INTRODUCCIÓN A LA EDAFOLOGÍA
Universidad de Granada
(Carlos Dorronsoro) 


Edafología: Concepto y fines. Formación del suelo. Procesos y factores formadores. El perfil del suelo.

Constituyentes del suelo. Fase sólida. Minerales del suelo. Estabilidad y alteración de los minerales del suelo. Mecanismos de procedencia. Especies mineralógicas. Materia orgánica. Constituyentes. Humificación. Sustancias húmicas. Complejos organominerales. Propiedades de la materia orgánica. Cantidad y distribución de la materia orgánica en el suelo.

Fase líquida. Clases de agua. Constituyentes, origen y localización. Estado energético. Métodos de medida de humedades y potenciales. Fase gaseosa. Localización. Composición. Dinámica.

Propiedades del suelo. Propiedades físicas. Textura: determinación e importancia. Estructura: morfología y estabilidad. Porosidad. Dinámica del agua. Permeabilidad. Perfil hídrico. Balance hídrico. Otras propiedades físicas: densidad aparente, color y calor.

Propiedades fisicoquímicas. Intercambio iónico. Conceptos y teorías. Capacidad de cambio de cationes. Acidez del suelo. Origen y factores. Importancia. Potencial de oxidación - reducción.

 

 

EL SUELO: CONCEPTO Y FORMACIÓN

1. Introducción

2. Formación

3. Factores formadores
3.1 La roca como factor formador
3.2 El clima como factor formador
3.2.1 Acción del clima sobre los constituyentes
3.2.2 Influencia del clima en las propiedades del suelo
3.2.3 Climosecuencias
3.3 El relieve como factor formador
3.3.1 Acciones del relieve
Transporte
Características hídricas
Microclima
Relaciones entre el relieve y las propiedades y constituyentes del suelo
El relieve y la evolución del suelo: catenas o toposecuencias
3.4 Los organismos como factor formador
3.4.1 Acciones de los organismos
3.4.2 Efectos sobre los constituyentes y propiedades
3.5 El tiempo como factor formador
3.5.1 Velocidad de formación del suelo
3.5.2 Cronosecuencias de suelos
3.5.3 Suelo clímax o estado estacionario

4. Procesos de formación
4.1. Esquema general
4.2. Procesos Básicos
4.2.1. Fragmentación
4.2.2. Alteración química
4.2.3. Translocación de sustancias
4.3. Procesos Específicos
4.3.1. De Alteración
Melanización
Empardecimiento
Rubefacción
Fersialitización
Ferralitización
Gleyzación y pseudogleyzación
4.3.2. De translocación
Salinización
Gypsificación
Carbonatación
Iluviación de arcilla
Podzolización
Arcilloturbación
Cementación
4.4. Carácter dinámico

5. El perfil del suelo y sus horizontes
5.1 Nomenclatura "A B C"
5.1.1 Horizontes principales
5.1.2  Horizontes de transición
5.1.3  Horizontes mezcla
5.1.4  Letras sufijo más usuales
5.2  Descripción de horizontes

6. Test

 

CONSTITUYENTES DEL SUELO. FASE SÓLIDA


 1 Los minerales del suelo

1.1 La fase sólida

1.2 Composición y constitución de los minerales del suelo

1.3 Estabilidad de los minerales del suelo

1.3.1 Factores que afectan a la estabilidad mineral

1.3.2 Evaluación de la estabilidad mineral

1.4 Mecanismos de procedencia

1.4.1 Herencia

1.4.2 Alteración

1.4.3 Neoformación

1.5 Especies mineralógicas

2 Materia orgánica

2.1 Constituyentes orgánicos

2.1.1 Grupo de materiales vivientes

2.1.2 Materiales no vivientes

2.2 Evolución de los constituyentes orgánicos

2.3 Sustancias húmicas

2.3.1 Ácidos fúlvicos

2.3.2 Ácidos húmicos

2.3.3 Huminas

2.3.4 Tipos de humus

2.4 Complejos organominerales

2.5 Propiedades de la materia orgánica

2.5.1 Propiedades físicas

2.5.2. Propiedades químicas y fisicoquímicas

2.5.3. Propiedades biológicas

2.6. Cantidad y distribución de la materia orgánica en el suelo

3. Test

 

CONSTITUYENTES. FASES LIQUIDA Y GASEOSA

1. Fase líquida

1.1 Constituyentes, origen y localización

1.2 Estado energético del agua del suelo

1.3 Métodos de medida de humedades y potenciales

1.4 Tipos de agua en el suelo

1.4.1 Desde el punto de vista físico

1.4.2 Desde el punto de vista agronómico

2. Fase gaseosa

2.1 Localización

2.2 Composición

2.3 Dinámica

2.3.1 Movimiento en masa

2.3.2 Difusión

3 Test

 

 1 Fase líquida

1.1 Constituyentes, origen y localización

La fase líquida del suelo está constituida por el agua y las soluciones del suelo.

El agua procede de la atmósfera (lluvia, nieve, granizo, humedad atmosférica). Otras fuentes son infiltraciones laterales, capas freáticas etc...

Las soluciones del suelo proceden de la alteración de los minerales y de la materia orgánica.

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

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

1.2 Estado energético

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

El agua en el suelo tiene varias energías y su medida se expresa en unidades de potencial (energía por unidad de masa). Los tipos de energía más importantes son: energía potencial (es la que tiene un cuerpo por su posición en un campo de fuerza), energía gravitacional (es la que tiene un cuerpo en función de su posición en el campo gravitacional), energía cinética (debida al movimiento), energía calorífica, energía química, energía atómica, energía eléctrica... La energía libre será la suma de todas estas energías.

E. libre = Ep + Eg + Ec + Ecal + Eq + Ea + Ee +..

Como resultado de esa energía un cuerpo se puede desplazar o queda en reposo. El grado de energía de una sustancia representa una medida de la tendencia al cambio de ese cuerpo. Las sustancias sufren cambios para liberar y disminuir su energía.

Al conjunto de fuerzas que retienen el agua del suelo se llama potencial de succión. Tiene un sentido negativo y es el responsable de las fuerzas de retención del agua dentro del suelo, es igual al potencial matricial más el osmótico. Frente a él está el potencial gravitacional que tiene un signo positivo y tiende a desplazar el agua a capas cada vez más profundas.

Cuando el potencial de succión es mayor que el potencial gravitacional, el agua queda retenida en los poros, y cuando el potencial de succión es menor que el gravitacional, el agua se desplaza hacia abajo.

Potencial matricial es debido a dos fuerzas, adsorción y capilaridad. La atracción por adsorción se origina como consecuencia de superficie de sólidos descompensados eléctricamente. Las moléculas del agua actúan como dipolos y son atraídas, por fuerzas electrostáticas, sobre la superficie de las partículas de los constituyentes del suelo.

Por otra parte en los microporos del suelo queda retenida el agua por fuerzas capilares.

Potencial osmótico es debido a las sales. Cuando se ponen en contacto dos líquidos de diferente concentración la disolución más concentrada atrae al agua para diluirse. Sólo es importante en el caso de suelos salinos.

 1.3 Métodos de medida de humedades y potenciales

Para medir la humedad del suelo se efectúa por el método de la perdida de peso de una muestra húmeda tras eliminar el agua en estufa a 105ºC. Se van efectuando sucesivas pesadas hasta obtener valores constantes.

H= (Ph-Ps)/Ps x 100

donde, Ph= peso del suelo húmedo; Ps= peso del suelo seco.

Esa cantidad de agua que tiene el suelo, debe expresarse en función de la fuerza a que es retenida, ya que su comportamiento va a ser muy distinto dependiendo de las fuerzas de retención a que se encuentre sometida. Efectivamente si la mayor parte del agua está débilmente retenida esta se podrá mover y será asimilable para las plantas, mientras que si toda el agua está fuertemente retenida, carecerá de movilidad y será un agua inútil para las plantas.

Para medir el potencial de succión existen varios métodos para utilizar en el campo o en el laboratorio.

a) Métodos de campo. El más sencillo es el método del tensiómetro. Consiste en introducir en el suelo una bujía (porosa en su parte inferior, generalmente cerámica) llena de agua. La bujía está cerrada herméticamente y lleva acoplada un manómetro. Al succionar el suelo parte del agua de la bujía se produce en ella un vacío que se mide en el manómetro. Más que medir potenciales de succión refleja variaciones de este y sirve para controlar in situ la cantidad de agua retenida por el suelo y por tanto para el control de riego.

a) Métodos de laboratorio. El más universal es el método la placa de presión (o membrana de Richards).

Se somete a una muestra de suelo a una serie de presiones en una olla metálica conectada a un compresor. Cuando se iguala la presión que suministramos a la fuerza de succión, el agua sale del suelo.

Las medidas de fuerzas de retención del agua del suelo llegan hasta 16.000 gr/cm2. Para simplificar los datos se utilizan unidades de pF que representan los valores de los logaritmos decimales de las fuerzas de succión medidas en gr/cm2 (una fuerza de 1000gr/cm2 equivale a un pF de 3). También son frecuentes las medidas expresadas en atmósferas.

Así, las medidas de humedad del suelo se acompañan de las fuerzas de retención correspondientes, por ejemplo, 35% de humedad a un pF de 2,5 y un 20% a un pF de 4,2. El estudio de la humedad de un suelo es mucho más completo si calculamos la curva característica que relaciona gráficamente los valores de humedades y las fuerzas de retención correspondientes. Pero esta curva no es unívoca. Para una misma muestra de suelo la curva obtenida no es la misma en una muestra húmeda que se va desecando (desorción) con respecto a la que se obtiene si se parte de la muestra seca y la vamos humedeciendo (sorción). Este distinto comportamiento del suelo según se encuentre en un periodo de desecación o de humectación en relación con la fuerza con la que el agua está retenida, es el fenómeno de histéresis. Para un determinado contenido de humedad, cuando vamos desecando un suelo se necesita aplicar un pF mayor que cuando este se va humedeciendo. Por norma internacional las medidas de humedad y retenciones se calculan siempre desecando las muestras de suelo, previamente humedecidas.

1.4 Tipos de agua en el suelo

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

1.4.1 Desde el punto de vista físico

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

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

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

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

Agua gravitacional. No está retenida en el suelo (figura).

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

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

De flujo rápido. La que circula por poros mayores de 30 micras. Es un agua que no queda retenida en el suelo y es eliminada al subsuelo, pudiendo alcanzar el nivel freático. Es un agua inútil, ya que cuando está presente en el suelo los poros se encuentran totalmente saturados de agua, el medio es asfixiante y las raíces de las plantas no la pueden tomar.

 1.4.2 Desde el punto de vista agronómico

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

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

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

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

En esta figura mostramos las relaciones entre el espacio poroso ocupado por el agua y el correspondiente al aire en cada uno de estos estados. En esta otra figura se reproducen los tipos de aguas presentes en un suelo al irse humedeciendo progresivamente.

Agua útil. Es el agua de flujo lento más la absorbible menos la no absorbible e higroscópica. Representa el agua en capacidad de campo menos la que hay en el punto de marchitamiento.

En esta figura mostramos los valores típicos para suelos con distintas granulometrías. En ella destacan hechos muy interesantes.

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

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

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

 2 Fase gaseosa

Es la menos estudiada, debido a que cambia fácilmente y es muy difícil de muestrear y estudiar. Sin embargo es una fase muy importante para la respiración de los organismos y responsable de las reacciones de oxidación.

 2.1 Localización

Se sitúa en los poros del suelo, en ellos las fases líquida y gaseosa están en mutua competencia, variando sus contenidos a lo largo del año. Un suelo en capacidad máxima no contendrá fase gaseosa mientras que otro en punto de marchitamiento presentará valores muy altos. En condiciones ideales la fase atmosférica representa un 25%, otro 25% para el agua y un 50% para la fase sólida. Se admite que un porcentaje de aire del 10% es insuficiente.

 2.2 Composición

Se supone que tiene una composición parecida a la del aire atmosférico, pero mucho menos constante.

 
   Aire atmosférico %  Aire suelo 
%
 Oxígeno  21  10-20
 Nitrógeno  78  78,5-80
 CO2  0,03  0,2-3
 Vapor de agua  variable  en saturación

Esta composición media del aire del suelo varía no solo con la profundidad del aire sino con los cambios estacionales. En los períodos de mayor actividad biológica (primavera y otoño), hay menos O2 y más CO2 (figura).

El aire del suelo muestra variaciones locales principalmente en los contenidos de O2 y CO2. En el suelo hay menos O2 que en el aire y más CO2. Esto se explica por todos los procesos que tienen lugar en el suelo y que implican el consumo de O2 y el desprendimiento de CO2, es decir aquellas reacciones en las que estén implicados todos los organismos del suelo: respiración de las plantas, actividad de microorganismos, procesos de mineralización y procesos de oxidación.

 2.3 Dinámica

El aire del suelo está en continuo intercambio con el aire atmosférico y gracias a esta constante renovación la atmósfera del suelo no se vuelve irrespirable. Este movimiento puede realizarse por movimiento en masa o por difusión.

2.3.1 Movimiento en masa.

Se produce debido a variaciones de temperatura y de presión entre las distintas capas del suelo y entre este y la atmósfera. Estos gradientes hacen que entre y salga aire del suelo. El viento impulsa el aire dentro del suelo y succiona aire de la atmósfera. También la lluvia al penetrar dentro de los poros expulsa al aire del suelo.

2.3.2 Difusión

La superficie del suelo actúa como una membrana permeable que permite el paso de los gases. Se intercambian selectivamente los gases del suelo con los de la atmósfera para tratar de equilibrar su composición. Así, cuando en el suelo aumenta el CO2, se produce una difusión del CO2 a la atmósfera y si en el suelo disminuye el O2 se produce una difusión del O2 de la atmósfera al suelo. Es el factor principal en los intercambios de gases entre el suelo y el aire exterior y, por tanto, el causante principal de la renovación de la atmósfera del suelo.

La difusión depende de cada tipo de gas y de la porosidad del suelo.

La cantidad de gas transferido de un medio a otro se puede expresar como:

Q = -DA c/x

D= Coeficiente de difusión

A= superficie a través de la cual se produce la difusión

c= Incremento de concentración

x= Distancia entre la cual se produce la difusión.

El signo negativo de la difusión se debe a que en realidad representa una pérdida de un medio concentrado a otro menos concentrado.

3. Test

 

PROPIEDADES FÍSICAS

1 Textura

1.1 Determinación de la textura.

1.2 Importancia de la granulometría.

2 Estructura

2.1 Morfología.

2.2. Micromorfología.

2.3 Estabilidad de la estructura.

3 Porosidad

4 Dinámica del agua

4.1 Movimientos del agua en el suelo.

4.2 Permeabilidad.

4.3 Perfil hídrico.

4.4 Balance hídrico.

5 Densidad aparente

6 Color

7 Calor

8 Test

 

1 Textura

El suelo está constituido por partículas de muy diferente tamaño.

Conocer esta granulometría es esencial para cualquier estudio del suelo (ya sea desde un punto de vista genético como aplicado). Para clasificar a los constituyentes del suelo según su tamaño de partícula se han establecido muchas clasificaciones granulométricas. Básicamente todas aceptan los términos de grava, arena, limo y arcilla, pero difieren en los valores de los límites establecidos para definir cada clase. De todas estas escalas granulométricas, son la de Atterberg o Internacional (llamada así por haber sido aceptada por la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo) y la americana del USDA (Departamento de Agricultura de los Estados Unidos) las más ampliamente utilizadas. Ambas clasificaciones se reproducen en la siguiente figura.

El término textura se usa para representar la composición granulométrica del suelo. Cada termino textural corresponde con una determinada composición cuantitativa de arena, limo y arcilla. En los términos de textura se prescinde de los contenidos en gravas; se refieren a la fracción del suelo que se estudia en el laboratorio de análisis de suelos y que se conoce como tierra fina. Por ejemplo, un suelo que contiene un 25% de arena, 25% de limo y 50% de arcilla se dice que tiene una textura arcillosa. Los términos texturales se definen de una manera gráfica en un diagrama triangular que representa los valores de las tres fracciones.

 

1.1 Determinación de la textura

Las partículas no están sueltas sino que forman agregados y hemos de destruir la agregación para separar las partículas individuales. Por ello antes de proceder a la extracción de las diferentes fracciones hay una fase previa de preparación de la muestra.

En esta fase previa existen diversos métodos para separar a las partículas del suelo, unos son métodos físicos (trituración suave, agitación lenta, agitación rápida, ultrasonidos, lavado y cocción) y otros son técnicas químicas (oxidación de la materia orgánica con agua oxigenada, ataque ácido de los carbonatos y compuestos de Fe con ClH, dispersión de las arcillas con hexametafosfato sódico o amoníaco). Como los agentes agregantes pueden ser muy distintos, normalmente no sirve uno sólo de estos métodos sino que se monta una cadena de tratamientos.

La extracción final de las fracciones se realiza por tamizado para las arenas, mientras que la sedimentación en fase acuosa es el método normal de separación de los limos y de las arcillas. Si se necesita subfraccionar a la fracción arcilla se ha de recurrir a la centrifugación.

Existe un método para calcular la textura de una manera aproximada en base a la plasticidad que presenta la fracción arcilla al añadirle agua. Se toma una pequeña cantidad de muestra en la palma de la mano, se le añade agua hasta saturación. Se frotan las manos para hacer un cilindrito y en función de la facilidad de formar un tubito delgado y según que se pueda o no doblar se establecen las texturas arcillosas, francoarcillosas y francas. En función de la aspereza (se frota la muestra junto al oído y se escucha el chirrido de los granos) se determina la importancia de los contenidos en arena. En esta figura se reproduce este diagrama textural simplificado.

1.2 Importancia de la granulometría

El análisis granulométrico representa el dato más valioso para interpretar la génesis y las propiedades de los suelos.

a) Génesis

a.1) Textura y factores formadores

La acción de los factores formadores queda reflejada en la textura del suelo.

Así, la roca tiende a dar una determinada clase textural, que quedara más patente cuanto más joven sea el suelo (en un principio el suelo hereda la textura del material original). El clima tiende a condicionar la textura en función de su agresividad (texturas groseras en climas áridos y texturas arcillosas en climas húmedos y templados). El relieve condiciona el transporte de las partículas. El tiempo tiende a dar una mayor alteración y favorece el aumento de la fracción arcilla.

a.2) Textura y procesos de formación

La actuación de determinados procesos queda reflejada en la textura: fersialitización (texturas arcillosas), ferralitización y podsolización (concentración de arenas), iluviación de arcilla (produce contrastes texturales entre los horizontes de un suelo).

a.3) Grado de evolución

La relación entre la cantidad de arcilla del material original y la de cada uno de los horizontes de un suelo es un buen índice del grado de evolución.

b) Clasificación de suelos

En todas las clasificaciones de suelos la textura es un carácter diferenciante ampliamente utilizado para definir las clases de suelos a todos los niveles.

c) Evaluación de suelos

De igual manera que en las clasificaciones de suelos, también a nivel de evaluación la textura del suelo es un parámetro evaluador de la calidad.

d) Propiedades del suelo

La gran mayoría de las propiedades físicas, químicas y fisicoquímicas están influenciadas por la granulometría : estructura, color consistencia, porosidad aireación, permeabilidad, hidromorfía, retención de agua, lavado, capacidad de cambio, reserva de nutrientes...

e) Propiedades agrológicas

Los suelos arenosos son inertes desde el punto de vista químico, carecen de propiedades coloidales y de reservas de nutrientes. En cuanto a las propiedades físicas presentan mala estructuración, buena aireación, muy alta permeabilidad y nula retención de agua.

Por el contrario los suelos arcillosos son muy activos desde el punto de vista químico, adsorben iones y moléculas, floculan (la fracción arcilla permanece inmóvil) y dispersan (migran), muy ricos en nutrientes, retienen mucha agua, bien estructurados, pero son impermeables y asfixiantes.

Los suelos limosos tienen nula estructuración, sin propiedades coloidales, son impermeables y con mala aireación.

Los suelos francos son los equilibrados con propiedades compensadas.

f) Erosión

Las partículas de arena son arrastradas por el viento y agua, las arenas finas son muy erosionables. Las arcillas se pegan y se protegen, los limos no se unen y se erosionan más fácilmente.

g) Contaminación

Las arenas son muy inertes mientras que las arcillas tienen un alto poder de amortiguación , pueden fijar y transformar a los contaminantes y presenta por tanto una alta capacidad de autodepuración.

 

 PROPIEDADES FÍSICAS

2 Estructura

Las partículas del suelo no se encuentran aisladas, forman unos agregados estructurales que se llaman peds, estos agregados (o terrones) por repetición dan el suelo. Es como un poco la celdilla unidad de los cristales que por repetición origina el mineral. Los agregados están formados por partículas individuales (minerales, materia orgánica y huecos) y le confieren al suelo una determinada estructura.

Se habla de estructura como una propiedad y es más bien un estado, ya que cuando el suelo está seco, se agrieta y se manifiesta la estructura, pero si está húmedo, el suelo se vuelve masivo, sin grietas y la estructura no se manifiesta.

En los peds hay un material inerte, arenas, que se unen por la materia orgánica y las arcillas y otros agentes cementantes. Si las arcillas están dispersas, el suelo carece de estructura, si están floculadas, forman estructura (figura 1).

2.1 Morfología

Desde el aspecto morfológico la estructura del suelo se define por una forma, un tamaño y un grado de manifestación de los agregados.

a) Forma. Es la tendencia a manifestarse con un determinado hábito.

Se definen los siguientes tipos.

Migajosa. Agregados porosos de forma redondeada (no se ajustan a los agregados vecinos). Típica de los horizontes A.

Granular. Agregados sin apenas poros en su interior, de forma redondeada (no se ajustan a los agregados vecinos). Es similar a la migajosa pero con los agregados compactos. Típica de los horizontes A.

 

Angular (o en bloques angulares). Agregados de forma poliédrica, con superficies planas, de aristas vivas y con vértices. Las caras del agregado se ajustan muy bien a las de los agregados vecinos. Típicamente en los horizontes arcillosos, como son los hor. B.

 

Subangular (o en bloques subangulares). Agregados de forma poliédrica, con superficies no muy planas, de aristas romas y sin formación de vértices. Las caras del agregado se ajustan moderadamente a las de los agregados vecinos. Típicamente en los horizontes arcillosos, como son los hor. B.

Prismática. Cuando los bloques se desarrollan en una dirección (vertical) más que en las dos horizontales. Presente en los horizontes más arcillosos, a veces hor. B y en ocasiones hor. C.

Columnar. Prismas con su cara superior redondeada. Estructura muy rara.

Laminar. Cuando los agregados se desarrollan en dos direcciones (horizontales) más que en la tercera (vertical). Típica de los horizontes arenosos, como los hor. E.

Sin estructura. Cuando no hay desarrollo de agregados. Horizontes de partículas sueltas (pulverulentos) o masivos (endurecidos).

Un esquema de todos estos tipos estructurales se muestran en la figura.

b) Tamaño

Por el tamaño de los agregados las estructuras se clasifican en: gruesa, media, fina y muy fina.

c) Grado de desarrollo

Según la intensidad con que se manifieste el desarrollo de la estructura: fuerte, media, débil, nula.

Los agentes responsables de la estructura son las características hídricas junto a la textura y materia orgánica. También influyen: pH, CO3 2-, óxidos e hidróxidos de Fe, actividad biológica...

2.2. Micromorfología

La estructura se presenta en el campo, en el perfil del suelo, pero su estudio se completa con el microscopio petrográfico. Se analiza no sólo la forma de los agregados sino que además se estudia la composición (fragmentos gruesos, minerales y orgánicos, material fino y poros) y organización (distribuciones, orientaciones y organizaciones de los elementos que componen la estructura; figura). A partir de la observación micromorfológica se pueden deducir los procesos que han tenido lugar durante la formación del suelo (figura).

La micromorfología estudia los constituyentes del suelo y su organización (distribuciones, orientaciones y organizaciones)

2.3 Estabilidad de la estructura

Representa la resistencia a toda modificación de los agregados.

El agente destructor de la estructura es el agua. Hincha los materiales y dispersa los agregados.

Los agregados que están en la superficie del suelo, son dispersados por el impacto de las gotas de lluvia.

Por otra parte, al mojarse los peds el agua va entrando hacia el interior de los agregados, va comprimiendo el aire que había y llega un momento en el que el aire tiene que salir y resquebraja o rompe el agregado.

3 Porosidad

Representa el porcentaje total de huecos que hay entre el material sólido de un suelo.

Es un parámetro importante porque de él depende el comportamiento del suelo frente a las fases líquida y gaseosa, y por tanto vital para la actividad biológica que pueda soportar.

Se estudia con la técnica micromorfológica y se cuantifica de una manera indirecta en las medidas de pF y de densidad aparente.

4 Dinámica del agua

4.1 Movimientos del agua en el suelo

Como hemos visto el tema anterior (lección 3) el agua del suelo está sometida a dos tipos de fuerzas de acciones opuesta. Por un lado las fuerzas de succión tienden a retener el agua en los poros mientras que la fuerza de la gravedad tiende a desplazarla a capas cada vez más profundas. De esta manera si predominan las fuerzas de succión el agua queda retenida mientras que si la fuerza de la gravedad es más intensa el agua se mueve hacia abajo.

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

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

Formación de la costra seca superficial o efecto self mulching. Es una capa de extrema aridez que se produce en los horizontes superiores del suelo y protege de la evaporación al agua contenida en los horizontes profundos. Se debe al distinto grado de humedecimiento que presenta el suelo en función de la profundidad. Al haber un gradiente de humedad con la profundidad del perfil también habrá diferentes potenciales de succión para las distintas capas del suelo. En los horizontes superiores las fuerzas de succión de agua son más intensas que las de los horizontes inferiores. Como resultado el agua asciende desde los niveles más húmedos hacia la superficie. Pero en el suelo no llega a igualarse los contenidos en humedad de las distintas capas debido a la histéresis que muestran las curvas de desorción y sorción de agua que describimos en el punto 1.3 del tema anterior. A igualdad de fuerza de retención el suelo que se está desecando (horizontes inferiores) contiene siempre más agua que el suelo que se está humedeciendo (horizontes superiores). A igualdad de pF un determinado nivel del suelo está recibiendo de su capa inferior menos agua de la que allí queda y a su vez él cede a una capa superior menos agua de la que se queda. Como consecuencia cada vez asciende menos agua y llega un momento que se interrumpe el movimiento ascensional, cuando ocurre se produce la ruptura del lazo capilar que rodea a todas las partículas del suelo. Esto evita que se pierda gran cantidad de agua, es decir, el suelo se protege de la pérdida de agua.

4.2 Permeabilidad

Representa la facilidad de circulación del agua en el suelo. Es un parámetro muy importante que influirá en la velocidad de edafización y en la actividad biológica que puede soportar un suelo.

Está condicionada fundamentalmente por la textura y la estructura.

Se evalúa por la velocidad de infiltración que representa el caudal de agua que puede pasar por unidad de tiempo. Valores de dm/hora corresponden a suelos muy permeables, cm/hora dan suelos permeables y mm/hora para suelos poco permeables.

La velocidad de infiltración no es siempre la misma para un mismo suelo, pues depende de las condiciones de humedad que presente. Cuando el suelo se encuentra seco la infiltración tiene sus máximos valores y luego conforme cada vez esta más húmedo su capacidad de admitir más agua es cada vez menor hasta que en condiciones de saturación total alcanza un valor constante.

4.3 Perfil hídrico

Normalmente en el suelo existe un gradiente de humedad, de forma que no todos los horizontes del suelo se presentan con el mismo grado de humedad en un momento determinado. A la curva que representa el estado de humedad del suelo con la profundidad se le llama perfil hídrico. Como es lógico el perfil hídrico de un suelo varia a lo largo del año. En esta figura mostramos como varía el perfil hídrico en un suelo de textura franca que soporta vegetación arbustiva, en tres períodos representativos, durante el período seco, al producirse la lluvia y después de terminar las precipitaciones.

4.4 Balance hídrico

Representa la valoración del agua en el suelo a través del año. Se valora, como en cualquier balance, por los aportes, pérdidas y retenciones.

AGUA RETENIDA = RECIBIDA- PERDIDA

Agua recibida: Precipitaciones atmosféricas y condensaciones.

Agua perdida: Evaporación, transpiración (o sea evapotranspiración) y escorrentía (superficial, hipodérmica y profunda).

De los aportes de agua que llegan al suelo procedente de las precipitaciones atmosféricas una parte penetra y otra parte no lo hace.

El agua que penetra en el suelo, parte se evapora, otra escurre, otra pasa a la capa freática, otra es consumida por las plantas y finalmente otra parte es retenida.

Se hace un balance anual (en una ficha o en una gráfica) partiendo de los datos climáticos mensuales de precipitación y temperatura (figura). A partir de las temperaturas se calculan las evapotranspiraciones potenciales (cantidad de agua que se podría perder considerando las características climáticas) y reales (cantidad de agua que realmente se pierde teniendo en cuenta la que hay en el suelo en cada momento). Se calcula la reserva de agua en el suelo (agua útil por profundidad de enraizamiento en dm por la densidad aparente) para saber la cantidad de agua que puede almacenar el suelo (reserva de agua para los meses secos) y se mide como varía la reserva a lo largo del año (figura).

La capacidad de reserva de agua de un suelo es fundamental para los suelos sometidos a pocas o medias precipitaciones

5 Densidad aparente

El suelo como todo cuerpo poroso tiene dos densidades. La densidad real (densidad media de sus partículas sólidas) y la densidad aparente (teniendo en cuenta el volumen de poros).

La densidad aparente refleja el contenido total de porosidad en un suelo y es importante para el manejo de los suelos (refleja la compactación y facilidad de circulación de agua y aire). También es un dato necesario para transformar muchos de los resultados de los análisis de los suelos en el laboratorio (expresados en % en peso) a valores de % en volumen en el campo.

6 Color

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

Se mide por comparación a unos colores estándar recogidos en las tablas Munsell.

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

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

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

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

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

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

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

7 Calor

El suelo recibe las radiaciones procedentes del Sol y se calienta. Su temperatura depende de como lleguen las radiaciones a la superficie (humedad atmosférica, transparencia, nubosidad, precipitaciones, vientos, topografía, cobertera vegetal, etc) y de como el suelo las asimile (humedad, color, calor específico, conductividad, etc) (figura).

La temperatura del suelo está directamente relacionada con la temperatura del aire atmosférico de las capas próximas al suelo. La temperatura del suelo, como la del aire, está sometido a cambios estacionales y diurnos. Estas oscilaciones se van amortiguando hacia los horizontes profundos. La distribución de la temperatura con la profundidad constituye el perfil térmico.

La temperatura del suelo es un medida de la que se dispone de muy pocos datos. Se acepta que la temperatura del suelo a 50 centímetros de profundidad es equivalente a la del aire atmosférico mas 1 grado centigrado.

8.  Test

 

PROPIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS

1 Cambio iónico

1.1 Teorías del intercambio iónico

1.2 Capacidad de cambio de cationes

1.3 Importancia de la capacidad de cambio iónico

2 Acidez del suelo

2.1 Importancia del pH

3 Potencial de oxidación - reducción

4 Test

 

1 Cambio iónico

Desde muy antiguo se sabía que al pasar un disolución a través de un material pulverulento se perdía parte de la concentración de la disolución. Por ejemplo era muy conocido el hecho de que los suelos pueden extraer sales y colorantes de una solución. Hoy día estas reacciones se justifican por un intercambio de iones entre la solución y el material sólido.

Se define el cambio iónico como los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas del suelo adsorben iones de la fase acuosa liberando al mismo tiempo otros iones en cantidades equivalentes, estableciéndose el equilibrio entre ambas fases.

Según el tipo de iones que se intercambien,

Cambio de cationes: Suelo-M   +   X+   ----->   Suelo-X   +   M+

Cambio de aniones: Suelo-N   +   Y-    ----->    Suelo-Y   +   N-

Es proceso dinámico que se desarrolla en la superficie de las partículas. Como los iones adsorbidos quedan en posición asimilable constituyen la reserva de nutrientes para las plantas.

Las causas que originan el intercambio iónico son los desequilibrios eléctricos de las partículas del suelo. Para neutralizar las cargas se adsorben iones, que se pegan a la superficie de las partículas. Quedan débilmente retenidos sobre las partículas del suelo y se pueden intercambiar con la solución del suelo.

Cuanto más superficie tenga el material y más desequilibrada se encuentre, más iones se fijaran.

 1.1 Teorías del intercambio iónico

Existen tres teorías que tratan de explicar el porqué de este proceso.

Red cristalina. Considera las partículas de los minerales como sólidos iónicos. Los iones de los bordes están débilmente retenidos por lo que pueden abandonar la estructura y pueden cambiarse con los de la solución del suelo.

Doble capa eléctrica. Considera el contacto entre el sólido y la fase líquida como un condensador plano. Entre el metal (el sólido) y el electrolito (la disolución) existe una diferencia de potencial que atrae a los iones de la solución del suelo. Se forma una doble capa eléctrica formada por los iones del sólido y los atraídos en la solución.

Membrana semipermeable. La interfase sólido-líquido actúa como una membrana semipermeable que deja pasar los iones de la solución y a los de la superficie de las partículas pero no a los del interior de los materiales.

Básicamente las tres teorías son compatibles y simplemente se trata de enfoques distintos:

Iónes débilmente retenidos para la teoría cristalina.

Desequilibrios eléctricos para la teoría de la doble capa eléctrica.

Diferentes concentraciones para la teoría de la membrana semipermeable.

1.2 Capacidad de cambio de cationes

Es el más importante, y mejor conocido.

En el suelo son varios los materiales que pueden cambiar cationes. Los principales cambiadores son las arcillas y la materia orgánica (los dos materiales presentan propiedades coloidales).

Las causas de la capacidad de cambio de cationes de las arcillas son:

Sustituciones atómicas dentro de la red.

Existencia de bordes (superficies descompensadas).

Disociación de los OH de las capas basales.

Enlaces de Van der Waals.

En las arcillas, además de en su superficie, los iones pueden entrar entre las láminas.

Las causas de la capacidad de cambio de materia orgánica son:

Disociación de los OH.

Disociación de los COOH.

En cuanto a los factores que hacen que un suelo tengan una determinada capacidad de cambio de cationes son varios.

Tamaño de las partículas. Cuanto más pequeña sea la partícula, mas grande será la capacidad de cambio.

Naturaleza de las partículas. La composición y estructura de las partículas influirá en las posibilidades de cambio de sus cationes. Así la capacidad de cambio catiónico (CCC) de algunos de los materiales más comunes en los suelos los representamos en la siguiente tabla.

 
 Naturaleza de la partícula  CCC, meq/100g
 cuarzo y feldespatos  1-2
 oxidos e hidróx. Fe y Al  4
 caolinita  3-15
 ilita y clorita  10-40
 montmorillonita  80-150
 vermiculita  100-160
 materia orgánica  300-500

Como vemos la naturaleza del cambiador confiere mayor a menor capacidad de cambio. Cada 1% de arcilla puede repercutir en medio miliequivalente en la capacidad de cambio de cationes del suelo. Si en vez de arcilla nos referimos a la materia orgánica, cada 1% puede repercutir en 2 miliequivalentes más (miliequivalente / 100gr = cmol(+)Kg-1).

Tipo de cationes cambiables. La capacidad de cambio de cationes representa el total de cargas negativas, o lo que es lo mismo el número de cargas positivas que incorporan los cationes que vienen a fijarse.

No obstante, la naturaleza de los cationes de cambio pueden modificar el valor de la capacidad de cambio, aumentándola o disminuyéndola, en función de su carga y de su tamaño. Los cationes divalentes, trivalentes... al adsorberse aumentan la capacidad de cationes de cambio mientras que los cationes de gran tamaño (radicales orgánicos) disminuyen la CCC al bloquear, por su tamaño, posiciones de cambio.

pH. Los suelos presentan distinta capacidad de cambio en función del pH. A pH bajos los hidrogeniones están fuertemente retenidos en las superficies de las partículas, pero a pH altos los H de los grupos carboxílicos primero y de los OH después, se disocian y los H+ pueden ser intercambiados por cationes.

Esto es la consecuencia de que la capacidad de cambio de cationes aumente con el pH.

Los cationes que frecuentemente ocupan las posiciones de cambio en los suelos son: Ca++, Mg++, K+, Na+, H+, Al+++, Fe+++, Fe++, NH4+, Mn++, Cu++ y Zn++.

En los suelo ácidos predominan H+ y Al+++, en los suelos alcalinos predominan las bases fundamentalmente el Na+ y en los neutros el Ca++.

La relación en el complejo de cambio entre los cationes y el H++ Al+++, expresado en %, representa el grado de saturación

grado de saturación : V=S/Tx100

siendo, T = capacidad de cambio. Mide la cantidad de bases de cambio (T = S + Al+++ + H+)

S = Ca++ + Mg++ + Na+ + K+.

Cuando V > 50% el suelo está saturado.

Si V < 50% el suelo se encuentra desaturado. Las posiciones de cambio están ocupadas principalmente por H+ y Al+++; se trata de un medio pobre en nutrientes.

 

1.3 Importancia de la capacidad de cambio

Controla la disponibilidad de nutrientes para las plantas: K+, Mg++, Ca++, entre otros.

Interviene en los procesos de floculación - dispersión de arcilla y por consiguiente en el desarrollo de la estructura y estabilidad de los agregados.

Determina el papel del suelo como depurador natural al permitir la retención de elementos contaminantes incorporados al suelo.

2 Acidez del suelo

La acidez del suelo mide la concentración en hidrogeniones.

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

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

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

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

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

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

2.1 Importancia del pH

Influye en las propiedades físicas y químicas.

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

Propiedades químicas y fertilidad. La asimilación de nutrientes del suelo está influenciadas por el pH, ya que determinados nutrientes se pueden bloquear en determinadas condiciones de pH y no son asimilable para las plantas (figura 1).

Alrededor de pH 6-7,5 son las mejores condiciones para el desarrollo de las plantas (figura 2, figura 3, figura 4 y figura 5).

3 Potencial de oxidación - reducción

Las condiciones de oxidación-reducción del suelo son de gran importancia para procesos de meteorización, formación de diversos suelos y procesos biológicos, también están relacionadas con la disponibilidad de ciertos elementos nutritivos.

La formulación química de las reacciones de oxidación-reducción es la siguiente:

ESTADO OXIDADO + ELECTRONES <=> ESTADO REDUCIDO

En el suelo existe un equilibrio entre los agentes oxidantes y reductores. La materia orgánica se encuentra reducida y tiende a oxidarse, es reductora, ya que al oxidarse tiene que reducir a otro de los materiales del suelo. Por el contrario el oxígeno es oxidante. Por otra parte hay muchos elementos químicos que funcionan con valencias variables, pudiendo oxidarse o reducirse según el ambiente que predomine.

Los procesos de oxidación reducción envuelven a elementos que pueden actuar con diferentes valencias y entre ellos tenemos: Fe, Mn, S, N. Algunos ejemplos de procesos de de oxidación en el suelo son:

Oxidación: del Fe+2 de minerales primarios en Fe+3 formando óxidos e hidróxidos; la transformación de Mn+2 en Mn+4; la oxidación de S=, por ejemplo de pirita, en sulfatos; la nitrificación o sea la transformación de NH4 en nitritos y nitratos.

Por el contrario muchos procesos suceden bajo condiciones reductoras como la desnitrificación, la desulfuricación, la formación de compuestos Fe+2 y Mn+2.

En los suelos normales el ambiente es aireado y por tanto la tendencia general es oxidante. En los suelos hidromorfos la saturación en agua tiende a provocar un ambiente reductor (figura 6).

Los valores de pH y potencial redox (medidas Eh) delimitan los campos de estabilidad de los materiales del suelo. Los compuestos de Fe y Mn son muy sensibles a cambios de pH y Eh.

4. Test


 
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