4 , 4 7 6 g ra d o s , 4 8 6 m ica s, 4 8 2 m in e ra le s fe rro m a g n e s ia n o s , 4 8 3 m o d e lo s , 4 8 6 p o r c a rb o n a ta c ió n , 483 p o r d is o lu c ió n , 4 7 9 p o r fo rm a c ió n de c o m p le jo s , 4 8 5 p o r h id ra ta c ió n , 4 8 0 p o r h id ró lis is , 4 8 0 p o r in te rc a m b io ió n ico , 485 p o r o x id o -re d u c c ió n , 4 8 5 M é to d o A u g e r-H o le , 3 8 0 d e a n a lo g ía e lé c tric a , 434 d e d ife re n c ia s fin ita s , 433 d e e le m e n to s fin ito s , 4 3 3 de M un tz, 3 8 7 d e la p ip e ta , 102 d e H e n in , 2 8 9 de in filtra c ió n , 3 83 d e la s z o n a s a g ro e c o ló g ic a s , 6 6 3 d e l h id ró m e tro , 102 d e l ín d ice de p o te n c ia lid a d , 666 d e l p ie z ó m e tro , 3 8 2 d e l v a lo r ín d ice , 6 5 9 M é xico , 15, 153, 3 9 4 M eye r, ín d ice , 7 9 9 M ico rriza s, 4 6 4 M icrita , 121 M ic ro a m b ie n te s , 4 5 8 M ic ro e s tru c tu ra , 7 1 ,2 7 3 , 275, 294 M ic ro fa u n a , 4 4 6 M ic ro m o rfo lo g ía , 65, M ic ro o rg a n is m o s (M ), 286, 44 6 , 4 5 7 M, in te ra c c io n e s , 461 M ic ro rre lie v e , 5 3 0 M ic ro s c o p io e le c tró n ic o , 64 M ic ro s c o p io p e tro g rá fic o , 64, 66 M in e ra le s d e a rc illa , 128, 251 d e l su e lo s , 127 id e n tific a c ió n , 1 57 e d a fo g é n ic o s , 122 e v a p o rític o s , 7 3 4

fib ro s o s , 145 ro c a s íg n e a s, 122 ro c a s m e ta m ó rfic a s , 124 ro c a s s e d im e n ta ria s , 125 te rríg e n o s , 125 id e n tific a c ió n , 1 27 M in e ra liz a c ió n , 1 8 3 ,1 8 5 , 236, 460 M in e ra liz a c ió n , m o d e liz a c ió n , 1 9 1 ,1 9 2 M in e ra liz a c ió n , ta sa , 185 M in e ra lo g ía d e a rc illa s , 2 8 6 M in e ría a cie lo a b ie rto , 886 tip o de e x p lo ta c io n e s , 887 M o d e lo de G a p o n , 2 3 9 de G o u y -C h a p m a n , 2 3 2 d e H e lm h o ltz, 2 3 2 de o rg a n iz a c ió n e s p a cia l, 6 0 6 de S te rn , 2 3 3 M oder, 2 1 7 M ó d u lo d e ru p tu ra , 2 9 6 M ó llico , 31 M o lliso le s, 89, 168, 512, 528, 574 M o n e ra s, 4 4 6 M o n o c o tile d ó n e a s , 7 8 2 M o n o c u ltiv o , 189 M o n tm o rillo n ita , 1 3 9 ,2 8 1 , 2 8 3 , 741 M or, 1 7 4 ,2 1 7 M o rfo lo g ía d e s u e lo s , 37 M o sco vita , 115, 124, 126, 127 M o te a d o , 3 9 6 M o v ilid a d de lo s e le m e n to s, 2 5 5 , 731 M o v im ie n to d e l a g u a , 292, 349 M u lch in g , 301 M ull, 1 7 4 ,2 1 7 M üller, 3

N N a s c e n c ia , 7 9 2 N á trico , e n d o p e d ió n , 32, 729, 782 N e c e s id a d e s d e ca l, 26 4 , 265 N e c e s id a d e s d e ca l, cá lc u lo , 2 6 5 N e c ro m a s a , 1 6 5 ,1 6 6 ,1 6 8

N e crosis, 744 N eis, 119 N e so silica to s, 1 1 3 ,1 2 5 N e u tra lism o , 461 N itosol, 588 N itra to sódico, 7 39 N itra to s, 4 59 N itrifica ció n , 407, 870 N itró ge n o , 205 ciclo, 868 d e sn itrific a c ió n , 407, 870 fija ció n , 870 in m o viliza ció n , 8 70 m in e ra liza ció n , 870 v o la tiliz a c ió n , 870 N -N 0 3 N - N 0 3, c o n ta m in a ció n , 867 N -N O t m e d id a s de control, 872 N -N O 3 p ro ce d e n cia , 871 N -N O 3 m ovim ie n to , 872 N, b lo q u eo , 170, 186 N ive la c io n e s, 7 33 N o dulos, 27, 154 N O E C , 839 N O E L , 838 N o n tro n ita , 139 N o m ad ism o , 817 N ú m e ro de cu rva , 698 N ú m ero de R eynolds, 352

O Ó ch rico , 31 O livin o , 1 1 3 ,1 2 3 O lm o, 167 O p a lo , 152 O rg a n is m o s del su e lo a ccio n e s, 444 a u tó tro fo s, 4 44 ca ra c te rís tic a s , 4 46 fa c to re s de co n tro l, 456 h e teró tro fo s, 444 q u im io lito tró fic o s , 4 44 sim b ió tic o s , 444 tip o s, 444, 445 O rg a n is m o s veg e ta le s, c o m p o s ic ió n , 174 O rste in , 33 O rto fo to m a p a , 6 15 O rto q u ím ico , 120 O rto sa , 115, 123, 127 Ó xico , 33, 54 O xid a c ió n , estado, 49 O xid o s de Fe, 124, 150

O xid o -re d u cció n , estado, 50, 395 Ó xid o s de hierro, 101 O xiso le s, 54, 89, 136, 285, 266, 515, 528, 572

P P a isa je de suelos, 599 P a isaje co le ctivo , 885 P ale o su e lo , 549 P a lig o rskita , 145 P alin o lo g ía , 548 P a ra sitism o , 461 P astoreo, 8 17 Pb, 836 P ectina, 171 P e dialidad, 273 Pedial, 2 73 Pedión, 2 1 ,2 2 P e d re go sid a d , 50, 6 35 Peligro, 838 P endiente, factor, 708 P e n e tra ció n de la s raíces, 2 72 P e n e tró m e tro , 299, 789 P é rd id a to le ra b le de suelo, 547 Perfil, 21 P erfil sa lin o , 7 52 P e ridotita, 116, 122 P e rm a fro st, 28 P e rm e a b ilid a d , 290, 535 P e rm e a b ilid a d in trín se ca , 356 P e rm e á m e tro , 377, 378, 379 P e rm e á m e tro de disco, 384 P e rm e á m e tro de G uelph, 384 P e rsiste n cia , 2 47 P esticidas, 228 P e tro cálcico , 32, 154, 781 P e tro gyp sico , 782 pH, 251 pH crítico, 266 pH de a b ra sió n , 481 pH ó p tim o , 266 pH, in te rva lo s, 2 54 pH, m edida, 2 52 P h aeozem , 587 P icea, 167 P ie zó m e tro , 324, 329 P ino, 167, 174 Pinus pinaster, 263

Pirita, 124, 152, 263, 459, 896 P iro cla sto s, 119 P irofilita, 130 P irólisis, 178 P irolusita, 151 P iro xe n o s, 1 1 3 ,1 2 3 P isolitos, 154 Placa de presión, 336 P laca de su cció n , 335 P lácico, 33 P laggen, 31 P la g io cla sa s, 1 1 6 ,1 2 3 ,1 2 7 P la n ifica ció n , 885 P lanosol, 28, 587 P la n ta cio n e s a nivel, 717 P la sticid a d , 55 P linthosol, 588 P lu vio la va d o s, 263 P o d e r ta m p ó n , 261 P odzol, 8 6 , 588 P olders, 545 P o life n o le s, vía de, 196 PAC, 543 P o rce n ta je de saturación de bases, 2 37 Poros, 271 P oros de tran sm isió n , 293 Poros, tam año, 790 P orosidad, 57, 2 8 1 ,2 8 2 , 293 P o rosidad interagregados, 2 94 P o rosidad intraagregados, 2 94 P o rosidad total, 294 P otencial, 319 ca tió n ico , 262 c o m p o n e n te s, 321 del a g u a del suelo, 318 d e a lu m inio, 262 d e presión, 321, 323 d e repulsión, 278 g ra vita cio n a l, 321 h id rá u lico , 328 m atricia l, 323 n e u m á tico , 324 osm ó tico , 320, 324, 326 redox, 404, 405 total, 320, 326 total, m edida, 329 P rá ctica s de conservación, factor, 711 P re cip ita ció n , 686 P re cip ita ció n en una cu e n ca, 684

925

P re sió n de h in c h a m ie n to , 233 P re sió n o s m ó tic a , 2 2 8 P rim e fa rm la n d , 6 49 P ro c e s o s e d a fo g e n é tic o s a d ic io n e s , 4 9 2 a litiz a c ió n , 5 0 2 a rg ilu v ia c ió n , 4 99 a s p e c to s g e n e ra le s , 4 8 9 b ru n ific a c ió n , 4 9 3 c a lc ific a c ió n , 4 9 6 d u rip á n , 4 9 8 e d a fo tu rb a c ió n , 4 9 3 e lu v ia c ió n , 501 rag ip á n , 4 9 5 fe rra lltiz a c ió n , fe rro lis is , 4 9 4 g le ific a c ió n , 493 g y p s ific a c ió n , 4 9 7 h u m ific a c ió n , 4 93 la te riz a c ió n , 5 02 la va d o , 501 lín e a de p ie d ra s , 501 lixivia ció n , 501 m a d u ra c ió n , 4 9 5 m a te ria le s s u fú ric o s , 4 9 4 m a te ria le s s u lfu ro s o s, 4 94 o s c u re c im ie n to , 5 06 p e tro c a lc ific a c ió n , 4 9 6 p e tro fe rriz a c ió n , 4 9 9 p e tro g y p s ific a c ló n , 4 9 8 p lá c ic o , 4 9 5 p lin tiz a c ió n , 5 0 2 p o d s o liz a c ió n , 5 0 0 ru b e fa c c ió n , 4 9 3 s a lin iz a c ió n , 4 9 8 s o d ific a c ió n , 4 9 8 tra n s lo c a c io n e s , 4 9 6 P ro c e s o s fo rm a d o re s m e te o riz a c ió n , 471 P ro c e s o s redox, 4 0 2 P ro fu n d id a d d e l s u e lo , 38 P ro fu n d id a d e fe c tiv a , 38 P ro g ra m a d e e n c a la d o , 26 6 , 267 P ro p ie d a d e s b io ló g ic a s , 169 álica s, 583 á n d ic a s , 5 60 a ríd ic a s , 5 8 3 d ia g n ó s tic o , 5 8 2 e s tá g n lc a s , 583 fe rrá lic a s , 5 8 3 fís ic a s , 169

926

fu e rte m e n te h ú m ic a s , 583 g é ric a s , 583 g lé ica s, 5 8 3 h id ro ló g ic a s , 3 4 9 d e te rm in a c ió n , 3 7 7 té rm ic a s , 4 1 9 in fe rid a s , 3 7 , 38 o b s e rv a d a s , 37 q u ím ic a s , 169 P ro te ín a s, 173, 189, 4 5 9 P ro tista s, 461 P ro to c o o p e ra c ió n , 461 P s e u d o a re n a s , 101 P s e u d o lim o s , 101 P s e u d o m ic e lio s , 154 P s ic ró m e tro d e te rm o p a r, 332 P u e n te d e W h e a ts to n e , 728 P u n to de a d h e re n c ia , 51 P u n to de c a rg a ce ro , 2 3 0 P u n to d e m a rc h ita m ie n to , 342 P u n to is o e lé c tric o , 2 3 0 P u rin e s, 8 7 0 , 8 7 4 , 8 7 5

Q Q /l, 2 4 3

Quercus robur, 2 6 3 Q u im io litó tro fo s , 4 4 5 Q u in o n a , 1 9 6 ,1 9 7

R R a d ia ció n , 4 1 9 R a d io ió n ico , 2 2 8 R a m ser, fó rm u la , 6 9 2 , 6 98 R a íce s, 56, 7 8 6 R e a cció n d e l su e lo , 251 R e a c c io n e s d e in te rca m b io , 241 R e a c c io n e s d e su p e rfic ie , 227 R e c a lc itra n te , 8 4 9 R e cicla je , 8 4 5 R e c o n o c im ie n to , 6 0 5 R e d o x, 731 R e d o c, e c u a c io n e s , 4 0 7 R e d is trib u c ió n d e l a g u a , 375 R e d u n d a n c ia fu n c io n a l, 842

R eg, 809 R e g a d ío , 7 3 2 R e g a d ío , p ro y e c to s , 3 6 6 R é g im e n á c u ic o , 5 6 6 a ríd ic o , 56 7 , 8 0 6 de te m p e ra tu ra , 5 8 0 de h u m e d a d , 39, 527, 58 0 , 781 p e rá c u ic o , 5 6 6 p e rú d ic o , 5 6 7 té rm ic o , 4 1 7 m o d ific a c ió n , 4 3 9 tó rric o , 5 6 7 úd ico , 5 6 7 ú stico , 5 6 7 x é ric o , 5 6 7 R e g is tro d e te rre n o s c o n ta m in a d o s , 8 4 5 R e g o lita , 5 2 4 R e g o so l, 5 8 7 R e h a b ilita c ió n , 2 6 5 , 8 8 8 , 889, 8 9 0 c o n d ic io n a n te s , 891 fa c to re s de co n tro l, 888 p ro c e s o , 8 9 4 p ro y e c to , 9 0 0 , 901 R e lie ve , 531 R e n d im ie n to , d is m in u c ió n , 189 R e n d o ll, 2 8 5 R e n d zin a , 86 R e p o b la c io n e s fo re s ta le s , 718 R e p ta ció n , 6 7 5 R e q u e rim ie n to d e la va d o , 752 R e sid u o s, 8 2 6 a g ríc o la s , 828 fo re s ta le s , 828 fu e n te , 8 47 g a n a d e ro s , 8 7 0 in d u s tria le s , 8 2 8 m a n e jo , 8 4 5 s ó lid o s u rb a n o s, 828, 880 tip o lo g ía , 8 2 8 R e silie n c ia , 169, 8 2 6 R e sin o sa s, e s p e c ie s , 167, 187 R e s is te n c ia m e c á n ic a , 785 R e s is te n c ia tix o tró p ic a , 302 R e so lu c ió n e s p a c ia l, 633 R e s ta u ra c ió n , 8 8 9 R e sto s v e g e ta le s , c o m p o s ic ió n 170

R e u tiliza ció n , 845 R e ve g e ta ció n , 2 65 R ich a rds, 9 R iego 818, 838, 842 p o r a sp e rsió n , 301 R iesgo d e to xicid a d , 2 56 co m p o n e n te s, 840 e v a lu a c ió n , 843 fu e n te , 840 receptor, 840 vía, 840 R iolita, 116, 122 R izo sfe ra , 462, 784 R izo tron e s, 784 Roble, 167, 174 R o ca d u ra c o n tin ua , 5 83 R o ca m adre, 91 R ocas a lca lin a s, 117 R ocas ca lco -a lca lin a s, 117 R ocas c a lco -só d ica s, 117 R ocas ca rb o n a ta d a s, 121 R o ca s ígneas, 114, 523 acid e z, 1 1 6 ,1 1 7 cla sifica ció n , 116 co m p o sició n m in era ló g ica , 1 1 7 ,1 1 8 e s tru ctu ra , 117 te xtu ra , 117 R o ca s m eta m ó rfica s, 119, 5 23 R o ca s s e d im e n ta ria s, 119, 731 cla sifica ció n , 120 R ojo C ongo, 234 R ubial, 86 R usch, 2 10 R usell, 7 R utilo, 151

S S a h e lo -S u d a n e sa , región, 818 S aladar, 86 S a le s so lu b le s, 157, 734, 7 36 S a lg ü e ro, 86 S álico, e n d op e d ió n , 32, 7 29 S a lin id a d , 53, 252, 825 e fe ctos, 744, 7 66 e fe c to s fis io ló g ic o s , 745 m ed id a , 771 resiste n cia , 748

sin to m a to lo g ía , 744 to le ra n cia de las plantas, 747, 755 to le ra n cia relativa, 7 48 S alin iza ció n , 286, 729, 733 S alp ica d u ra, 699 S anidina, 123 S apropel, 217 SA R , 239, 7 2 8 S auce, 167 S e cció n control, 34 S e cu e stro de C, 168, 206, 2 07 S e d e s de in te rca m b io , 234 S e lf-m u lch in g , 286 S ella d o , 272, 282, 297, 3 6 9 ,3 7 0 S ellado, índice, 300 S ellado, p re d icció n del riesgo, 2 99 S e n so r de c u a tro e le ctro d o s, 771 de sa lin id a d , 771 e le ctro m a g n é tico , 771 refle cto m é trico , 771 S e p io lita , 147 Seq u ía , 812 Se q u u m , 30 S e rie de su e lo s, 607, 608, 609 S e rie de las pla g io cla sas, 115, 123 S e rie s de H ofm eister, 2 37 S e rie s lio trófica s, 237 S e rp e ntin ita s, 119 S ie m b ra d irecta, 7 18 S ierozem , 86 S ilica to s, 112 S ilica to s, p rincipios e stru ctu rales, 113 S iloxa n a , 230 S im b io sis, 445, 461 S im u la d o r de lluvia, 703 S IN E D A R E S , 58 S iringil, u nidades, 172 S iste m a a rcilla -a g u a , 282, 283, 231 S iste m a de cultivo , 2 86 S iste m a d isp e rso , 2 84 S iste m a radicular, 780, 782, 786 S iste m a R iq u ie r-B ra m ao C ornet, 651 S liken sid e , 29 S o b re e n ca la d o , 266

S o d icid a d , efe ctos, 744, 745 S o d ifica ció n , 729, 733 Soil Taxonom y, 8 8 , 555 ca ra cte rística s de d ia g n óstico , 561, 562 c a te g o ría ta xo nó m ica s, 569 e stru ctu ra, 559 nive le s je rárq u ico s, 88 principios, 5 57 reg ím e n es de hum edad, 562 reg ím e n es de te m p e ra tu ra , 568 reg la s de nom enclatura, 569 S o lo n ch a k, 8 6 , 587 S o lo n e tz, 8 6 , 587 S olu ció n externa, 231 S olum , 34 S o lva ta ció n , 227 S ó m brico, 33 S o n d a de su cció n , 771, 8 59 S oro silica to s, 113 S o rtivid a d , 360 S oste n ib le , 826 S O T E R , 615, 618 S p o d o so le s, 8 8 ,1 9 9 , 513, 528, 547, 571 S p re n ge l, 3 S trem m e, 7 S u e la de labor, 38, 783 Suelo, co n tam in a d o , 831 en te rra d o , 549 fósil, 549 m ineral, 25 o rg á n ico , 25 té cn ica s de estu dio, 61 S u e lo s á cid o s, CIC , 2 4 1 ,2 5 7 , 263 a ctu ales, 548 a fe cta d o s p o r sales, 729 a lca lin o s, 251, 252 a re n o so s, 2 76 ca lizo s, 237, 252, 735 ca lizo s, C IC , 241 co n ta m in a d o s, 836 cu ltiva d o s, 27 de á re a s d e sé rtica s, 810 de a rrozal, 190, 276 de ciclo corto, 548 de ciclo largo, 549

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d e p ra d e ra , 167 d e re g a d ío , 2 7 2 d e s u lfa to s á c id o s , 25 1 , 264 d e n o m in a c ió n , 83 d is im ila re s , 601 e x p a n s ib le s , 3 2 7 fo re s ta le s , 166 h id ro m o rfo s , 28 lito c ro m o s , 45 m e d ite rrá n e o s , 27 m o n o c íc lic o s , 548 m o n o g é n ic o s , 5 4 8 o rg á n ic o s , 2 3 7 p o lic íc lic o s , 549 p o lig é n ic o s , 5 49 s a lin o s , 2 2 8 , 7 2 7 , 7 3 5 s a lin o -s ó d ic o s , 2 9 0 , 7 2 7 s im u la re s , 6 0 0 s ó d ic o s , 2 3 7 , 2 5 2 , 7 2 7 tro p ic a le s , 5 4 , 2 8 5 ye s o s o s , 2 9 3 , 7 3 5 zo n a h ú m e d a , 27 S u e lo s, g ru p o s , 89 S u fo sió n , 674, 6 75 S u lfa to m a g n é s ic o , 7 3 8 S u lfa to p o tá s ic o , 7 3 8 S u lfa to só d ico , 7 3 7 S u lfú rico , e n d o p e d ió n , 33, 252 S u lfu ro s, 4 5 9 S u p e rfic ie de d e p ó s ito , 5 4 6 S u p e rfic ie de e ro s ió n , 5 4 6 S u p e rfic ie s , e s tu d io , 57 S u s ta n c ia s h ú m ic a s , 166, 167, 193 v ía s d e fo rm a c ió n , 195, 196 c a ra c te rís tic a s , 1 98 co m p o rta m ie n to , 198 g ru p o s fu n c io n a le s , 196 S u s ta n c ia s p e lig ro s a s , 8 2 6 S u s titu c ió n is o m ó rfic a , 131

T Tablas M u n s e ll, 4 5 , 46 T acto id e s, 2 7 5 , 281 Taludes, e s ta b ilid a d , 8 9 9 Taninos, 1 73 Tasa de d ifu s ió n de o x íg e n o , 412 de d is p e rs ió n , 2 8 8 de re s p ira c ió n , 3 93

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Tasca, 86 T a xa d ju n to , 6 0 4 TD R , 315 T é c n ic a s a v a n z a d a s de e s tu d io , 64 T é c n ic a s d e c u ltiv o , 2 8 6 , 440 T e cto silica to s, 114, 149 T e fro cro n o lo g ía , 548 T e m p e ra tu ra d e l su e lo , 4 1 8 m e d id a , 4 3 7 re p re s e n ta c ió n , 4 3 8 T e m p e ro , 2 8 6 , 7 7 9 T e n sió m e tro , 3 3 0 , 3 3 5 T eoría d e L e w is, 2 5 9 d e l a ju s te o s m ó tic o , 7 4 5 del a lu m in io , 2 5 6 d e l h id ró g e n o , 2 5 6 d e la d ivis ió n ce lu la r, 7 4 5 d e la s e q u ía fis io ló g ic a , 745 de la to x ic id a d e s p e c ífic a , 7 4 5 T e p e ta te , 28 T e rra za s, 7 1 9 T e rre n o a b a n d o n a d o , 829, 830 T e rre n o c o n ta m in a d o , 829, 83 0 , 831 T extu ra , 51, 9 1 , 9 3 , 7 8 9 T extu ra , in te rp re ta c ió n , 106 T ha e r, 2 1 0 T h ie s s e n , 6 85 Thom pson, 234 T ie m p o de co n c e n tra c ió , 6 95 T ie rra fin a , 50 T ilo, 167 T ixo tro p ía , 149, 301 T o p o s e c u e n c ia , 5 3 3 , 5 3 4 T o rtu o sid a d , 351 T oxicida d , 8 3 8 p o r a lu m in io , 2 5 2 , 2 5 7 por m anganeso, 252, 257 T ra n s fo rm a c io n e s en re g a d ío , 7 3 3 T ra n s fo rm a c io n e s en re g a d ío , im p a c to s , 7 3 3 T ra n s lo c a c ió n , 2 2 8 T ra n s m is ió n d e l calor, 4 1 8 m e c a n is m o s , 4 1 8 T ré b o l s u b te rrá n e o , 7 8 2 T rid im ita , 123 T ru o g , 2 5 5

T ú n e z , 101 T u rm a lin a , 7 4 1 , 7 4 3 Turnover, 2 0 3 , 2 0 5 T u rb e ra , 2 1 7

U U b ic u is ta s , 2 5 3 U ltiso le s, 54, 89, 136, 514, 52 8 , 54 7 , 5 7 4 U m b rico , 31 U m b riso l, 5 8 7 U n id a d e s tru c tu ra l, 130 d e fá b ric a , 2 7 6 de m a n e jo , 6 03 de su e lo s, 58 0 , 581 e le m e n to s fo rm a tiv o s , 586 re g la s g e n e ra le s , 5 85 c a rto g rá fic a s , 5 9 9 , 781 lím ite s, 606 im p u re za s, 6 0 0 in c lu sio n e s, 6 0 0 e s tru c tu ra le s , 271 m o rfo e d á fic a s , 2 2 , 6 0 9 a x o n ó m ic a s , 5 9 9 U n iq u e fa rm la n d , 6 4 9 U ru gu a y, 15 U SB R , 645 U S L E , 9, 7 0 3 , 7 0 4 U S LE , d is c u s ió n , 7 1 2

V V a lo r d e flo c u la c ió n , 7 6 8 V a lo r n, 561 V a lle d e l E b ro , 8 0 5 Van B e e rs, 8 V a ria b ilid a d e s p a c ia l, 521 V a ria ció n al aza r, 521 V a ria ció n s is te m á tic a , 521 V e lo cid a d d e in filtra ció n , 37 2 , 3 7 3 in te rp re ta c ió n , 3 8 9 , 3 9 0 m e d id a , 3 8 7 V e g e ta ció n e fe c to s , 5 42 in d ic a d o re s v e g e ta c ió n p a sa d a , 5 4 2 V e rm ic u lita , 140, 2 3 0 V e rtid o , 8 4 5 V e rtie n te s, 531

V e rtiso le s, 29, 89, 140, 509, 547, 573, 587, 782, 871 V e sícu la s, 72 V id a en el suelo, 271 V id a m ed ia , 865

W Way, 2 34 W hltney, 4 W R B , 89, 579 W R B , e n d o p e d io n e s , 582 W R B , e p ip e dion e s, 582 W R B , p rin cip io s, 581

X X e n o b ió tic o , 1 7 0 ,1 8 3 , 8 27

Y Y, 26 Yerm o, 86 Yeso, 27, 112, 1 5 2 ,1 5 4 , 729, 742 a u tig én ico , 155 fib ro so , 156 lenticular, 7 3 ,1 5 5 pétreo, 156 ve rm ifo rm e , 155

árida s, distribución, 801, 804 árida s, suelos, 807 árida s, usos del suelo, 811 de e n ra iza m ie n to, 750 d e sé rtica s, 168 hú m e d a s, 237, 263 se m iárid a s, 168, 237, 804 vo lcá n ica s, 741 Z o n a lid a d , 528

Z Z eo lita s, 149 Zn, 836 Z on a a g ro e co ló g ica s, 663 á rida s 168, 237, 797, 803

929

La p u b lic a c ió n d e la te rc e ra e d ic ió n d e E d a fo lo g ía p a ra la a g r ic u lt u r a y e l m e d io a m b ie n t e , v ie n e a d a r re s p u e s ta a l in te r é s d e m o s tr a d o e n e l m u n d o d e h a b la

e s p a ñ o la p o r la o b ra . L o s p r o fe s o r e s Dr. J a im e P o rta , Dr. C a rlo s R o q u e ro y la p r o ­ fe s o ra D ra. M a rta L ó p e z -A c e v e d o , h a n te n id o e n c u e n ta lo s a v a n c e s re c ie n te s e n e l e s tu d io d e lo s s u e lo s y p r o fu n d iz a n e n e l e n fo q u e m e d io a m b ie n ta l. P o r e llo , la o b ra m a n tie n e u n e n fo q u e d e g r a n a c tu a lid a d y n iv e l, s i b ie n p e r m it e u n a le c tu ra s in n e c e s id a d d e c o n o c im ie n to s p r e v io s s o b r e s u e lo s . Se c o m p o n e d e c u a tro b lo ­ q u e s te m á tic o s : M o r fo lo g ía y d e s c r ip c ió n d e s u e lo s ; C o m p o n e n te s y p r o p ie d a d e s de lo s s u e lo s , G é n e s is , c la s ific a c ió n (W R B y S o il T a x o n o m y ), c a rto g r a fía y u s o d e in fo r m a c ió n d e s u e lo s ; y D e g r a d a c ió n y r e h a b ilita c ió n d e s u e lo s , to d o s e llo s c o n n u e v a in fo rm a c ió n . En ca d a te m a se p a r te d e u n n iv e l in tr o d u c to r io y se lle g a a u n t r a ta m ie n to a v a n ­ zad o. C ada vez q u e u n c a p ítu lo h a s id o o b je to d e u n a r e e s tr u c tu r a c ió n a fo n d o , se ha c o n ta d o c o n la r e v is ió n d e u n e s p e c ia lis ta , p a r a t o m a r e n c o n s id e r a c ió n s u s p u n to s d e v is ta a v a n z a d o s . La o b ra , d e le c tu r a a g ra d a b le , in c lu y e e n to d o s lo s c a p ítu lo s E s t u d io s d e c a s o s , a u m e n ta d o s e n la p r e s e n te e d ic ió n , p o r lo g e n e r a l re s u e lto s o p la n te a n d o la s b a s e s p a ra s u d is c u s ió n . E s te e n fo q u e a y u d a a a d q u i­ r ir u n a s ó lid a c o m p r e s ió n y c o n e llo fo m e n ta e l g u s to p o r e l e s tu d io d e lo s s u e lo s y e l s a b e r ha ce r. S a b e r y s a b e r h a ce r. E ste es u n m a n u a l d e E d a fo lo g ía p e n s a d o p a ra s e rv ir. La b ib lio g r a fía q u e s e in c lu y e a l f in a l d e c a d a c a p ítu lo s e e s tru c tu ra e n e s ta e d i­ c ió n en B ib lio g r a fía b á s ic a y B ib lio g r a fía d e re fe re n c ia y se in c lu y e n re c u rs o s p a ra a c c e d e r a la in fo r m a c ió n a tra v é s d e in te rn e t. E s to , ju n t o c o n u n e x te n s o ín d ic e a lfa b é tic o , h a c e n d e l lib r o u n a o b ra d e fá c il c o n s u lta , t a n to p a ra jó v e n e s e s tu ­ d ia n te s d e E d a fo lo g ía , c o m o p a ra p r o fe s io n a le s e n e je rc ic io , in te r e s a d o s ú n ic a ­ m e n te e n a s p e c to s c o n c re to s . E d a fo lo g ía p a ra la a g r ic u lt u r a y e l m e d io a m b ie n t e tie n e in te r é s ta n to p a ra e s tu ­

d ia n te s d e a g r ic u ltu r a , m o n te s , g e o g ra fía , b io lo g ía , g e o lo g ía y m e d io a m b ie n te , c o m o p a ra to d o s a q u e llo s in te re s a d o s e n la m e jo r a d e la c a lid a d a m b ie n ta l y e l lo g r o d e u n d e s a r r o llo s o s te n ib le /s u s te n ta b le . Lo s a u to re s s o n tre s p r o fe s o r e s u n iv e r s ita r io s q u e tr a n s fie r e n e n e l lib r o s u a m p lia e x p e rie n c ia d o c e n te , in v e s tig a d o r a y p r o fe s io n a l e n e l á m b it o d e la E d a fo lo g ía e n d is tin ta s p a r te s d e l m u n d o . D e l Dr. J a u m e P o rta , q u e d ir ig e la o b ra , ca b e d e s ta c a r, e n tre o tr o s a s p e c to s , q u e h a s id o p r o fe s o r in v it a d o d e l In s t it u í N a tio n a l A g r o n o m iq u e d e P a ris -G r ig n o n (F ra n c ia ), d e la F a c u lta d d e G e o lo g ía de G a n te (B é lg ic a ) y q u e v ie n e p a r tic ip a n d o a n u a lm e n te e n e l C u rs o In te r n a c io n a l de E d a fo lo g ía N ic o lá s A g u ile r a d e la U n iv e r s id a d A u t ó n o m a d e M é x ic o (U N A M ).