Formacion de los Suelos

6,215 views
6,036 views

Published on

Geologia

Published in: Education
0 Comments
1 Like
Statistics
Notes
  • Be the first to comment

No Downloads
Views
Total views
6,215
On SlideShare
0
From Embeds
0
Number of Embeds
7
Actions
Shares
0
Downloads
170
Comments
0
Likes
1
Embeds 0
No embeds

No notes for slide

Formacion de los Suelos

  1. 1. UNIVERSIDAD DE LA REPÚBLICA FACULTAD DE AGRONOMÍADEPARTAMENTO DE SUELOS Y AGUAS 2003 Ing. Agr. Artigas Durán Edafología Profesor Libre
  2. 2. FORMACION DEL SUELO FUNDAMENTOS TERMODINÁMICOS – MODELOS DEL SISTEMA SUELOLos suelos constituyen en la visión de los edafólogos un sistema dinámico, perturbadoconstantemente por fuerzas internas y externas, pero esta visión no coincide en generalcon la del hombre común para quien el suelo es una de los componentes más estables delmedio ambiente, sobre todo en comparación con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera.La compatibilización entre estas opiniones divergentes requiere considerar, o bien elmarco temporal en que se visualizan los suelos, o bien el nivel de detalle de laobservación de los mismos. Del punto de vista morfológico, la mayoría de los sueloscambian muy poco durante la vida del hombre, si éste no les introduce perturbaciones através del uso. Inversamente, la composición de la solución del suelo está sujeta acambios constantes en respuesta a la absorción de nutrientes por las plantas, lameteorización de los minerales, las reacciones de adsorción-desorción de iones, lalixiviación o los cambios en el contenido de agua del suelo. Como consecuencia, siendo elsuelo un sistema dinámico, es la dinámica y no la estática la forma correcta de encarar elestudio de la composición y el comportamiento de dicho sistema, puesto que ella implicaprocesos o fuerzas de cambio, lo que ayuda a separar causas de efectos en los suelos.Una comprensión de la importancia relativa de los diferentes procesos involucrados en ladinámica del suelo permite una predicción más precisa de la influencia del hombre sobreel suelo a través de las prácticas de manejo. La utilización de estas prácticas debe serconsistente con los resultados anticipados de las mismas aún si la evaluación pudieratener lugar solamente luego de largos períodos de tiempo (varias generaciones). Lacomprensión de los suelos es más clara y el impacto de la acción del hombre sobre elloses más predecible si en el proceso mental se incluye una apreciación de los flujos deenergía o procesos.Este enfoque se apoya en algunos principios básicos de la Termodinámica que seránmencionados solamente en forma muy breve ya que forman parte de otro curso másorientado a su estudio.La Primera Ley de la Termodinámica se refiere a la conservación de la energía y suplanteo general en forma resumida expresa que la energía no puede ser creada nitransformada. Su expresión matemática es la presentada en la ecuación 1. Ecuación 1: ∆E = ∆q + ∆wEsta ecuación establece que el cambio en energía interna (∆E) de un sistema cerrado esigual a la suma de los flujos de calor (∆q) y de trabajo (∆w). Los procesos irreversiblesresultan en la conversión espontánea de la energía interna en calor y trabajo de maneraque en el equilibrio se alcanzará un estado de mínima energía interna. En la mayoría delas reacciones químicas de ocurrencia natural, en las que el único trabajo es el de presión– temperatura (P∆V) se introduce otro término de importancia que es la entalpía (H),considerada como un indicador de los contenidos relativos de calor y definida por laecuación 2. 2
  3. 3. Ecuación 2: H = E + PVEl valor de entalpía cero se asigna, por convención, a los elementos en sus estadosestables bajo condiciones estándar (25ºC y 1 atm de presión). Las reacciones en lascuales hay emisión de calor (exotérmicas) tienen valores negativos de ∆H, en tanto queaquellas en las que se absorbe calor (endotérmicas) tienen valor positivo de ∆H.Un enunciado general de la Segunda Ley de la Termodinámica expresa que los sistemasaislados se aproximarán espontáneamente a un estado de equilibrio y, a su vez, laconsideración de la Primera Ley revela que los procesos ocurren espontáneamente sidurante el mismo se libera energía en forma de trabajo o de calor. Para cuantificar laSegunda Ley debe introducirse otro término, entropía (S). La entropía aumenta alincrementarse el grado de desorden de los sistemas y para un proceso reversible(equilibrio) en un sistema aislado, ∆S = 0, en tanto que para un proceso irreversible(espontáneo) en un sistema aislado, ∆S > 0. En efecto, la entropía (desorden) de unsistema aislado siempre aumenta durante un proceso irreversible y alcanza su valormáximo en el equilibrio. A su vez, el concepto de entropía implica que todo proceso queconduce a un incremento de la entropía estará sujeto a ocurrencia espontánea por lo cual,en un sistema aislado, la entropía no puede nunca disminuir e implica la irreversibilidad dela naturaleza y su marcha incesante hacia el equilibrio universal. Al tender la entropíahacia un máximo, todo el universo se encontrará últimamente al azar (máximo desorden),lo que en el caso de los suelos implica que todos los minerales habrán sido destruidos, losgradientes de concentración y de temperatura serán inexistentes y los paisajes habránsido totalmente nivelados (aplanados). En este estado, todos los procesos cesarán ya quetoda la energía habrá sido disipada hacia el espacio y se alcanzará el equilibrio universal.De este análisis resumido aparecen dos fuerzas como conductoras de todos los procesos.Los sistemas se aproximarán espontáneamente al estado de equilibrio por su tendenciahacia la mínima energía o máxima entropía. Sin embargo, debido a las limitacionesimpuestas por los límites de los sistemas cerrados, solamente en los casos en que laenergía es constante puede la entropía alcanzar el máximo y solamente cuando laentropía se mantiene constante puede la energía alcanzar su mínimo. Para definir elequilibrio en tales situaciones es necesario introducir otro término, que es el de energíalibre (G), A temperatura constante (T), la energía libre se define como lo expresa laecuación 3. Ecuación 3: ∆G = ∆H − T∆SDe la ecuación precedente resulta claro que los aumentos de la entropía y lasdisminuciones de la entalpía resultarán en un cambio negativo (reducción) de la energíalibre. Las reacciones ocurren espontáneamente hasta que la energía libre alcanza elmínimo: en el equilibrio ∆G = 0. Por lo tanto, una reacción con un ∆G negativo ocurriráespontáneamente moviendo el sistema hacia el equilibrio y hacia un estado de mínimaenergía libre. 3
  4. 4. La termodinámica clásica, sucintamente reseñada arriba, se aplica solamente a sistemascerrados y a condiciones de equilibrio generalmente obtenibles sólo en laboratorio, peroocurre que la mayoría de los sistemas naturales, incluyendo los suelos, son de hechosistemas abiertos. Los conceptos reseñados requieren pues adaptaciones para aplicarlosa tales sistemas.De un punto de vista estadístico, el concepto de entropía representa una medida del gradode desorden de un sistema y cuando la entropía aumenta, el desorden del sistematambién aumenta. En consecuencia, el camino hacia la máxima entropía implica unatendencia hacia el desorden del sistema. Sin embargo, es bien reconocido que lossistemas vivos representan lo que puede denominarse una “improbabilidad energética yconfigurativa” puesto que tales sistemas poseen un orden elevado y altos niveles deenergía. Tal situación es solamente posible mediante la importación (ingreso) de energía yde materia hacia el sistema, y el mismo razonamiento es válido para los suelos. Elordenamiento implícito en la transformación de un material parental homogéneo en unsuelo diferenciado en horizontes se debe a los flujos de energía y de materia yconceptualmente conduce a una disminución de la entropía. Así, parecería que lossistemas biológicos y de suelos no obedecen a la Segunda Ley de la Termodinámica.Pero debe recordarse que ella se aplica solamente a sistemas aislados y que paraaplicarla a sistemas abiertos, como los suelos, el entorno (externo) del sistema debe sertambién tomado en consideración. Tal adaptación incluye el concepto expresado en laecuación 4 que representa el cambio total de entropía de los sistemas abiertos. Ecuación 4: ∆S = ∆Se + ∆SiDonde ∆Se es el cambio de entropía debido a interacciones con el entorno y ∆Si es laproducción de entropía debida a procesos irreversibles dentro del sistema. Mientrasque el término ∆Si es siempre positivo, ∆Se puede ser tanto negativo como positivo. Por lotanto, dependiendo de la magnitud de ∆Se, el cambio total de entropía en un sistemaabierto puede ser tanto negativo como positivo.En los suelos, que son sistemas más ordenados que sus precursores (los materialesgeneradores), la entropía disminuye como resultado del desarrollo del perfil por lo que,de acuerdo con la Segunda Ley, la entropía del entorno debe aumentar y, en efecto, laentropía fluye de tales sistemas abiertos hacia el exterior de los mismos. Los procesosque provocan un incremento del orden y/o altos niveles de energía potencial en lossistemas abiertos son desencadenados por flujos de energía hacia el sistema o por ladegradación de la materia que entra al sistema.Teniendo presente esta información, el concepto de desarrollo del perfil del suelo comoun proceso consumidor de energía con el correspondiente flujo de entropía hacia elambiente externo puede ser analizado con algo más de profundidad. Pero aún sinentrar en mayores detalles, algunas reacciones o procesos que tienen lugar en laformación del perfil pueden visualizarse en el marco de los conceptos termodinámicosprecedentes.Así, procesos como la mezcla física (mecánica) del suelo por expansión y contracciónde coloides y actividad biológica (fauna y raíces) implican un incremento del desorden 4
  5. 5. del sistema y por ello se les asigna un ∆S positivo. Otro tanto ocurre con la meteorizaciónde los minerales primarios en la que hay liberación de energía de los enlaces iónicos yaumento del grado de desorden, pero lo contrario ocurre con la formación de mineralessecundarios en que se dan procesos inversos y por lo tanto posee un ∆S negativo.La acumulación de materia orgánica, que tiene lugar selectivamente en el perfil, poseetambién un ∆S negativo y lo mismo se aplica a los procesos de eluviación – iluviación yde lixiviación de diversos compuestos que contribuyen a diferenciar horizontes yredistribuir componentes dentro del suelo (o eliminarlos totalmente del perfil),aumentando así el orden del sistema y disminuyendo por lo tanto su entropía.El cuadro 1 muestra esquemáticamente los cambios relativos de entropía en función dela contribución de procesos edafogenéticos seleccionados para algunos tipos de sueloscontrastantes. Cuadro 1. Cambios relativos de entropía en función de los procesos de formación para algunos tipos de suelos de diferente grado de desarrollo TIPOS DE SUELO ∆S Proceso de De bajo De zonas De praderas Con arcillas De clima formación desarrollo áridas templadas expansivas (sub)tropical + Mezcla física de horizontes + Alteración de min. 1arios - Eluviación – iluviación - Acumulación de materia Orgánica - Formación de min. 2arios - LixiviaciónLa dirección de las flechas en las celdas del cuadro 1 indica el signo de ∆S (positivo si laflecha apunta hacia la derecha y negativo si apunta hacia la izquierda), en tanto que lalongitud de las flechas es aproximadamente proporcional a la intensidad de cada procesoen el tipo de suelo considerado.Los procesos por encima de la línea horizontal azul del cuadro 1, cuyo ∆S es positivo -coloreados de verde en la columna de la izquierda - tienden a limitar el desarrollo dehorizontes en el perfil, lo que es asimilable a una mayor entropía y mayor desorden delsistema suelo. Por el contrario, los procesos identificados por debajo de la línea azul,cuyo ∆S es negativo - coloreados de rojo – incrementan el orden del sistema cuyaentropía se hace por lo tanto menor.El balance general de los procesos descriptos en el cuadro 1 indica que la edafogénesisprovoca casi siempre una disminución de la entropía del sistema suelo, lo cual debeatribuirse a la incorporación al mismo de energía externa o de materia. De hechosolamente la formación de suelos ricos en arcillas expansivas se interpreta comoresultante en un cambio positivo de entropía (cuadro 1). 5
  6. 6. Los flujos externos de energía derivan en último término de la radiación solar o de lafuerza de gravedad. La radiación es utilizada en la fotosíntesis para la formación de lostejidos vegetales, cuya descomposición una vez muertos permite la captura de la energíaen ellos almacenada por los microorganismos responsables directos de procesosimportantes como la oxidación – reducción, muy activa en la meteorización de minerales.La energía radiante es también responsable del bioreciclaje (translocación ascendente deelementos a través de las raíces y de los órganos vegetales aéreos inducida por latranspiración). Lo mismo es válido para el ascenso capilar del agua por los poros del sueloen función de la evaporación inducida por la radiación solar. La fuerte incidencia de laenergía solar en la zona tropical es asimismo responsable de la gran intensidad de lasreacciones químicas de alteración de los minerales del suelo.La gravedad aporta otro flujo externo importante de energía hacia los sistemas de suelos,que se materializa en los fenómenos de movimientos en masa (coluviación, solifluxión,flujos de barro, deslaves, etc.) y, de mayor importancia aún, en el movimientodescendente del agua a través de los macroporos del suelo que contribuye decisivamentea la diferenciación del perfil en horizontes (fenómenos de eluviación – iluviación).Aparte de los flujos de energía someramente descriptos, el desarrollo del suelo estáafectado también por flujos de materia a través de los límites del sistema suelo. La materiase incorpora habitualmente por la acción de los movimientos en masa, el viento y la lluvia,y se pierde por efecto de la erosión y otros mecanismos de menor importancia.Si bien los suelos están sujetos a flujos de energía y de materia hacia dentro y hacia fuera,el balance global está desplazado en el sentido de ingresos de energía y de materia alsuelo, lo que permite que los procesos de desarrollo puedan operar efectivamente.Equilibrio vs estado constante o uniforme (steady state)Equilibrio y estado uniforme o constante son términos a menudo aplicados a los sistemasde suelos sin una definición rigurosa. El equilibrio es un estado estático y no variable enfunción del tiempo (∆G = 0 y ∆S = 0) en el que ningún proceso irreversible tiene lugar ytodas las cantidades macroscópicas del sistema permanecen sin cambios. Otros criteriosdel equilibrio son que la entalpía (H) y la energía libre (G) alcanzan el mínimo y la entropía(S) el máximo. Pero estos criterios son aplicables solamente a sistemas aislados – segúnya se señaló - y no tienen validez en los casos de sistemas abiertos como los suelos.La bibliografía edafológica contiene numerosas referencias a “equilibrios” entre los suelosy su entorno (el ambiente) o entre los procesos de formación del suelo y la erosióngeológica que modela el paisaje. Tales relaciones sugieren una interacción entre lossuelos y los flujos externos que resulta en una condición esencialmente no variable con eltiempo, esto es que las propiedades del suelo no cambian en función del tiempo. Estasobservaciones definen en esencia un estado constante (uniforme) en el que de acuerdo adiversos autores los parámetros macroscópicos tales como la composición química, tienenvalores independientes del tiempo en cualquier punto del sistema.De acuerdo a lo expresado, los sistemas biológicos y de suelos se asemejan en queambos sistemas son importadores netos de energía y materia durante sus estadosconstructivos y solamente exhiben pérdida de energía luego de la muerte de la materiaviva o de la degradación del perfil del suelo, respectivamente. Durante las etapas 6
  7. 7. constructivas la producción de entropía dentro del sistema por procesos irreversibles (∆Si)es excedida por el flujo de entropía desde el sistema hacia el exterior (∆Se). Véase alrespecto la ecuación 4 en páginas anteriores. Se ha demostrado que en el estadoconstante la producción de entropía dentro de un sistema abierto alcanza un mínimo queiguala exactamente el flujo desde el sistema, por lo que en tal estado la entropía así comolas otras variables del estado del sistema se tornan constantes. En resumen, en el estadoconstante la entrada de energía o de materia en el sistema es exactamente la suficientepara mantener las propiedades del suelo o sea que los procesos constructivos seequilibran con los degradativos.No todos los estados constantes de los suelos ocurren a niveles similares de energía ni deentropía sino que aquellos dependen del estado inicial del sistema y de los flujos delsistema. En general los materiales parentales sujetos a altos flujos de energía entrantealcanzarán el estado constante a un nivel mayor de energía libre (nivel menor de entropía)que los materiales sujetos a influjos menores de energía. Esto sugiere que los suelos declimas húmedos y cálidos alcanzarán niveles mayores de organización y de energíapotencial que los suelos de climas más fríos o más áridos. Asimismo, en superficiesestables los suelos que están afectados por lixiviación intensa serán más ordenados quelos suelos sujetos a lixiviación menos intensa. Ello coincide con la experiencia empíricaacumulada por la ciencia del suelo. Una representación esquemática de lo expresado esla que muestra la figura 1. (G) Suelo forestal tropical maduro (S) M A Suelo forestal de D madurez media D U Suelo forestal E R tropical muy G Suelo de desarrollo meteorizado R E medio a bajo A Z D A C Suelo de desarrollo I muy incipiente Ó N Estado inicial del Equilibrio material parental termodinámico (no suelo)Figura 1. Esquema del contenido de energía libre (G) y la entropía (S) en suelos de gradovariable de desarrollo en función del tiempo. Se asume una evolución continua hacia elequilibrio. 7
  8. 8. El sector izquierdo de la figura 1 muestra la evolución desde el material parental inicialhacia un suelo forestal maduro en clima tropical, pasando por etapas intermedias de gradocreciente de madurez, a medida que avanza el desarrollo del perfil. Alcanzada la madurez,comienza la etapa de degradación, representada por el sector derecho de la figura 1,hasta alcanzar el equilibrio (teórico) del punto de vista termodinámico.La etapa de desarrollo hacia la madurez implica niveles crecientes de energía (G) ymenores de entropía (S), mientras que en la etapa de degradación la energía del sistemadisminuye y aumenta la entropía. El signo de las variaciones de energía y entropía estáindicado por las flechas a ambos lados de la figura.Los conceptos precedentes y su presentación esquemática de la figura 1 no son válidospara períodos de tiempo extremadamente largos (geológicos) porque en lapsos tanprolongados los flujos externos están sujetos a variaciones importantes (cambiosclimáticos). Tampoco son válidos para escalas de tiempo extremadamente breves, en losque los cambios en la solución del suelo por ejemplo, debidos a la variación enprecipitación en lapsos de días o meses, son asimismo importantes. En los dos casosextremos citados, no se cumple la premisa de que el estado constante que no debe variaren función del tiempo, pero el concepto es válido para la mayoría de las propiedadesmacroscópicas del suelo, variables en períodos de cientos a miles de años, tales como ladiferenciación en horizontes y las propiedades morfológicas del perfil. De todas maneradebe tenerse presente que no todos los suelos reales han alcanzado una condición deestado constante. Muchos están sin duda aproximándose dinámicamente al estadoconstante y algunos tipos de suelos considerados de desarrollo incipiente, incompleto omedio representan estados transitorios, mientras que aquellos muy maduros o muymeteorizados sí han alcanzado el estado constante, siempre dentro del marco temporalindicado arriba, es decir sin considerar períodos de tiempo desmesuradamente largos oextremadamente breves.Rol de la cinética en la edafogénesisSe indicó en los párrafos precedentes que la termodinámica clásica no se aplicadirectamente en forma íntegra a los sistemas de suelos aunque de todas maneras aportaelementos muy valiosos para el estudio de la formación del suelo. El complementonecesario para ello lo aporta la cinética, aunque ésta no se ha desarrollado en igual gradoa la termodinámica. Como las condiciones de equilibrio no existen en los suelos porqueellos son sistemas abiertos sujetos a flujos externos continuos, la velocidad a la que lossistemas de suelos se ajustan a las perturbaciones que los afectan es de la mayorimportancia para la comprensión de tales sistemas. Como ejemplos de la naturalezadinámica de los suelos, pueden citarse los siguientes, algunos de los cuales ya fueronmencionados: • Absorción y liberación de nutrientes. • Variación en el contenido de agua en función de la lluvia. • Evapotranspiración y drenaje. • Absorción y desorción de iones. • Meteorización y precipitación de minerales. • Intercambio gaseoso. 8
  9. 9. • Actividad biológica.Otro factor que contribuye a generar condiciones de falta de equilibrio en los suelos es lalentitud de las reacciones de algunos procesos. En contraste con la rapidez relativa defenómenos como los de adsorción – desorción de iones en los suelos, las velocidades dedisolución y de precipitación de numerosos minerales son sumamente lentas.Estas breves consideraciones justifican que la cinética sea tenida en consideraciónconjuntamente con los principios de la termodinámica a efectos de lograr una mejorcomprensión de los complejos procesos involucrados en la formación de los suelos.ModelosModelación de los sistemas de suelosLos párrafos precedentes ilustran cómo los suelos constituyen sistemas dinámicos, muycomplejos que pueden discutirse en términos de las leyes fundamentales de las cienciasbásicas. Sin embargo, para estudiar adecuadamente sistemas complejos se necesitagenerar marcos más simples que guíen la investigación y la asimilación de la informaciónobtenida a través de ella. Conceptos simplificantes de la realidad, como son los modelos,son esenciales en la investigación de los sistemas de suelos.Algunos autores distinguen diversos tipos de modelos: mentales, verbales, estructurales ymatemáticos, siendo estos últimos los que más utilidad prestan y que más se handesarrollado desde que se introdujo la informática en la ciencia y se dispuso sinlimitaciones de computadoras.También se consideran separadamente los modelos factoriales que explican lascaracterísticas del sistema en términos de variables externas, que no aportan muchodetalle sobe la dinámica del sistema suelo, de los modelos o aproximaciones sistémicasque se orientan más al análisis de los flujos de materia y de energía en los sistemas desuelos y por lo tanto relacionan las fuerzas conductoras de la edafogénesis con ladinámica de esos sistemas.Debe tenerse presente de todas maneras que los modelos pueden llegar a ser limitantesdel progreso científica si el modelo se acepta como un “hecho” y no como una fuente dehipótesis que es lo que esencialmente son. En definitiva, los modelos se utilizan paraobtener datos de manera sistemática, describir los sistemas o para predecir relaciones ocomportamientos con el propósito de extender el conocimiento existente sobre los suelos.Todos los modelos deben últimamente autodestruirse total o parcialmente ya que ellossimplemente representan una serie de aproximaciones hacia la “verdad” y un buenmodelo debe infundir en el investigador una actitud de análisis minucioso y crítico hacia elsistema bajo estudio con el propósito de mejorar, redefinir y expandir el modelo paraobtener una comprensión completa del sistema.En la siguiente sección se mencionan y describen brevemente los modelos más conocidosen la investigación edafológica, todos los cuales tienen ventajas y limitaciones. 9
  10. 10. Análisis de factores de estadoEl modelo factorial de los sistemas de suelos más conocido y más frecuentementeempleado es el de los factores de formación del suelo popularizado por Jenny (1941),que establece que los suelos son una función de cinco factores que definen el estado y lahistoria de los sistemas de suelos, por lo que se denominan factores de estado. Los cincofactores sugeridos por Jenny son: 1. Clima (cl) 2. Organismos (o) 3. Topografía (r) 4. Material parental (p), y 5. Tiempo (t)La expresión del modelo es la que muestra la ecuación 5. Ecuación 5: S = f (cl , o, r , p, t ,...)donde S es el suelo y los puntos suspensivos indican factores adicionales noespecificados. Los factores definen el sistema suelo como variables que controlan lascaracterísticas del sistema y no en términos de procesos, causas o fuerzas activas en elsistema. Posteriormente, Jenny redujo su modelo a tres factores de estado: el estadoinicial del sistema (L0), los potenciales de flujo externo (Px), y la edad del sistema (t), por locual la ecuación quedaba reducida a la siguiente expresión (ecuación 6). Ecuación 6: S = f ( L0, Px , t )Esta formulación es mucho menos difundida que la expresada por la ecuación 5. En ella,los flujos externos incluyen la radiación solar, la transferencia de calor, la transferencia deentropía, la difusión gaseosa, el flujo de agua, la coluviación y los aportes biológicos, peroen definitiva todos ellos están esencialmente determinados por el clima y la biosfera.El estado inicial de los sistemas de suelos está definido por la composición física, químicamineralógica y orgánica del sistema referido como material parental, el que también estácondicionado por la topografía. Por lo tanto, la ecuación 6, en una forma más extendida,es idéntica a la ecuación 5 que considera los cinco factores de formación del suelooriginalmente definidos por Jenny (1941).Diversos autores han señalado dificultades severas para resolver la ecuación, encualquiera de sus dos formulaciones, por lo difícil o aún imposible que resulta obteneralgunos datos imprescindibles para ello. La dificultad deriva del hecho de que algunosfactores están constituidos por unidades discretas, en tanto que otros son de naturalezatan compleja que torna imposible la recolección de datos concretos de cada uno de ellos.Por otra parte, ciertos factores varían independientemente – una condición necesaria pararesolver la ecuación – en tanto que otros varían en función de los demás, por lo cual no se 10
  11. 11. cumple el requisito de la independencia de todos ellos. Tales interacciones han sidoseñaladas por varios autores quienes consideran que ello hace irreal el análisisfrecuentemente realizado de observar la variación de suelos en función de la variación deun solo factor permaneciendo constantes los restantes. Hay evidencias de que ese tipo desituaciones son excepcionales y no la regla, que es la variación simultánea de dos o másfactores. En un extremo se ha postulado que el único de los cinco factores que puedeconsiderarse realmente independiente es el tiempo.A pesar de las limitaciones mencionadas, el modelo de Jenny ha tenido gran impacto enel desarrollo de la Edafología y hay evidencias incontestables de su utilidad paracomprender algunos fundamentos esenciales de la formación de los suelos.Modelo de energíaEste es un modelo factorial que refina el de los factores de formación del suelo de Jennypriorizando algunos de ellos porque no todos justifican atribuirles igual importancia. Elmodelo pone énfasis en dos factores de intensidad, el agua disponible para la lixiviación(w) y la producción de materia orgánica (o), y el factor tiempo (t), y puede expresarse demanera adecuada por la ecuación 7. Ecuación 7: S = f (o, w , t )Los factores de intensidad están condicionados por un conjunto de factores de capacidad.El agua disponible para lixiviación está condicionada por factores tales como la duración eintensidad de la precipitación, la infiltración, el escurrimiento y la permeabilidad. Laproducción de materia orgánica está condicionada por la disponibilidad de nutrientes, deagua y de aire y por las características y crecimiento de la vegetación. En los hechos, laproducción de materia orgánica puede correlacionarse con el material parental (fuente denutrientes) y la vegetación y el agua disponible para lixiviación con el clima y el relieve enel modelo de Jenny. Sin embargo, el modelo de energía pone se enfoca en los procesosactivos en los suelos más que en las variables ambientales externas al suelo.El nombre del modelo deriva de su énfasis en los flujos de energía en el sistema suelo. Elagua disponible para la lixiviación es esencialmente un agente efectivo en la utilización dela energía gravitacional en tanto que la producción de materia orgánica es una expresiónde la energía radiante.También el modelo de energía ha sido criticado en algunos aspectos. Por ejemplo, se haseñalado que es tan difícil de cuantificar y ser expresado en forma matemática como el deJenny, y que el material parental no es manejado de manera adecuada por el modelo.Asimismo se ha observado que aunque el modelo intenta basarse en relaciones deenergía, las referencias a ésta son esencialmente verbales o gráficas y no se empleanunidades de energía en ningún momento. No obstante, el modelo de energía ha sidoutilizado con éxito en varios estudios de formación del suelo en cuanto separar causas deefectos, proponer hipótesis y diseñar ensayos de verificación importantes. 11
  12. 12. De todas maneras, el modelo de energía no ha alcanzado la difusión y popularidad delmodelo de Jenny de 1941.Modelo de procesos generalesLos modelos discutidos previamente – y algún otro no incluido en esta reseña – sonbásicamente modelos factoriales en tanto las propiedades del suelo son relacionadas enellos a condiciones externas, al material inicial o al tiempo (progreso hacia el estado deequilibrio). En los modelos factoriales, los mecanismos mediante los cuales los factores deestado influyen sobre las propiedades del suelo no son tratados. El modelo formulado porSimonson (1959) representa uno de los primeros esfuerzos para modelar la formación delsuelo usando una aproximación de respuestas a procesos y sugiere un esquemageneralizado para la organización el estudio de los procesos operativos dentro de lossistemas de suelos.De acuerdo a Simonson, la génesis del suelo consiste de dos etapas: (1) acumulación delmaterial parental, y (2) diferenciación de horizontes en el perfil. Cabe observar que estemodelo solamente es aplicable si el paisaje (la superficie en que se desarrolla el suelo) hapermanecido geomorfológicamente inactiva desde la iniciación de la génesis del suelo. Sinembargo, el proceso puede asimilar o incorporar la influencia de la inestabilidadgeomorfológico de los materiales parentales mediante la consideración de las ganancias ypérdidas de material geomórfico como un proceso activo en el desarrollo del suelo.Simonson sugiere que la diferenciación en horizontes es una función de ganancias,pérdidas, transferencia y transformaciones dentro de los sistemas de suelos. Estos cuatroprocesos son, necesariamente, muy generales de manera de cubrir el rango completo delos procesos específicos que actúan en la génesis del suelo, pero no obstante el modeloda un marco útil para organizar conceptualmente los procesos y facilitar su comprensión.Simonson postula que todos los procesos actúan simultáneamente en todos los suelos yque sólo difieren sus velocidades en los diferentes suelos. La naturaleza última de lossuelos está determinada entonces por el balance del conjunto de procesos.Aunque el marco conceptual sugerido por Simonson ha resultado particularmente útil, esaún imposible el desarrollo matemático del modelo porque la información cuantitativanecesaria para ello no existe todavía para algunos procesos específicos de importancia.De todas maneras diversos autores (Wright y Bennema, 1965; Gaucher, 1968) formularonconcepciones similares a las de Simonson, lo que pone de manifiesto que su modelo, aúnsiendo muy general, es de utilidad en el estudio de la génesis de los suelos.Según los conceptos expuestos, existen procesos simples o elementales, que se asocianpara dar lugar a otros más complejos, los procesos tipogénicos. Los tipos de suelos asíoriginados tienen una expresión geográfica regional y constituyen las grandes zonas desuelos del mundo, caracterizadas generalmente no sólo por sus suelos sino también porun clima y una vegetación propias. Así, la zona de suelos negros, oscurecidos por lamateria orgánica con alto porcentaje de cationes bivalentes (fundamentalmente calcio),coincide con el área bioclimática de las estepas y praderas.Pero a su vez, dentro de estas zonas bioclimáticas junto a los suelos típicos, existen otrossuelos, que difieren de aquellos en uno o más rasgos importantes, debido a la acciónpreponderante de algún factor local; roca madre de composición “extrema”, hidromorfismomuy acentuado, concentraciones elevadas de sales o álcalis. 12
  13. 13. En consecuencia el estudio de los procesos de formación del suelo puede analizarse atres niveles, en el entendido de que esto no responde más que a la necesidad de facilitar osimplificar la exposición, sin que signifique una jerarquización de unos procesos conrelación a otros: 1. Procesos generales de formación del suelo, también llamados simples o elementales que alteran las rocas y minerales y originan el perfil del suelo con su secuencia de horizontes genéticos. 2. Procesos regionales de formación del suelo, también llamado tipogénicos (Gaucher, G., 1968), que no constituyen sino una asociación de procesos simples, caracterizada por la intensidad y modalidad particular que adopta cada uno de ellos. Estos procesos producen los grandes grupos de suelos que caracterizan las regiones principales de suelos del mundo, más o menos coincidentes con grandes zonas bioclimáticas. 3. Procesos locales de formación del suelo, debidos a la acción predominante de un factor edafogenético local, que originan dentro de una región bioclimática suelos que, aún presentando numerosos caracteres en común con los suelos característicos del área, poseen algunas diferencias significativas con éstos. Son suelos mal drenados de las áreas deprimidas, o suelos desarrollados en condiciones que favorecen la acumulación de sales o álcalis. Todos estos suelos ocupan por lo común superficies restringidas dentro de la región donde aparecen. PROCESOS GENERALES DE FORMACION DEL SUELOCrompton (1962) agrupa a los procesos de formación del suelo en cuatro grupos: 1. Meteorización 2. Translocación 3. Ciclo Orgánico 4. Erosión - Aporte SuperficialWright y Bennema (1965), consideran que estos procesos pertenecen a tres regímenes: 1. Descomposición 2. Orgánico 3. RejuvenecimientoEl primero, incluye los procesos de Meteorización y Translocación de Crompton, los otrosdos corresponden respectivamente al Ciclo Orgánico y a los procesos de Erosión - AporteSuperficial de Crompton. El enfoque de Wright y Bennema y el de Crompton son, pues,casi idénticos.Gaucher, G. (1968) distingue por una parte, los Procesos Elementales y los ProcesosTipogénicos, y por otro distingue, dentro de la edafogénesis, dos tiempos: la formación yla evolución del suelo.La formación del suelo incluye: • Desintegración y descomposición de la roca madre (meteorización). • Acumulación de materias minerales: aluvionamiento, coluvionamiento y aporte eólico. • Acumulación de materia orgánica. 13
  14. 14. La evolución del suelo incluye: • Migración de materias orgánicas y minerales tanto solubles como coloidales, descendentes o ascendentes. • Acumulación de los productos de la migración, ya sea en un horizonte profundo (B o C) o en la superficie.De acuerdo a lo expuesto por Crompton, Wright y Bennema, Robinson y Gaucher, losprocesos elementales de formación del perfil del suelo son los siguientes: 1. Meteorización de las rocas y minerales. 2. Acumulación y evolución de la materia orgánica. 3. Translocación de compuestos solubles o coloidales en el perfil. 4. Rejuvenecimiento del suelo (aporte de material fresco) por distintas vías.A estos se les podría agregar al desarrollo de la estructura del suelo, reconocidoexpresamente por Brewer (1964), como proceso de formación del suelo. METEORIZACION DE LOS MINERALES Y LAS ROCASEl término meteorización comprende los procesos de transformación que experimentanlos minerales y las rocas por acción de los agentes meteóricos: agua, aire, temperatura,agentes bióticos, etc.En la actualidad se acepta que la meteorización de los minerales es un proceso deformación del suelo, y el tema se considerará sólo en sus aspectos fundamentales porqueel análisis detallado excede las necesidades de un curso básico de Edafología.La meteorización de los minerales y rocas se refiere a los cambios en el grado deconsolidación y composición que se producen en la corteza terrestre, en la esfera deinfluencia de los agentes atmosféricos e hidrosféricos. Consiste de dos procesos: unofísico y otro químico, denominados respectivamente desintegración y descomposición,que en general actúan conjuntamente, aunque las condiciones ambientales,especialmente la topografía y el clima, pueden determinar el predominio de uno u otroproceso.La meteorización física o desintegración es el cambio en el grado de consolidación delas rocas, es decir, el cambio desde un estado consolidado a otro no consolidado(desagregado). Su mayor importancia radica en que lleva a los minerales y las rocas a unestado de gran división (o al menos de mayor división que el estado inicial), aumentandola superficie activa de los mismos lo que a su vez acelera considerablemente lasreacciones de descomposición.La meteorización química o descomposición es el cambio de composición química delas rocas, consolidadas o no. Como su propio nombre lo indica, es un procesodominantemente químico, integrado por un complejo de reacciones de hidrólisis,oxidación, hidratación y solubilización, entre otras. 14
  15. 15. METEORIZACION FISICALa meteorización física conduce a la desintegración de las masas rocosas, disminuyendoel tamaño de las partículas de manera que la meteorización química resulta más factible ymás rápida y conduce la transformación de la composición de los materiales. Ladesintegración tiene lugar por medio de agentes que actúan sobre la roca in situ o que lamueven y la desgastan.En el cuadro 2 se presentan los factores de acción in situ y los agentes que mueven ydesgastan las rocas. Cuadro 2. Agentes de la meteorización física Agentes que actúan sobre Agentes que mueven y la roca in situ desgastan la roca Pérdida de carga Hielo glacial Expansión-contracción térmica Agua en movimiento Crecimiento de cristales Viento Presión por plantas y animales GravedadPérdida de cargaEs producida por la descarga de masas rocosas - en especial las de rocas ígneasformadas a gran profundidad - generalmente provocada por la erosión del manto de rocasque las recubre. El resultado del proceso es la “exfoliación” en capas concéntricas a lasuperficie de la masa rocosa y la formación de diaclasas.Expansión y contracción térmicasLos cambios térmicos asociados a la insolación (calentamiento y enfriamiento diario,estacional, etc.) no se consideran actualmente importantes como en el pasado, pero seacepta en cambio que los cambios bruscos de temperatura, provocados por incendios orayos, pueden ser efectivos en la expansión y contracción térmicas de las rocas y tenerasí efectos desintegradores sobre éstas.Crecimiento de cristalesEste fenómeno se refiere principalmente al crecimiento de cristales de hielo o de sales enlas grietas o fracturas de las rocas y ocurre normalmente en climas fríos o áridos. Elproceso es más activo cuando hay congelación y descongelación alternadas y másefectivo en rocas con fracturas o con planos de estratificación. Debe notarse sin embargoque tal vez nunca se generen por este mecanismo presiones muy elevadas, solamentealcanzables en agua totalmente confinada.Presión por plantas y animalesFundamentalmente se refiere a la acción de las raíces que al crecer pueden ensanchar lasgrietas de las rocas (efecto de cuña), originadas por alguno de los mecanismos ya vistos. 15
  16. 16. Con relación a los agentes que mueven y desgastan las rocas, su acción se manifiesta devarias maneras. Una de ellas es el mecanismo de corrosión o abrasión que no es más queun desprendimiento de partículas del substrato por la acción del material transportado ensuspensión por el agua (por ejemplo, un río) o por el hielo, como es el caso de un glaciaren movimiento.También puede existir un desgaste o disminución del tamaño de grano por golpeteo,choque, frotación o trituración de partículas minerales en tránsito, ya sea éste fluvial,eólico, glacial o marino. METEORIZACION QUIMICALa meteorización química es el cambio en la composición química y mineralógica de lasrocas y en ella los minerales primarios se destruyen, al menos parcialmente, liberándoseproductos insolubles y solubles. Los insolubles se acumulan en el manto de alteración, entanto que los solubles pueden ser lavados o pueden recombinarse en forma de nuevoscompuestos minerales, tanto cristalinos como amorfos y generalmente con propiedadescoloidales.En el caso general, la meteorización comprende un complejo de acciones físicas yquímicas que puede representarse ventajosamente por la ecuación siguiente: Minerales + Agentes de Residuos + coloides + iones primarios meteorización insolubles Micas Agua Al (OH)3 Feldespatos Oxígeno Fe (OH)3 Anfíboles CO2 SiO2 Piroxenos H+ Minerales arcillososEn esta ecuación se utiliza el signo para indicar que, si bien en las condiciones desuperficie el equilibrio se desplaza siempre hacia la derecha, las velocidades de reaccióndependen de las masas activas de las sustancias reaccionantes en el medio. Si losproductos de la reacción (segundo término de la ecuación) se acumulan en el medio, lasreacciones de descomposición tienden a enlentecerse o bloquearse, en tanto que lalixiviación de los mismos productos favorece el proceso de meteorización y la ecuación sedesplaza hacia la derecha. 16
  17. 17. AGENTES DE METEORIZACIONLos agentes que intervienen más activamente en las reacciones de descomposición son elagua, el oxígeno, el anhídrido carbónico y el ion hidrógeno.Los óxidos de nitrógeno formados en baja proporción en la atmósfera durante lastormentas eléctricas y el ácido sulfúrico, originado por oxidación e hidrólisis de los sulfurosen superficie, aunque en cantidades muy subordinadas, también tienen cierta importanciacomo agentes de meteorización. A estos compuestos deben agregarse los ácidosprovenientes de la descomposición de los residuos orgánicos en el suelo los cualespueden tener un rol como agentes meteóricos dentro del suelo bajo ciertas circunstancias.AguaEl agua es sin lugar a dudas el más importante de los agentes de meteorización. Suacción se manifiesta de tres maneras: • como disolvente, • como agente hidratante, • como fuente de H+El agua con las sales y ácidos disueltos que posee en el suelo constituye uno de losagentes de mayor importancia en la meteorización de minerales. A través de la hidrólisis,la hidratación y la disolución, el agua es capaz de intensificar la degradación, alteración yresíntesis de minerales. Un ejemplo simple es la hidrólisis de la microclina (KAlSi3O8), unfeldespato potásico muy abundante en diversas rocas, que se muestra seguidamente. KAlSi3O8 + H2O HAlSi3O8 + K+ + OH- (sólido) (líquido) (sólido) (solución) 2 HAlSi3O8 + 14 H2O Al2O3.3H2O + 6 H4SiO4 (sólido) (líquido) (sólido) (solución)Obsérvese que estas reacciones ilustran la disolución y la hidratación así como lahidrólisis. El potasio liberado por hidrólisis del feldespato es soluble y está sujeto aadsorción por los coloides del suelo, a absorción por las raíces de las plantas y aeliminación en el agua de drenaje. Asimismo, el ácido silícico (H4SiO4) es soluble y puedeser eliminado lentamente en el agua de drenaje o recombinarse con otros compuestospara formar minerales secundarios como las arcillas (filosilicatos). La hidratación esevidente observando la formación del óxido de aluminio hidratado (Al2O3.3H2O).La disociación del agua, por otra parte, libera iones H+ (generalmente en forma dehidronio), por lo que, aún cuando pura, desarrolla cierta acción química en función de sucontenido en este ion. Su concentración está regulada por el equilibrio: 2H2O = H3O+ + OH-Como fuente indirecta de H+, el CO2 tiene una importancia excepcional pues es el agenteácido natural relativamente más abundante. La concentración de H+ - como hidronio -suministrado por la ionización primaria del ácido carbónico formado en la disolución del 17
  18. 18. CO2 en agua, es la más elevada que suministran en condiciones normales los procesosnaturales. El equilibrio correspondiente es el siguiente. CO2 + 2H2O = HCO3- + H3O+La meteorización se acelera por el contenido del ion hidrógeno en el agua que percola através del suelo. Un efecto de ello es la disolución de la calcita (carbonato cálcico) segúnla siguiente reacción. CaCO3 + H2CO3 Ca2+ + 2 HCO3- (sólido) (solución) (solución de bicarbonato)En las regiones húmedas otros ácidos mucho más fuertes que el carbónico estánpresentes también en la solución del suelo, tales como ácidos inorgánicos muy diluidos(HNO3 y H2SO4) y algunos ácidos orgánicos.OxígenoEl oxígeno es otro agente de meteorización de gran abundancia en el ciclo superficial. Suprincipal acción es la oxidación que afecta principalmente a los cationes polivalentes comoel hierro y el manganeso.Durante la alteración de las rocas el Fe2+ es liberado de la estructura de los mineralesprimarios que lo contienen y llevado por oxidación e hidratación a óxidos y oxihidróxidosde hierro (ferrihydrita, goethita, lepidocrocita, hematita), que precipitan y pigmentan lossuelos y los sedimentos. Un ejemplo de esto es la alteración de la olivita en medio acuosoen que se libera óxido ferroso que es inmediatamente oxidado a formas férricas,generándose goethita. 3 MgFeSiO4 + 2 H2O H4Mg3Si2O9 + SiO2 + 3 FeO (olivina) (serpentina) (sílice) (óxido ferroso) 4 FeO + O2 + 2 H2O FeOOH (óxido ferroso) (goethita)En ausencia de oxígeno, en cambio, es posible una migración relativamente fácil de hierrocomo Fe2+ de solubilidad mayor al Fe 3+.Anhídrido carbónicoEl anhídrido carbónico cumple un rol activo en la meteorización de dos maneras: • como agente de carbonatación. • como principal fuente indirecta de H+.Forma combinaciones estables con cationes bivalentes dando lugar a la formación decarbonatos de Ca2+, Mg2+, Fe2+, etc. Cuando estos cationes son liberados de lasestructuras primitivas dan frecuentemente carbonatos como productos de alteraciónestables.Por otra parte, debido a la elevada solubilidad de los bicarbonatos, el CO2 no solamentees capaz de fijar los cationes como carbonatos, sino de movilizarlos como bicarbonatos. 18
  19. 19. Por este motivo, el CO2 regula completamente el ciclo superficial del Ca2+ e incide en eldel Mg2+ y el Fe2+.HidrogeniónEl ion hidrógeno se encuentra normalmente solvatado como H3O+ (hidronio) debido a suenorme poder polarizante y es el agente más activo de la destrucción a escala atómica. Laacción del H+ depende de una serie de factores entre los que se pueden destacar:1. Su gran poder de penetración: condicionado por su tamaño pequeño que le permite penetrar con facilidad en huecos y fracturas de la estructura de los minerales. Debe tenerse en cuenta que si bien el H+ es transportado como ion solvatado H3O+, se fija a las estructuras como H+.2. Su gran poder polarizante y alta fuerza electrostática de enlace: debido a su poder polarizante puede unirse enérgicamente a los oxígenos de la estructura reemplazando y desplazando a los cationes metálicos (K+, Na+, Ca2+, etc.3. Su acción distorsionante sobre las estructuras atacadas: por su pequeñísimo tamaño, una vez fijado a la estructura, determina grandes huecos en el sitio de los cationes desplazados y provoca distorsión y expansión en la estructura, lo que facilita el proceso de destrucción.ALTERABILIDAD DE LOS MINERALESLa mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales frente a las condicionesde superficie depende de factores intrínsecos, propios y específicos de cada mineral ofamilia de minerales, y de factores externos, característicos del ambiente en que seproduce la meteorización. Jackson y Sherman (1953) llaman los primeros factores decapacidad y a los segundos factores de intensidad.Factores de capacidadEstos factores pueden ser estructurales (tipo de estructura de cada mineral, densidad deempaque de los iones componentes, etc.) o químicos (movilidad relativa de los ionescomponentes, grado de hidratación del mineral y estado de oxidación de iones como elFe2+ o el Mn2+).En general los minerales con estructura más simples son más alterables y así losnesosilicatos, como la olivina, son muy fácilmente alterables, en tanto que lostectosilicatos, como el cuarzo, de estructura mucho más compleja son muy resistentes.Los inosilicatos y filosilicatos ocupan posiciones intermedias entre ambos extremos.La densidad de empaque de los iones constituyentes de los minerales también afecta laalterabilidad de estos últimos y cuanto más compacta es la estructura, más estable es elmineral. Este factor puede ser tan importante como para provocar que un mineral deestructura simple como el circón (nesosilicato) pero con empaquetamiento muy denso seaextremadamente resistente, comportándose así de manera opuesta a la olivina.El grado de sustitución isomórfica en la estructura es otro factor de capacidad y así,cuanto mayor el número de sustituciones isomórficas de Si por Al en los tetraedros de lossilicatos, mayor es su alterabilidad, ya que los enlaces Al-O-Si son más débiles que losenlaces Si-O-Si. 19
  20. 20. La movilidad de los cationes que componen los minerales también influyen sobre sualterabilidad, siendo mayor cuanto más móviles son dichos cationes, según el ordensiguiente de los respectivos óxidos: Na2O > CaO > MgO > K2O > SiO2 > Al2O3 > Fe2O3El orden de movilidad indica la mayor o menor facilidad con que se pierden los diferenteselementos al ser liberados durante la meteorización, siendo más fácilmente eliminados losmás móviles como los cationes alcalinos y alcalino térreos y concentrándoseresidualmente los menos móviles como el Al y el Fe.Con respecto al grado de hidratación, cuanta menos agua contiene un mineral másfácilmente se altera en las condiciones superficiales donde dicho compuesto es abundantey en las que tienden a predominar los minerales hidratados. Por ello, los mineralesprimarios, formados en profundidad son menos estables en la superficie que lossecundarios, formados precisamente en ese ambiente.Finalmente, el estado de oxidación de los minerales afecta su alterabilidad y aquellos queposeen en su estructura cationes que pueden oxidarse reducen su estabilidad en lascondiciones superficiales en las que el oxígeno es abundante. Ello explica en parte la bajaestabilidad de minerales con hierro ferroso en su estructura como la olivina, piroxenos,anfíboles y biotita.Factores de intensidadAsí como los factores de capacidad determinan la alterabilidad potencial de los minerales,los factores de intensidad controlan el grado e intensidad del proceso de la meteorización.Dentro de los factores de intensidad deben señalarse principalmente al clima, la topografíay el drenaje. De sus características depende la mayor o menor permanencia de losminerales en contacto con los agentes de meteorización: temperatura, precipitación,acidez del medio, fuerzas bióticas y condiciones de oxidación-reducción.El efecto de la temperatura en el proceso de descomposición es de particular importanciay la velocidad de las reacciones químicas aumenta con la temperatura, duplicándoseaproximadamente por cada 10ºC de aumento de la misma (ley de Van t’Hoff). Así, enclimas tropicales la combinación de temperaturas elevadas y precipitacionesgeneralmente abundantes aumenta la velocidad de las reacciones químicas dedescomposición y por lo mismo la intensidad de la meteorización. En tales condiciones,prácticamente todos los silicatos son descompuestos y los únicos minerales estables sonlos óxidos de hierro y aluminio neoformados; aún la caolinita, una arcilla muy estable,puede ser descompuesta en el estado último de meteorización.En climas menos extremos, la alteración de los minerales es parcial; la sílice pocosolubilizada (o insoluble) no es lavada y, en consecuencia, es posible la formación yestabilización de los filosilicatos secundarios.En el extremo opuesto, bajo condiciones climáticas frías y secas, domina ladesintegración, máxime si la topografía es quebrada. En los productos de alteración -transportados y depositados como sedimentos o mantenidos in situ - se observageneralmente un contenido elevado de feldespatos, así como ferromagnesianos muy 20
  21. 21. frescos. Ello es indicativo de que las rocas han sido solamente desmenuzadas, sin mayorintervención de los agentes químicos.La topografía actúa directamente sobre el proceso de meteorización química -favoreciendo o enlenteciendo la erosión de los productos de la misma - pero su efectomás importante es indirecto, a través del drenaje que ella controla.El efecto del drenaje tiene una doble importancia, pues incide tanto en la velocidad dedescomposición de los minerales primarios, como en el tipo de minerales neoformados.Un buen drenaje aumenta la velocidad de descomposición, pues sustrae los cationesliberados durante el proceso de alteración e impide que la acumulación de los mismoslleve al proceso a una situación de equilibrio. Por otra parte, el drenaje activo arrastraprácticamente todos los iones que la alteración suministra al medio (K+, Ca2+, Mg2+, etc.)determinando un pH relativamente bajo en las aguas que favorecer la formación deminerales arcillosos caoliníticos. En condiciones de drenaje insuficiente o impedido, laacumulación de cationes en el medio promueve la recombinación de los iones liberadospor la descomposición en minerales arcillosos micáceos o montmorilloníticos.La interacción entre la alterabilidad propia de cada mineral (factores de capacidad) y lascondiciones ambientales de la meteorización (factores de intensidad) determinan, junto alcontenido inicial de cada mineral en el material generador de los suelos, cuáles son losminerales que ocurren en los diferentes tipos de suelos. Cuadro 3. Minerales primarios y secundarios más importantes de los suelos ordenados por su resistencia a la meteorización Minerales primarios Minerales secundarios Resistencia a la meteorización Goethita Más resistente Hematita Gibsita Cuarzo Minerales arcillosos Muscovita Ortosa Biotita Albita Hornblenda Augita Anortita Olivina Dolomita Calcita Yeso Menos resistenteEl cuadro 3 muestra el orden de alterabilidad de los minerales primarios y secundariosmás frecuentes que se encuentran en los suelos, ordenados por su resistencia creciente ala meteorización en condiciones normales para climas húmedos templados (Brady, 1984).El orden de alterabilidad del cuadro 3 no es el único posible puesto que diferentes autoreshan propuesto diversos ordenamientos que poseen diferencias entre sí, aunque las 21
  22. 22. mismas son menores y no alteran sustancialmente el ordenamiento. Todas las secuenciasde alterabilidad de minerales coinciden en que el cuarzo, la moscovita y los feldespatospotásicos y sódicos son los minerales primarios más resistentes, en tanto que los mássusceptibles a la meteorización son en todos los casos los piroxenos, anfíboles y olivina.Lo mismo ocurre con los minerales secundarios siendo los carbonatos y sulfatos de calcioy magnesio los más alterables y los óxidos de hierro y aluminio los más resistentes,ubicándose los filosilicatos secundarios en una posición intermedia.ALTERACION POR FAMILIAS DE MINERALESEn este apartado se consideran solamente aquellos minerales que se encuentran confrecuencia como constituyentes de las rocas; tales minerales son los materiales primitivosa partir de los cuales se forman los minerales estables en las condiciones superficiales,sean ellos coloidales o no.A su vez, en lo referente a cada familia de minerales en particular, es de interés delinear agrandes rasgos cuáles son los productos de alteración formados en condiciones climáticasdiferentes.Familia de la sílice. El mineral más importante es el cuarzo, muy abundante en lossuelos. Es un mineral absolutamente estable en todos los climas y uno de los másresistentes en el ciclo superficial. La ausencia de sustituciones isomórficas y la existenciaexclusiva de los fuertes enlaces Si-O-Si son responsables de la persistencia de estetectosilicato, frecuentemente dominante en las fracciones arena y limo de los suelos.La sílice coloidal que interviene en el ciclo superficial proviene casi exclusivamente de ladescomposición de otros silicatos, ya que la estabilidad del cuarzo torna casi imposible laliberación de sílice soluble o coloidal a partir de este mineral.Familia de los feldespatos. Estos tectosilicatos son más alterables que el cuarzo por laaparición de enlaces Si-O-Al, de mayor debilidad que los Si-O-Si, debido a lassustituciones isomórficas de Si por Al, y a la existencia de cationes como Na+, Ca2+ y K+que debilitan la estructura del mineral. La hidrólisis de los feldespatos conduce a laformación de minerales arcillosos: caolinita en clima tropical y con buen drenaje, o arcillas2:1 en climas menos cálidos y/o en condiciones de drenaje impedido que permite laacumulación de cationes como calcio, potasio o sodio. En casos de meteorización muyintensa y prolongada, pueden formarse principalmente óxidos de aluminio con caolinitacomo mineral asociado.Familias de las micas. La muscovita es bastante resistente (ver cuadro 3) ygeneralmente se transforma en vermiculita o montmorillonita por pérdida de potasio,ganancia de agua y aumento del espaciado basal. La illita puede ser una etapa intermediaen esa transformación.La biotita se transforma también en vermiculita o montmorillonita (a veces en clorita comopaso previo) por mecanismos similares, a los que se agrega la liberación del hierro queademás se oxida de ferroso a férrico formando goethita u otros óxidos.En caso de una meteorización muy intensa, las estructuras de las micas se dislocancompletamente liberándose compuestos más simples y formación de óxidos y caolinita. 22
  23. 23. ACUMULACIÓN Y EVOLUCIÓN DE LA MATERIA ORGÁNICACuando la materia orgánica fresca, constituida por residuos vegetales y animales, seincorpora al suelo, sufre transformaciones más o menos activas bajo la influencia defactores biológicos: una parte se mineraliza y libera compuestos gaseosos (CO2, NH3),mientras que la otra se humifica, formando compuestos relativamente estables ygeneralmente unidos por mecanismos físico químicos a los coloides minerales.La acumulación de la materia orgánica es quizá el principal rasgo que diferencia a lossuelos de muchos sedimentos no consolidados y formaciones superficiales cuyacomposición es exclusivamente mineral. Por lo tanto, la existencia de materia orgánica esuna propiedad característica de los suelos y su acumulación y evolución, bajo diferentescondiciones y en diversas modalidades, deben considerarse como procesos generalesedafogenéticos de primordial importancia.La velocidad de las transformaciones de los residuos orgánicos frescos varía según lascondiciones ambientales de humedad y temperatura, pero también la fauna juega un rolimportante, sobre todo en la fragmentación mecánica y en la incorporación de losresiduos. A su vez, la naturaleza de éstos condiciona también la velocidad de ladescomposición: los restos frescos se descomponen más rápidamente que los secos opajizos, una hoja de roble se descompone en menos de una año, en tanto que una acículade pino persiste hasta diez años en la hojarasca forestal (Duchaufour, 1968).El tipo de humus formado depende de la velocidad de la descomposición, la que estárelacionada a la actividad biológica del medio y de la naturaleza, abundancia y estabilidadde los compuestos húmicos de neoformación.Evolución rápida de la materia orgánica frescaDeben distinguirse dos tipos de sustancias: las hidrosolubles y los residuos insolubles.La fracción hidrosoluble, una vez incorporada al suelo, sufre una evolución que varíasegún las condiciones ecológicas: una parte es sometida a la biodegradación ydesaparece rápidamente, en tanto que otra evoluciona más o menos rápidamente porinsolubilidad y da lugar a compuestos húmicos poco polimerizados (ácidos fúlvicos).Los compuestos hidrosolubles, en medio aerobio, se insolubilizan y polimerizan convelocidad variable, tanto mayor cuanto mayor sea el pH y más elevado el contenido decalcio en el suelo, aunque también influye la naturaleza de los residuos originales.Como resultado de esta evolución, en los compuestos orgánicos de tipo mull predomina laneoformación de humus, en tanto que en el mor – y en menor medida en el moder –predomina la herencia de compuestos que sólo han sufrido transformaciones débiles.La fracción insoluble (celulosa, hemicelulosa, lignina) evoluciona también de maneradiferente, según las condiciones del medio. En los humus activos (mull) hay primero unadivisión mecánica e incorporación rápida por la actividad de la fauna, lo que favorece loscontactos físicos y las uniones químicas entre la materia orgánica y la mineral. Loshidratos de carbono se descomponen y liberan lignina que se oxida y adquiere numerosoradical carboxilo, lo que aumenta su capacidad de intercambio catiónico. Esta ligninasemitransformada se une químicamente a las arcillas y los cationes y constituye, al 23
  24. 24. parecer, una fracción de la humina. La transformación de la lignina en humina esfavorecida por varios factores: alto contenido de nitrógeno de los residuos, pH elevado yalto tenor de calcio en el medio.En los humus ácidos, de actividad biológica débil (mor, moder) la lignina desaparece antesque la celulosa, bloqueada por la precipitación de ciertos complejos sobre las paredes delos tejidos. La lignina se descompone en monómeros solubles, o al menos de moléculapequeña, los que sólo sufren una polimerización muy lenta y débil, al estado de ácidosfúlvicos o ácidos húmicos pardos.Evolución lenta de la fracción humificadaEs una fase de evolución físico química, posterior a la fase biológica rápida, quenormalmente se caracteriza por el aumento en la polimerización de las moléculas húmicasy la multiplicación de uniones con las arcillas. En esa fase de maduración se llega a unequilibrio estable – variable según el medio – entre la destrucción y la formación dehumus, del que dependen el color, espesor, estructura y gran parte de las propiedadesfísico químicas del horizonte superficial del suelo.Los factores macro y microclimáticos tienen un rol esencial en el proceso de maduración.Así, en clima cálido se observa que al pasar de las zonas siempre húmedas a aquellascon estación seca, se produce una disminución progresiva del contenido de ácidosfúlvicos en el humus. Por el contrario, el grado de polimerización de los ácidos húmicosaumenta al hacerse más prolongada la estación seca.En clima templado o frío se observa una secuencia similar, desde los climas másmarítimos donde predominan los horizontes humíferos poco espesos y ricos en ácidoshúmicos pardos y fúlvicos, hasta los climas continentales, donde la humificación ypolimerización más enérgicas favorecen la formación de horizontes humíferos espesoscon predominio de ácidos húmicos grises. Cuadro 4. Tasa de mineralización del nitrógeno en diversos materiales orgánicos (Duchaufour, 1968) Tipo de materia orgánica Tasa de mineralización por estación de crecimiento Hojarasca de mull activo 100% Moder de actividad media, C:N = 20 – 30 7 – 8% Mull forestal ácido 1 – 3% Mull forestal calcáreo < 1% Mull cálcico (suelo de estepa), C:N ± 10 0,1%La mineralización de los compuestos húmicos se vuelve muy lenta una vez que el humusse asocia a la arcilla para formar un complejo insoluble de alta estabilidad. Una buenamedida de la estabilidad del humus es la tasa de mineralización del nitrógeno, la que sehace más lenta a medida que aumenta el grado de incorporación y transformación de losresiduos frescos. El cuadro 4 ilustra este concepto y en él se puede observar que loscompuestos húmicos evolucionados no dan ninguna indicación sobre la actividad 24
  25. 25. mineralizadora, al contrario de lo que ocurre con los restos frescos o con los horizontes Ono incorporados al suelo mineral. En efecto, en un mull de un suelo de vegetaciónherbácea (estepa) se mineraliza muy lentamente, pese a tener una relación de alrededorde 10.La estabilidad de los compuestos húmicos se puede cuantificar también determinando suedad media por medio del C14, lo que ha permitido establecer que los mulls forestales y lastierras agrícolas de textura media, cultivadas y enriquecidas regularmente con abonosorgánicos arrojan una edad media de 40 años, mientras que el humus de un suelo deestepa herbácea da 1000 años (Duchaufour, 1968). No obstante, estas cifras no puedenaceptarse en forma absoluta, siendo más bien válidas para el ambiente en que se realizóla investigación y otros autores citan valores diferentes. Así, Buol, Hole y Mc Cracken(1973) mencionan dataciones de C14 del orden de 270 a 840 años para suelos depraderas y estepas del centro norte de EE.UU. y Hall, Daniels y Foss (1982) citan cifrasaún menores.De todas maneras no cabe duda que la forma de acumulación de los residuos orgánicossobre el suelo o dentro del mismo juega un rol esencial en la incorporación y evoluciónde los mismos. Tales formas de deposición de los restos vegetales se corresponden conla vegetación forestal y herbácea respectivamente y se considera que la cantidad ydistribución y composición de la materia orgánica en suelos forestales y de praderas oestepas está directamente relacionada a la forma en que se depositan los restos vegetalesen unos y otros.Otros aspectos relativos al rol y evolución de la materia orgánica del suelo se tratan en otrocapítulo del curso de Edafología. DESARROLLO DE LA ESTRUCTURALos mecanismos físicos, químicos y biológicos que originan la estructura del suelo setratan en el capítulo de Propiedades Físicas del curso de Edafología por lo cual no sereitera en esta sección. Pero corresponde enfatizar aquí que el desarrollo de la estructuraes un proceso de génesis del suelo porque la formación de agregados supone unareorganización de los materiales componentes del suelo, tanto minerales como orgánicos,que contribuye a la diferenciación de los horizontes del perfil. Así una saprolita1 granítica,que se define como horizonte C por su estructura rocosa, puede reorganizarse porformación de agregados de origen edafológico y transformarse en un horizonte B noiluvial, de alteración (Bw). Este es un proceso bien conocido y la formación de estructurade suelo en sustitución de la estructura de la roca es un criterio utilizado en diversossistemas de clasificación de suelo para definir un tipo de horizonte diagnóstico no iluvial detales sistemas, tales como los de EE.UU., Francia y Uruguay.Si bien se han realizado progresos sensibles en la metodología descriptiva de la estructuray se han refinado las técnicas microscópicas para su estudio detallado, es poco lo que seha progresado en la interpretación, o sea el conocimiento de los procesos de formación deagregados. Brewer (1964) postuló que la formación de los agregados de los suelos sedebe a los mismos procesos que originan las fisuras o espacios entre agregados y que el1Saprolita: producto de alteración de ciertas rocas con destrucción de minerales primarios y síntesis de minerales secundariospero que aún mantiene la estructura original de la roca parental. 25
  26. 26. estudio de la naturaleza y formación de estos es esencial para iniciar la experimentaciónsobre la reproducción de tales procesos. A su vez, Sleeman (citado por Brewer, 1964)revisó la bibliografía sobre producción experimental de padrones o sistemas de grietas ofisuras encontrando que los factores que la controlan son muy numerosos: uniformidad delmaterial, proporción y tipo de arcilla, naturaleza y proporciones de los cationesintercambiables, contenido de ácido húmico e hidróxidos de hierro y uniformidad de lavelocidad de desecamiento.De lo expuesto surge que, aunque no bien conocido en sus mecanismos, el desarrollo dela estructura del suelo es sin duda un proceso edafogenético cuya importancia queda demanifiesto si se tiene en cuenta, no solamente su efecto sobre la morfología del suelo,sino también el control que ejerce la estructura sobre varios aspectos fundamentales delsuelo, como su régimen hídrico, el intercambio gaseoso, la penetración de raíces, laactividad biológica, la migración de sustancias en solución o suspensión y otros.En la introducción de este texto se señaló que la reorganización de los materiales delsuelo a través de procesos como el desarrollo de la estructura contribuía a aumentar elgrado de orden de dichos materiales, disminuyendo por lo tanto la entropía del sistema.La figura 2 muestra dos ejemplos de estructuras de suelos bien contrastantes querepresentan dos formas muy diferentes de organización de las partículas primarias, tantominerales como orgánicas. En a) se aprecia la estructura granular gruesa y de bloquesfinos, muy fuerte de la superficie de un Vertisol (Salto, Uruguay), mientras que en b) seobserva la estructura superficial muy débil, casi masiva, de un suelo desnudo (Argisol,Depto. de Treinta y Tres, Uruguay). a) b)Figura 2. Variabilidad de la estructura del horizonte superficial. En a), suelo arcilloso bienestructurado, no laboreado; en b), estructura muy débil de un suelo trabajado, encostradopor el golpeteo de la lluvia, y removido intencionalmente por laboreo en ambos extremos dela parcela. MIGRACIÓN DE COMPUESTOS SOLUBLES Y COLOIDALESEste proceso general de formación del suelo es inducido por el movimiento de agua através del perfil, esencialmente descendente por acción de la fuerza de gravedad y resultaen el lavado de compuestos en solución o en suspensión coloidal que pueden ser total oparcialmente eliminados del perfil o ser translocados de un horizonte superficial a otro más 26
  27. 27. profundo. Los horizontes empobrecidos en compuestos por este proceso se denominaneluviales y los enriquecidos en ello son los horizontes iluviales. La definición de taleshorizontes ya fue analizada en profundidad en el capítulo de introducción del curso(Composición del suelo).La migración de sustancias favorece así la diferenciación del suelo en horizontesgenéticos como resultado de la redistribución y reorganización de sus componentesorgánicos o inorgánicos. El proceso de migración, por lo tanto, también contribuye aincrementar el orden del sistema suelo y disminuir su entropía, lo cual ya fue mencionadoen la introducción de este texto.Migración de sales solublesLas sales solubles usualmente presentes en el suelo son cloruros y sulfatos de sodio ymagnesio. Otros iones como calcio, potasio, nitrato y bicarbonato son menos frecuentes.La solubilidad de las sales mencionadas es comparativamente alta: 4,8 a 54,3 gramos por100 cm3.En los climas húmedos, la alta solubilidad de estas sales asegura su eliminación completadel perfil a través del drenaje profundo de las aguas de lluvia, excepto en topositios bajos,mal drenados, en donde existe una napa salobre a poca profundidad. Es el caso deUruguay, donde la precipitación es suficiente para lavar totalmente las sales solubles fueradel perfil, excepto en algunas zonas bajas sometidas a ingresiones de agua salada (barrasdel arroyo Maldonado, y del río Santa Lucía, costas de las lagunas de José Ignacio,Garzón y Rocha, o bajo la influencia de una napa salina (costa de la laguna Merín).En las zonas áridas, las condiciones climáticas – a veces junto a una napa freática alta –favorecen la acumulación de sales en el perfil. Un buen ejemplo lo constituye la planiciealuvial de los ríos Tigris y Eufrates en Irak (Al Rawi, Sys y Laruelle, 1968), donde lasuperficie se cubre con una costra salina durante los períodos secos si la napa seencuentra a pocas decenas de centímetros de profundidad. La eflorescencia salina sedisuelve cada vez que el suelo se moja porque el origen de las sales está en el aguafreática y los suelos salinos están en las posiciones más deprimidas de la planicie.La salinidad de la napa puede ser natural u originada por el riego con aguas salinas y enausencia de sistemas adecuados de drenaje. En este último caso, la salinización del sueloes el resultado de la actividad humana.Migración de sales poco solublesAquí se incluyen sales como el yeso (CaSO4.2H2O) y la calcita (CaCO3), cuya solubilidadde 0,2 a 0,001 gramos por 100 cm3 es bastante menor a la de las sales solubles, peromuy inferior a la de los silicatos y óxidos que constituyen la mayor parte de la fracciónmineral del suelo.El yeso posee una solubilidad suficiente como para ser eliminado por las aguas pluvialesen los climas húmedos, pero aparece asociado a sales más solubles en eflorescencias oen horizontes más o menos profundos si existe cierta lixiviación.El carbonato de calcio es sensiblemente menos soluble que el yeso pero su solubilidadaumenta al pasar a bicarbonato de calcio según la siguiente reacción: 27
  28. 28. CaCO3 + CO2 + H2O Ca(CO3H)2Las evidencias de lavado de carbonatos en el perfil del suelo son: • Ausencia de carbonatos en suelos derivados de materiales calcáreos. • Presencia de cavidades presuntamente ocupadas antes por granos de carbonatos.A su vez, las evidencias de acumulación secundaria de carbonatos son: • Revestimientos de calcáreo sobre agregados del suelo. • Contenido de carbonato superior al que se presume tenía el material original.La observación de suelos a lo largo de transectas desde zonas áridas a zonas húmedas –a igualdad de otros factores de formación – permite observar que los suelos aparecendescarbonatados a una profundidad progresivamente creciente y que el horizonte deacumulación de calcáreo (generalmente Ck) se va “hundiendo” en el perfil a la vez que seadelgaza hasta que finalmente desaparece en las áreas más húmedas.En Uruguay, coexisten suelos con acumulación de CaCO3 con otros que no lo poseen, loque está relacionado al material generador y al grado de lixiviación del perfil. El calcáreolibre, si ocurre, aparece en el horizonte C o en la parte inferior del horizonte B, encontenidos que no superan el 15% en los suelos más ricos en CaCO3 del sur, suroeste uoeste del país. En suelos más lixiviados, el contenido de calcáreo no pasa de 5% o menosen el horizonte C, generalmente en forma de nódulos duros, estando la matriz casi ototalmente libre de carbonatos.Los suelos ácidos formados sobre rocas graníticas y diversas areniscas carecen decalcáreo en todo el perfil.En los climas áridos el lavado de carbonatos es insignificante, aunque no necesariamentenulo y el suelo posee a veces carbonatos en todos sus horizontes o al menos en sumayoría, si el material parental era calcáreo o si el viento deposita materiales que poseencarbonato de calcio sobre suelos que originalmente no lo poseían.Migración de arcillaLa migración de arcilla se ha considerado un proceso muy importante y como tal ha sido elmás estudiado de los procesos de redistribución de componentes dentro del perfil desuelo. Por este proceso, uno o más horizontes superficiales (A y/o E) pierden arcilla, por loque se denominan eluviales, y la arcilla desplazada se deposita en un horizonte másprofundo (Bt) que es entonces un horizonte iluvial, considerado diagnóstico en variossistemas de clasificación de suelos (horizonte argilúvico de la clasificación uruguaya oargílico de los sistemas de EE.UU. y de FAO).Si bien la mayor parte de la arcilla en un horizonte Bt se ha formado in situ o ha sidoheredada del material parental, hay evidencia de que parte de la misma proviene de loshorizontes superiores y que se ha movido en suspensión mecánica en el agua que percolaen el suelo, sin que haya habido destrucción química de la misma durante el proceso. Laarcilla iluvial se distingue de la heredada o formada en el horizonte B porque sus 28
  29. 29. partículas, de forma laminar típica de los filosilicatos, se depositan paralelas a la superficiede deposición, que es la cara de un agregado o la pared de un poro, formandorevestimientos brillantes denominados “películas de arcilla” en las descripcionesmacroscópicas del perfil de los suelos.Como las micelas de arcilla se mueven en suspensión mecánica en el agua que percolapor los macroporos del suelo, su movilidad aumenta cuanto más pequeñas son ellas. Porlo tanto, las partículas de arcilla fina (• < 0,2 •m) se mueven con mayor facilidad que lasde arcilla gruesa (• 2 - 0,2 •m) y en consecuencia, la relación arcilla fina/arcilla total esmínima en el horizonte iluvial (Bt). Ello se aprecia en el cuadro 5, en el que las cifrascorrespondientes al horizonte Bt aparecen en cursiva azul.Cuadro 5. Distribución por tamaño de partículas y relación entre arcilla fina y arcilla total en un suelo con horizonte B de acumulación iluvial de arcilla (USDA, 1975) Espesor de Distribución por tamaño de partículas los horizontes 2 – 0,05 0,05 – < 0,002 2 – 0,2 µm < 0,2 µm Arcilla fina: (cm) mm 0,002 mm mm Arcilla total 0 – 18 15,3 51,6 33,1 24,6 8,5 0,26 18 – 25 14,5 53,1 32,4 23,2 9,2 0,28 25 – 40 11,7 47,9 40,4 24,6 15,8 0,39 40 – 53 9,8 45,2 45,0 25,0 20,0 0,45 53 – 71 10,1 48,5 41,4 23,3 18,1 0,44 71 – 120 11,3 50,7 38,0 23,3 14,7 0,39 120 – 140 25,5 54,0 20,5 15,6 4,9 0,23 140 – 205 22,3 57,4 20,3 15,3 5,0 0,25La observación de las cifras del cuadro 5 permite verificar que el horizonte iluvial de arcillase extiende desde 25 hasta 120 cm de profundidad y que en él el cociente entre arcilla finay arcilla total varía de 0,4 a 0,45, en tanto que en los horizontes eluviales (0 a 25 cm) o pordebajo del horizonte Bt dicha relación es claramente menor a 0,3, con valores similarestanto en los eluviales como en los inferiores (120 a 205 cm).Los estudios de correlación geográfica demuestran que el horizonte argilúvico se forma encualquier material parental que posea arcilla o minerales capaces de meteorizarse a arcillay bajo casi cualquier tipo de vegetación, salvo algunas pocas especies que se asocian ahorizontes B de iluviación de humus y sesquióxidos.El clima juega un rol esencial en la formación del horizonte Bt, que no se desarrolla ensuelos cuya temperatura media anual es menor de 0º C, ni en los que están siempre conun contenido de agua inferior a la capacidad de campo, ni tampoco en los que laprecipitación iguala o excede a la evapotranspiración todos los meses. Este horizonteaparece en cambio en los suelos donde hay movimiento descendente de agua en algunosperíodos alternados con otros donde la evapotranspiración supera a la precipitación. Talescondiciones se dan normalmente en Uruguay, por lo cual el horizonte argilúvico o argílicoestá presente en la mayoría de los suelos profundos o moderadamente profundos,excepto los de muy alto contenido de arcillas expansivas (esmectitas).El tiempo es también importante en la génesis de este horizonte, que se forma lentamentey solamente ocurre en suelos de 8 a 10.000 años en materiales moderadamentecalcáreos o algo más jóvenes en materiales no calcáreos, si el clima es húmedo. En clima 29
  30. 30. subhúmedo el horizonte argílico puede aparecer solamente en superficies de 18.000 a20.000 años. En materiales muy calcáreos, este horizonte está normalmente ausente aúnen superficies de esta edad, y en climas áridos solamente ocurre en suelos de edad muyavanzada que han evolucionado en el pasado bajo un clima más lluvioso que el actual.En la naturaleza la arcilla se mueve en suspensión por los poros no capilares, pero enéstos al agua no permanece sino poco tiempo, ya que es extraída por los poros capilares.Por lo tanto, para que haya movimiento descendente, el ritmo de agregado de agua por lalluvia debe superar a la conductividad capilar del suelo y tales condiciones se dan sóloocasionalmente por lo que el lavado de arcilla ocurre en forma esporádica, lo que explicael largo tiempo necesario para que la migración de arcilla sea discernible.La arcilla transportada a la profundidad se deposita sobre las paredes de los agregados,poros, canales y grietas cuando el material suspendido se deposita al cesar el movimientodescendente: la arcilla se filtra sobre las paredes del sistema conductor cuando la masade suelo más seco circundante extrae el agua por capilaridad.La figura 3 muestra tres perfiles con horizontes argílicos o argilúvicos de diferente gradode desarrollo, cuyos límites aproximados están indicados por medio de líneas verdes. Bt Bt Bt a) b) c)Figura 3. Desarrollo variable del horizonte B textural (argílico o argilúvico). En a), horizonteB negro a pardo muy oscuro moderadamente desarrollado (Depto. de Colonia, Uruguay). Enb), horizonte B bien desarrollado, de color rojo y espesor variable en función de laprofundidad a que aparece la roca parental granítica (Depto. de Cerro Largo, Uruguay). Enc), horizonte B muy desarrollado, con estructura columnar fuerte y límite superior abrupto.El mecanismo natural de movimiento descendente de arcilla y su depósito en el horizonteiluvial ha sido verificado en experiencias de laboratorio que reproducen las condicionesnaturales descritas en los párrafos precedentes.Un horizonte argilúvico se forma pues lentamente y puede llegar a ser muy limitante parael movimiento del agua, el intercambio gaseoso y el desarrollo radicular cuando alcanzaun grado muy fuerte de desarrollo. Tales horizontes argilúvicos muy compactos y casiimpermeables se denominan argipanes.Migración de compuestos amorfos de materia orgánica, hierro y aluminio 30
  31. 31. El mecanismo de movilización de estos componentes y su acumulación en un horizonte Biluvial (horizonte espódico: Bh, Bhs, Bs) responde a mecanismos muy diferentes a los queprovocan la movilización de las sales solubles o de la arcilla. Los compuestos amorfos delhorizonte espódico migran por la acción de sustancias orgánicas solubles o seudosolublesque forman quelatos con el hierro y el aluminio y estos quelatos se forman durante ladescomposición de restos vegetales muy ácidos bajo vegetación forestal, preferentementeconíferas, u otras plantas acidificantes, casi siempre en clima frío a templado y húmedo, ysobre materiales de textura bastante arenosa y ácidos. Tales condiciones bioclimáticasson muy diferentes de las que caracterizan el clima uruguayo por lo cual el horizonteespódico es desconocido en el país.Los suelos con horizontes espódicos desarrollado poseen un horizonte Bh o Bhs de colornegro o casi negro en su parte superior (zona más enriquecida en humus) y pardo a pardoamarillento o rojizo por debajo (zona de acumulación preferencial de sesquióxidos: Bs).Por encima del horizonte eluvial ocurre normalmente un horizonte E de color cenicientomuy característico.La figura 4 muestra el perfil de un suelo con horizonte B espódico (Bhs) y un horizonte Emuy desarrollado por encima; el límite entre ambos es ondulado y el subhorizonte Bh(parte superior más oscura del B) forma penetraciones estrechas y profundas en el Bssituado inmediatamente por debajo, de color pardo amarillento. E Bhs Figura 4. Perfil de suelo con horizonte espódico (Bhs) y por encima un horizonte E muy lixiviado.Los horizontes de acumulación de humus y sesquióxidos se caracterizan por la bajadispersibilidad de la fracción arcilla, la alta actividad química de ésta y el bajo contenido deminerales arcillosos (filosilicatos). Alrededor de 25% de la capacidad de intercambiocatiónico de la fracción arcilla del horizonte espódico se pierde por calentamiento 300º C,lo que no ocurre con horizontes en los que la fracción fina está constituida por filosilicatossecundarios. 31
  32. 32. Rejuvenecimiento del sueloBajo este título se incluye un conjunto de procesos, algunos de naturaleza más geológicaque edafológica, que tienen en común el provocar la perturbación mecánica del suelo yaportar en su superficie o traer a su proximidad, material mineral fresco o relativamentepoco meteorizado. Este proceso está a menudo asociado a la eliminación por erosión delos materiales más antiguos y meteorizados. Todo ello justifica el nombre con que se leconoce: rejuvenecimiento. Los procesos involucrados son los discutidos someramente acontinuación. a) Erosión. La erosión de los horizontes superficiales, al menos en grado moderado, elimina los materiales más memorizados y expone el material más rico de la profundidad, con lo que suelos empobrecidos pueden mejorar su fertilidad natural. El proceso, que puede ser inefectivo o aún perjudicial en los suelos agrícolas naturalmente fértiles de las regiones húmedas y subhúmedas, es sin embargo efectivo en los trópicos húmedos. Allí es frecuente observar que los agricultores, cuya tecnología es en general rudimentaria, evitan los suelos de las superficies más estables, pese a su topografía favorable, para instalar sus cultivos en los suelos de laderas erosionables, donde una erosión geológica sostenida ha mantenido al suelo en un rejuvenecimiento constante que ha impedido el agotamiento de las reservas minerales por meteorización. Por el contrario, las superficies más estables – normalmente peneplanicies antiguas – con sus suelos muy meteorizados y de fertilidad química muy baja, son desfavorables para la agricultura predominante, practicada en condiciones de baja incorporación de tecnología. b) Sedimentación. El aporte reciente y a veces periódico o rítmico de sedimentos rejuvenece al suelo, incorporando materiales frescos ricos en minerales primarios y contrarresta total o parcialmente los efectos de la meteorización y la lixiviación que empobrecen al suelo. El origen de los sedimentos puede ser eólico, aluvial o coluvial. Un buen ejemplo de rejuvenecimiento por aluvionamiento es el de la planicie inundable del río Nilo que ha tolerado ininterrumpidamente una agricultura milenaria gracias al aporte anual de sedimentos en las épocas de creciente. Los aportes eólicos son de importancia en algunas zonas áridas o en zonas de actividad volcánica donde la deposición de cenizas dan lugar a menudo a suelos fértiles, aún en zonas de temperatura y precipitación altas que favorecen una intensa meteorización de los minerales. c) Perturbación mecánica. Este proceso consiste en la mezcla mecánica de unos horizontes con otros por la acción de factores muy diversos. El resultado es, en todos los casos, la homogeneización del perfil o sea la falta de diferenciación en horizontes, aunque no siempre haya un rejuvenecimiento mineralógico. Un factor de mezcla mecánica del suelo es la actividad de la fauna, que puede ser muy activa en algunas situaciones. Las lombrices, las termitas y ciertos roedores pueden ser agentes muy efectivos en el proceso al punto de impedir su diferenciación en horizontes o en transportar hacia la superficie del suelo grandes cantidades de material de los horizontes profundos. La perturbación mecánica puede deberse también a la expansión y contracción de las arcillas, como ocurre en los suelos arcillosos oscuros ricos en esmectitas conocidos como Vertisoles. En este caso, la formación de grietas anchas y profundas durante los períodos secos asegura la incorporación de material a los horizontes inferiores por caída desde la superficie, en tanto que las presiones generadas durante la expansión de las arcillas al humedecerse provocan una “inyección” de material desde la profundidad hacia la superficie. El límite fuertemente ondulado entre el solum y el horizonte C de estos suelos, junto a la formación de caras de deslizamiento, son evidencias claras de los movimientos del suelo originados por perturbación mecánica, lo que se aprecia en la figura 5. 32

×