Edafologia para La Agricultura y El Medio Ambiente [PDF]

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

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EDAFOLOGIA Para la agricultura y el medio ambiente

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

Marta LOPEZ-ACEVEDO REGUERIN Profesora de Edafología Universidad de Lleida

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

3.a edición revisada y ampliada

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

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

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

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

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

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

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

IV

Introducción

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

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

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

VII

Prólogo a la primera edición

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

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

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

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

XI

Prólogo a la tercera edición

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

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

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

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

XVI

índice

Págs.

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

V

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

IX

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

XIII

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

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

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

21 21 23 30 30 31 34 34 36 XVII

3.

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

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

4.

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

61 61 62 64 65

5.

66 69 70 75 75 76 77 78

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

XVIII

2. 3. 4. 5. 6.

6.

7.

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

85 86 87 88

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

91 91 93 93 94 96 100 100 102

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

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

89 90

106 109

XIX

8.

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

9.

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

XX

4.

5. 6.

7.

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

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

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

311 311 312 316 316 318 333 333 335

13.

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

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

14.

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

393 393 395 397 398 402 408 411 414

15.

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

417 417

XXII

337 339 341 345

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

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

16.

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

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

17.

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

469 469 471 471 473 489 489 492 505 505 XXIII

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

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

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

XXIV

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

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

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

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

23.

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

XXVI

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

666 666

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

24.

8. 25.

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

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

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

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

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

XXVII

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

792 792 793

26.

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

27.

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

XXV11I

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

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

29.

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

4. 5. 6. 7.

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

902 903 906

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

911

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

917

XXX

1 Evolución histórica del conocimiento edafológico: síntesis

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

1.

Los avances históricos en Química y en Edafología

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

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

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

2.

Los precursores de la Edafología

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

3.

El nacimiento de la Edafología: Dokuchaev

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

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

3

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

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

4.

Época reciente

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

HISTOIRE DES PEDOLOGUES ET DE LA SCIENCE DES S0LS Jean Boulaine

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

•nrav

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

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

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

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

LO NDO S

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

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

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

5.

La Edafología en España

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

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

*

M IN ISTER IO OE A GRICULTURA

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

DIRECCIÓN GENERAL DE AGRICULTURA SERVICIO DF. PUBLICACIONES AGRICOLAS

1 e a a

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

5.2.

El Mapa Agronómico

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

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

5.3.

La enseñanza de la Edafología

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

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

5.4.

El Instituto de Edafología

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

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

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

6.

Implantación de los estudios de suelos en países de habla española

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

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

7.

Perspectivas de futuro

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

•

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

•

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

•

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

•

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

15

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

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

16

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

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

•

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

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

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

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

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

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

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

•

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

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

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

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

17

ESTUDIO DE CASOS 1.

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

2.

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

3.

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

4.

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

5.

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

6.

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

Respuestas

1. Acequia, azarbe, aljibe. 2.

La teoría de la nutrición de las plantas.

3.

En España: Emilio Huguet del Villar.

4.

1924, International Union of Soil Science.

5.

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

6.

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

8.

Bibliografía

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18

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19

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

1.

B r id g e s

y L.R.

O ld e m a n ,

1999

Estudio del suelo en el campo: pedión y polipedlón

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

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

•

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

•

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

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

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

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

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

22

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

2.

Horizontes genéticos: Reglas de nomenclatura

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

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

Para denominar los horizontes se puede emplear como criterios:

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

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

Posición que ocupa el horizonte en el suelo.

•

Proceso genético preponderante en la formación del horizonte.

•

Característica o propiedad destacable.

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

Los horizontes principales se designan por medio de letras mayúsculas.

•

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

•

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

•

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

24

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

A B/A B

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

B/C C

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

D efin ició n

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

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

materiales minerales

0*Hs

20 % C. orgánico

O (orgánico)

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

25

D en o m in ació n

D efinición

A

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

E (eluvial)

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

B

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

C

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

R (roca)

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

K (kalk)

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

Y (yeso)

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

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

i i i r

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

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

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

Bosques

Horizontes de superficie.

Descomposición de la m.o.

Se aplica a un horizonte 0 .

Alta Media Baja

a e i

Oa Oe Oi

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

P (ingl.plough)

Ap

Horizonte en superficie, labrado o perturba­ do antrópicamente.

Suelos cultivados Laboreo Compactación

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

d

Suelos mediterráneos w (ingl. weathering)

Bw

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

t (al.ton)

Bt

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

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

Bk

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

Acumulación en forma de nodulos

n (ing. nodule)

Bkn

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

Cementación

m (ingl. massive)

Bkm Km

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

y

By

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

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

na (lat. natrium)

Btna

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

Acumulación de sales más solubles que el yeso

z

Az

Vegetación halófila. Ensayo Cl y S 0 4’_

Bh

Br y Cr < 3 (húmedo): c.o. > 1 %

Mctcori/.ación

Acumulación de arcilla iluviada

Acumulación secundaria de yeso

(esp. yeso)

Suelos zona húmeda Meteorización

w

Acumulación de arcilla iluviada

t

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

h (lat. humus)

s

Bs

Color (húmedo): Br y Cr > 4

—>

27

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

h

Tanto los sesquióxidos como la materia orgánica son significativos

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

Ah

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

Ah

En Andosoles, p.e.

hs

Bhs

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

g (celta, gley)

Ag, Bg, Cg

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

c

Ce

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

q

Cq

Recubrimientos blancos de ópalo.

qm

Bqm Cqm

X

Cx

Acumulación residual de sesquióxidos en suelos tropicales

ox. (fr. oxide)

Box

Análisis de laboratorio.

lluviación de arcilla muy acentuada

Pl (esp. planosol)

Btpl

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

Oxidación de sulfuras

j (esp. jarosita)

Bj

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

r

Cr

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

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

Desarrollo de consistencia, fragilidad o densidad aparente elevada

Tipo de material

Horizonte permanentemente helado Laterización

28

(ingl. quartz)

f (ingl. frost) V

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

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

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

Ejemplos de aplicación

Criterios básicos de diagnóstico

di

Bdi

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

b (ingl. buried)

Ab

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

ss (ingl. slickensides)

Bss

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

Situaciones particulares Horizonte enterrado

Suelos con arcillas expandibles Expansión-retracción de arcillas

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

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

2.

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

3.

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

4.

Horizonte formado por gravas que presentan cemento geopetal.

5.

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

6.

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

7.

Horizonte subsuperficial cementado por carbonato cálcico.

8.

Horizonte formado por una roca caliza dura, no fragmentada.

Respuestas 1.

Ap

2.

Bw

3.

Bwy

4.

Ck

5.

Bwk

6.

Bk = K

7.

Bkm = Km (corresponde a una costra caliza)

8.

R

29

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

3.

Sequum

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

4.

Horizontes de diagnóstico

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

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

5.

Epipedión y endopedión

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

C aracterísticas simplificadas

Móllico

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

Úmbrico

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

Antrópico

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

Plaggen

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

Óchrico

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

Hístico

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

Denominación

C aracterísticas simplificadas

Mclánico

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

Folístico

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

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

Denominación

C aracterísticas simplificadas

Cámbico

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

Cálcico

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

Pctrocálcico

Horizonte cálcico cementado: Bkm, Km, Ckm.

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

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

Glósico

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

Gypsico

Horizonte de acumulación de yeso: Bwy, By.

Petrogypsico

Horizonte gypsico cementado: Bym, Ym.

Hipergypsico

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

(ICOMID. 1989) Nátrico

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

Sálico

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

Albico

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

32

C arac te rístic a s sim plificadas

Denom inación

Espódico

Plácico

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

Ortstein

Horizonte cementado de materiales spódicos (Cap. 19).

Kándico

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

Fragipán

Óxico

Ágrico

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

Sómbrico

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

Sulfúrico

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

Duripán

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

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

Mediterráneo

• •• • •

• •• •• •• ••

Templado-Húmedo Tropical húmedo

•• •• •• • • • •

•• • •• •

••

••

•

• ••

Tropical árido

• ••

•

••• •• • ••

->

33

Horizontes

AMBIENTES Mediterráneo

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

6.

• • • • • •

Templado-Húmedo Tropieal húmedo

Tropical árido •

•

• • • ••

••• • • • •

•

• •• • • • •

Soium

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

7.

Sección control

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

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

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

10 20 30

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

30

60

cm

cm

00000000 00000000 00000000 00000000 00000000 00000000 00000000

90 cm

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

35

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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

8.2.

Bibliografía de referencia

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

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

1.

Propiedades observadas y propiedades inferidas

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

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

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

Espesor de un horizonte

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

Profundidad del suelo

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

Profundidad efectiva

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

Color

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

38

Propiedades observadas

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

Manchas

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

Elementos gruesos

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

Textura

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

Estructura

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

Consistencia

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

Cementaciones

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

Acumulaciones

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

Grietas

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

39

2.

Metodología para estudios macromorfológicos

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

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

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

3.

Límites entre horizontes

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

C rite rio a d o p ta d o

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

D e nom inación

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

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

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

Criterio estándar

Denominación

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

Plano

El límite forma sinuosidades, más anchas que profundas.

Ondulado

El límite forma sinuosidades que son más profundas que anchas.

Irregular Anguloso Dcndrítico

Denticulado

Dignaciones Lenguas Lobulado

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

42

Discontinuo

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

4.

Descripción de suelos en el campo

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

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

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

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

4.1.

Estado de humedad

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

Criterios estándar Textura -33 kPa

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

Mojado

-1 kPa

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

Saturado

4.2.

Color

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

Los parámetros básicos son: Matiz

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

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

46

Croma (intensidad cromática)

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

Interpretación del color

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

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

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

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

Respuestas COLOR

13

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

C olor 1

C olor 2

C olor 3

1234 5

123 4 5

12345

1

2 3 4 5

-

6 7

ESTADO DE H UM ED A D No descrito

1 2345

1234 5

2 345

!

-i

1

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

48

12 3 4 5

1 2 3 4 5

12 3 4 5

1

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

-

■

1 2 3 4 5

-

1 2 3 4 5

—

—

1 2 3 4 5

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

12 3 4 5

-

~

-

L—

12 3 4 5

4.3.

Manchas

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

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7%

20 %

40 %

10 '

25'

50%

Estado de oxidación

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

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

4.5.

Elementos gruesos

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

4.6.

Textura

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

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

ARENA

M étodo de o p e ra r se cuencia

51

4.7.

Fracción arena

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

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

Estructura débilmente desarrollada

Estructura moderadamente desarrollada

Horizonte pedial

fuertemente desarrollada

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

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

4.9.

Ensayos de campo: componentes del suelo

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

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

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

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

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

4.10.

Consistencia

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

Prueba adecuada

Cualquiera Muy húmeda (mojada)

Compacidad Plasticidad Adhesividad Friabilidad Fragilidad o dureza

Húmeda y ligeramente húmeda Seca

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

54

Descripción No coherente Poco compacto Compacto Muy compacto

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

4.11.

Cementaciones

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

4.12.

Materia orgánica

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

4.13.

Actividad biológica

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

4.14.

Actividad humana

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

4.15.

Raíces

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

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

4.16.

Porosidad

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

4.17.

Grietas

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

4.18.

Estudio de superficies

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

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

4.19.

Acumulaciones

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

5.

Descripción codificada de suelos y bases de datos

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

6.

Características morfológicas y crecimiento de las plantas

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

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

7.

Bibliografía

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

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7.2.

Bibliografía de referencia

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60

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

1.

W.

B ir k e la n d .

1973

Continuum de observación: Enfoques metodológicos

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

I cm

Horizonte B

I mm

Agregado Deyección en un canal Escala

Deyección

2.

Caracterización del suelo: Técnicas clásicas

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

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

,

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

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

3.

Técnicas avanzadas en el estudio del suelo

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

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

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

•

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

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

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

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

4.1.

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

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

OCULAR

UJ

OCULAR (campo iluminado)

j ANALIZADOR

OBJETIVO

PLATINA GIRAGORIA N POLARIZADOR

(Vibra en todas direcciones)

FUENTE LUMINOSA

66

Luz ordinaria

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

Componente Fuente luminosa

Foco fijo cubierto con un vidrio azul cobalto.

Polarizador

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

Diafragma

Se halla entre el polarizador y la platina.

Lente convergente

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

Platina

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

Objetivos

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

Compensador

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

Analizador

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

Lente de Bertrand

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

Ocular

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

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

Descrito con

Descripción

Luz ordinaria

La que vibra en todas direcciones.

PPL

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

XPL

Situación de nicoles cruzados.

Cuerpos isótropos o monorrefringentes

XPL

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

Cuerpos anisótropos o birrefringentes

XPL

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

67

Conceptos

Descrito con

Descripción

Relieve

PPL

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

Color

PPL

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

Colores de interferencia

XPL

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

Extinción

XPL

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

Extinción recta

XPL

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

Extinción oblicua

XPL

No coincide con el retículo.

Elongación

XPL cuña Q

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

Maclas

XPL

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

Hábito de los cristales: forma

PPL

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

Exfoliación (en Latinoamérica, clivaje)

PPL

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

Fractura

PPL

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

Inclusiones

PPL

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

68

4.2.

Conceptos básicos en micromorfología

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

Fábrica o contextura

Unidades de fábrica Elementos de fábrica Fábrica parcial Fábrica-b

Estructura

Microestructura

Definición

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

69

Concepto

Definición

Grado de pedialidad

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

Componentes básicos

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

Masa basal

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

c/f

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

Material grueso

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

Micromasa

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

Edaforrasgos

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

Artefactos

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

4.3.

Descripción de láminas delgadas

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

•

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

•

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

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

Pcdión: Horizonte genético: Horizonte diagnóstico:

Localidad: Profundidad muestra: Fecha: Descrito por:

Microestructura: Pedial/apedial 1.

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

2.

Grado de pedialidad: Débil / Moderado / Fuerte.

3.

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

Huecos: 1.

Tipo de huecos.

2.

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

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

Límite c/f adoptado, relación c/f.

2.

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

3.

Componentes orgánicos básicos de la masa basal.

Edaforrasgos Interpretación de las observaciones:

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

71

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

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

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

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

•

Una fábrica interna diferente.

Cabe distinguir seis clases de edaforrasgos:

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

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

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

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

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

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

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

74

Fábrica-b cristalítica

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

Fábrica-b estriadas

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

Fábrica-b moteada

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

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

5.

Aplicaciones de la micromorfología

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

Descripción

Interpretación

Canales y cámaras

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

Vesículas

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

Componentes minerales básicos

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

Características morfológicas de granos minerales meteorizados

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

Fábrica-b de la masa basal

Naturaleza de la fracción fina y su orientación.

Edaforrasgos texturales

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

Edaforrasgo textural limoso

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

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

Procesos de reprecipitación.

Edaforrasgos de yeso lenticular

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

Yeso fibroso

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

Edaforrasgos de fábrica

Procesos de compresión, o de actividad de fauna.

Edaforrasgos excrementales

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

Superposición de morfologías

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

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

5.2.

Métodos micromorfométricos: Análisis de imagen

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

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

5.3.

Ámbitos de aplicación de la micromorfología

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

Aplicaciones

Ciencias Agrarias

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

Arqueología

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

Ingeniería civil

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

Edafología

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

77

Ámbito

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

Paleoedafología

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

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

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

Paleogeografía

Paleoambientes.

Biología del suelo

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

6.

Bibliografía

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

6.2.

Bibliografía de referencia

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81

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

1.

Introducción

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

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

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

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

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

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

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

•

Cap. 3. Morfología y descripción de suelos.

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

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

•

Acidez y basicidad del suelo (Cap. 10).

•

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

Para establecer los nom bres puede recurrirse a dos criterios:

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

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

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

3.

información complementaria para establecer una nomenclatura

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

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

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

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

Xeric Aquic Fluvius Psamm Dystric

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

86

Eutric Umbra Ochros Orthos

Riqueza en bases Oscuro Pálido Recto

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

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

4.

Proponiendo denominaciones para los suelos

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

ESTUDIO DE CASOS 1.

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

2.

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

3.

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

Respuestas 1.

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

87

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

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

3.

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

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

5.

Niveles jerárquicos en Soil Taxonomy

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

Condicionante principal

Orden

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

Gelisol

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

Histosol

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

Spodosol

88

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

Oxisol

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

Aridisol

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

Ultisol

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

Mollisol

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

Alfisol

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

Inceptisol

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

Entisol

6.

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

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

Grupos de suelos Unidades de suelos

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

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

89

7. 7.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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

7.2.

Bibliografía de referencia

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

90

6 Textura del suelo

1.

El suelo como sistema de tres fases

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

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

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

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

Ambito de estudio

Aspectos Distribución de partículas minerales según tamaños.

Textura.

Componentes inorgánicos.

Mineralogía. Superficie específica. Meteorización. Procesos de transporte.

Componentes orgánicos.

Composición. Procesos de transformación y transporte.

Organización.

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

Interfase sólido-líquido

Interacción suelo-agua.

Reacciones de superficie.

Líquida

Agua del suelo.

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

Exceso de agua.

Procesos de hidromorfismo.

Aireación del suelo.

Composición. Humedad del aire. Flujo de aire.

Sólida

Gaseosa

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

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

2.

Textura

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

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

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

arena limo arcilla

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

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

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

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

2.2.

Fracciones granulométricas y su justificación

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

Fracción

Justificación

> 2 mm

Elementos gruesos

200 pm

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

94

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

Justiticación

Fracción

Lím ite

50 pm

Límite superior del limo USDA

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

20 pm

Límite superior del limo 1SSS

Límite arbitrario.

< 2 pm

Arcilla

Partículas con importante carga eléctrica superficial. Superficie específica elevada.

< 0 ,2 p m

Arcilla fina

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

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

Granulometría denominación USDA Simple

FRACCIONES Denominación Arena USDA Limo USDA Arcilla

USDA

Arena gruesa USDA Arena fina USDA Limo USDA Arcilla

USDA Completa

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

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

0 250 mm) Microagregados (20-250 mm) Limo más arcilla (< 20 mm)

204

0,5-2 0,1-0,4 1-8 1-15 1-7 1-23 3-80 5-1.000

Con un reciclado o turnuver rápido, la tasa de mineralización también deberá serlo, por lo que el almacenamiento de m.o. en el suelo será bajo. Por el contrario, un reciclado o turnover lento expresa una mineralización débil, con lo que la m.o. se acumulará en el suelo. Las plantas extraen del suelo mayor cantidad de nitrógeno que de cualquier otro nutriente. En la mayoría de los horizontes de superficie de los suelos, más del 90 % del nitrógeno se halla en formas orgánicas (Kelley y Stevenson, 1996), ya sea en la m.o. fresca o en el humus. El nitrógeno desempeña un papel clave en la nutrición de las plantas y en cómo lo absorben radica una de las controversias entre la agricultura convencional y la agricultura orgánica. Por lo general, en química agrícola se considera que las formas orgá­ nicas no pueden ser directamente absorbidas por las plantas, requiriéndose su mineraliza­ ción previa. Cuando se añade N-fertilizante, la eficiencia de la fertilización nitrogenada y las dis­ ponibilidades de N para las plantas vendrán afectadas por la importancia de la relación mineralización-inmovilización del N por los microorganismos. Una parte del N-fertili­ zante aplicado se incorporará a las sustancias húmicas y resultará estabilizado hasta que éstas no se mineralicen. En regiones templadas, durante el primer año se inmoviliza entre un 20 y un 40 % del N-fertilizante aportado. Los estudios con l5N han mostrado que un tercio del nitrógeno aportado en forma de fertilizante permanece en forma orgánica des­ pués de la primera estación de crecimiento y sólo una pequeña fracción (< 15 %) pasará a estar a disposición de las plantas en segundo año (Kelley y Stevenson, 1996). Esta inmo­ vilización de N tiene lugar principalmente en forma de aminoácidos y aminoazúcares y es el resultado de reacciones de polimerización entre compuestos amino y polifenoles, con lo que el N entra a formar parte de estructuras húmicas muy estables y disminuye su disponibilidad. La mitad del fósforo en la biosfera se encuentra en forma orgánica. En los suelos el P puede encontrarse en forma de apatito y en las formas orgánicas. Ni una ni otras son formas asimilables por las plantas, por lo que se requerirá un proceso de mineralización para que pase a ser disponible para las plantas.

ESTUDIO DE CASOS 1.

En el supuesto de que no haya nuevos aportes de m.o. fresca, se observa que, a medida que progresa la mineralización, la actividad microbiana dis­ minuye. ¿Por qué?

2.

¿Qué incidencia tiene la mineralización en el contenido de grupos alquilo, O-alquilo y aromáticos en la composición de la m.o. restante?

3.

¿Qué factores físicos inciden sobre la recalcitrancia de los componentes de la m.o. del suelo?

4.

Calcular el tiempo de reciclado (turnover) de la m.o. en equilibrio dinámico de un epipedión cuyo espesor es de 25 cm, su contenido de m.o. es de un 2 % y la densidad aparente de 1.350 Mg nrr3, con un aporte anual de m.o. de 2 Mg ha-1.

205

Respuestas 1.

La presencia de C fácilmente mineralizable favorece el crecimiento de la biomasa microbiana y la producción de materiales extracelulares inclu­ yendo polisacáridos (material fibroso o granular) y otros compuestos. A medida que progresa la mineralización, la biomasa microbiana tendrá menos C cuantitativamente y cualitativamente a su disposición, por lo que su actividad disminuirá, si no hay nuevos aportes.

2.

En una primera etapa se consumen los compuestos más lábiles de los res­ tos orgánicos (carbohidratos y proteínas) y se produce un aumento relativo de compuestos más resistentes, que son aquellos que tienen bajo conte­ nido en O-alquilo y altos contenidos en grupo alquilo y aromáticos.

3.

La localización de la m.o. en huecos que por su pequeña dimensión resul­ ten inaccesibles a los microorganismos y sus enzimas, supone una protec­ ción física importante.

4.

Tiempo de reciclado = (m.o. del suelo Mg ha-1) / (aporte anual de m.o. Mg ha-1 año-1) = 33.750 años.

6.3.

Papel de los suelos en el secuestro de carbono y cambio global

A partir de la segunda mitad del siglo xx ha habido una preocupación creciente por los temas medioambientales a escala global. Ello ha llevado a estudiar los efectos del consumo masivo de combustibles fósiles. El hecho de que las emisio­ nes de C 0 2 supongan más del 80 % de todas las emisiones de gases de efecto invernadero (SSSA, 2002) ha hecho intensificar los estudios sobre los factores que inciden en el incremento de la concentración de C atmosférico. Los suelos consti­ tuyen un compartimento terrestre que actúa como reservorio de C orgánico, por lo general, muchos suelos tienen gran capacidad de secuestro de C. La potencialidad de los suelos para almacenar m.o. y la extensión de la cubierta edáfica en su con­ junto explican su importancia en el balance global de C. La gestión de la m.o. del suelo permite incidir a corto y medio plazo en el secuestro de C. El papel de los océanos en el secuestro de C en forma de carbonates precipitados es de mucha mayor importancia, no obstante, su efecto es a muy largo plazo y, además, no resulta posible actuar sobre él. Las actividades humanas relacionadas con la agricultura y la silvicultura inciden gran­ demente en la dinámica, la química y el balance de C orgánico en los suelos. La tala de bos­ ques, las rozas, las transformaciones de pradera a tierra de labor, el sistema de cultivo (laboreo continuado, mínimo o de conservación), las quemas de bosques y de rastrojos, la variación espacial de la vegetación, entre otros aspectos, pueden hacer aumentar o dismi­ nuir el contenido de m.o. del suelo o bien generar C 0 2 (medio aireado) o C 0 2 y CH4 (medio anaerobio) hacia la atmósfera (Cap. 14). 206

El secuestro de carbono — Hace referencia al almacenamiento de C en una forma estable en una cierta escala temporal. — Puede tener lugar de forma directa por paso a formas inorgánicas, tales como CaCO, y MgCO} o por formación de biomasa (fotosíntesis); y de forma indirecta, como m.o. del suelo. Entre los aspectos a tener en cuenta en los estudios de secuestro de C en los suelos se puede destacar (Macías, 2002): — Capacidad de un suelo para actuar de sumidero de C. — Mecanismos de fijación de C. — Efectos del tipo de uso del suelo sobre el contenido de m.o. — Balance de C en un determinado ecosistema. — Efectos beneficiosos del incremento de C en el suelo (estructura, porosidad, capaci­ dad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD), fertilidad, etc.). — Efectos derivados de la rehabilitación de suelos degradados. — Efectos derivados de las reforestaciones. — Planificación del uso de los suelos. Este conocimiento permitirá llegar a establecer protocolos de monotorización que resulten aceptables y hagan posible verificar el secuestro de C en sistemas suelo-planta, así como poner a disposición de los que toman decisiones mejores criterios para realizar mejo­ res análisis cuantitativos económicos y políticos (SSSA, 2002). De este modo, se podrá dar mejor cumplimiento a acuerdos internacionales sobre cambio global, tales como el Proto­ colo de Kyoto, para la reducción de emisiones a la atmósfera.

6.4.

Agricultura sostenible y calidad de la materia orgánica

El Informe Bruntland (1987) de la Comisión Mundial sobre Medio Ambiente y Desarrollo definió el desarrollo sostenible (Jiménez y Lamo de Espinosa, 1998) como aquel que: Debe permitir satisfacer las necesidades y aspiraciones de la población actual, sin comprometer la capacidad de las futuras generaciones para satisfacer sus propias n ecesid ad es, lim itando la exp lo tació n de los recursos naturales mediante una gestión eficiente y organización social. Las primeras necesidades a satisfacer son las alimentarias, para una población mundial en crecimiento constante, por consiguiente, dado que la materia orgánica afecta a múltiples funciones del suelo, contribuye a su sostenibilidad/sustentabilidad y por ende a la de la agricultura (Swift y Woomer, 1993; Cárter, 2001). A lo largo del siglo xx ha tenido lugar 207

una pérdida importante en el contenido de m.o. de los suelos, como consecuencia de los cambios en los modelos de uso del territorio, para dar respuesta a las necesidades derivadas del aumento de población mundial con expansión de las tierras cultivadas. Smyth y Dumanski (1995) han establecido cinco componentes para alcanzar un manejo sostenible/sustentable del territorio: — Productividad: mantener y aumentar la producción para satisfacer las necesidades alimentarias de la población. — Seguridad: disminuir el nivel de riesgos de producción, calidad de los alimentos. — Protección: proteger la calidad de los recursos naturales y prevenir la degradación, del recurso suelo y prever su conservación. — Viabilidad: mantener la viabilidad económica de la actividad agraria. — Aceptabilidad: modelo de desarrollo que resulte socialmente aceptable. Cada componente se evalúa por medio de indicadores, que presentarán un umbral o valor crítico más allá del cual se producen efectos adversos para la sostenibilidad/sustentabilidad. La forma de interpretar cada indicador no tiene un carácter universal, debiendo establecerse valores críticos para cada categoría de suelos y sistema agrario. Por otro lado, la escala de tiempo puede variar para cada componente. Dado el distinto comportamiento de los compo­ nentes de la m.o., el mejor indicador no será el contenido de m.o., sino la relación entre resi­ duos orgánicos «frescos» o «activos» aportados y el contenido de m.o. Ello es debido a que los residuos orgánicos «frescos» son los que desempeñan un papel más importante en la estructura del suelo y propiedades relacionadas (Loveland y Wcbb, 2003). El estudio de la sostenibilidad también se puede abordar a partir de modelos ecológicos (Cárter, 2001). Para mejorar las funciones de un suelo se puede pensar en hacer aportes de alguna enmienda orgánica, para intentar aumentar el contenido de m.o. Ahora bien, el cálculo de la cantidad de enmienda a incorporar para aumentar de forma significativa el contenido de m.o. de un suelo pone en evidencia, en muchas ocasiones, que esta mejora resulta impracticable, por antieconómica. Ello lleva a considerar que la base de las estrategias de los agricultores para la sostenibilidad/sustentabilidad debe ser intentar mantener el nivel de m.o., ya que aumentarlo resulta difícil. Las entradas deben equilibrar las pérdidas, pero, además, se requiere asegurar un adecuado ciclo de nutrientes (Ritz y Griffiths, 2001). El mantenimiento de los contenidos de m.o. en suelos de cultivo en agricultura convencional se puede conseguir por medio de: — Gestión adecuada de los residuos de cosechas: enterrado de los rastrojos cuando todavía conservan humedad. Evitar las quemas. — Abonados en verde. — Rotación de cultivos. — Aportes de m.o. asequible en la zona y a buen precio, ya sean estiércoles, residuos orgánicos de industria, lodos de depuradora u otros. — Laboreo de conservación: hace aumentar el contenido de m.o. con lo que se mejora la estructura del suelo, se evita el impacto directo de las gotas de lluvia sobre los agregados y, en laderas, hace que haya menores pérdidas de suelo por erosión. — Laboreo mínimo con siembra directa: una menor aireación supone una menor degradación de la m.o. A veces, pueden ser posibles dos cosechas en un año. 208

Para evaluar la calidad de la materia orgánica de un suelo se puede partir del esquema secuencial propuesto por Cárter (2001) y Cárter et al. (1996) para fines de uso específicos a establecer: Secuencia de pasos

6.5.

Esquema secuencial

Preguntas implicadas

1

Propósito

¿Para qué se va a utilizar el suelo?

2

Funciones

¿Que papel específico se requiere del suelo?

3

Procesos

¿Qué procesos clave sostienen cada función?

4

Propiedades/atributos

¿Cuáles son las propiedades críticas del suelo para cada proceso?

5

Indicadores/subrogaciones/ funciones de edafotransferencia

¿Cuáles son los valores críticos o umbrales? ¿Cuándo el atributo resulta difícil de medir o, si no está disponible, a partir de qué propiedades se puede inferir?

6

Metodología

¿De qué métodos se dispone para medir el atributo?

7

Normalización

Reglas técnicas y protocolos para el muestreo del suelo, manejo, almacenamiento, análisis e interpretación de datos

Gestión de la fertilidad de los suelos: Agricultura convencional y agriculturas alternativas

La producción de alimentos de calidad constituye el punto central de la agricultura. Ya se ha indicado que en un agroecosistema el ciclo de nutrientes se caracteriza por ser un ciclo abierto. Para que un suelo produzca útilmente y poder asegurar así la alimentación a una población mundial creciente, hay que restituir aquellos nutrientes que sean exportados por las cosechas. La forma de hacerlo es objeto de controversias desde los tiempos en que el químico alemán Justus von Liebig (1803-1873) publicó su celebre tratado titulado Quí­ mica Aplicada a la Agricultura y a la Fisiología. En él expuso la teoría de la alimentación mineral de las plantas, que sirvió de base para impulsar la industria de abonos químicos, que fue la causa más eficaz del progreso agrícola y de la revolución agrícola de mediados del siglo xix (Boulaine, 1989). Justus von Liebig arremetió contra la teoría de humus, ardientemente defendida por Daniel Thaer (1752-1828), fundador y director de la Escuela de Agricultura de Moglin (1810). Según Thaer el humus sería la única fuente de alimento para las plantas y lo que habría que aportar para asegurar la restitución de los nutrientes. Daniel Thaer afirma que «como el humus es una producción de la vida, igualmente es la circunstancia de la que ésta depende». La controversia con Liebig no fue menor, interviniendo en ella prestigiosos químicos, entre ellos Berzelius. El estado del conocimiento en química de suelos en la época favore­ cía la polémica. Cabe recordar que la capacidad de intercambio catiónico del suelo (Cap. 9) no fue observada hasta 1848, habiendo sido el agricultor H.S. Thompson quien se dio cuenta del fenómeno e informó de ello al químico J. Thomas Way, que es quien lo estudió científicamente entre 1850 y 1852. Igualmente, en aquel momento los efectos de la m.o. sobre las funciones del suelo eran prácticamente desconocidos. 209

Para situarse en el contexto histórico de la época, cabe indicar que a finales del siglo Thomas R. Malthus (1766-1834), con la publicación de su obra Essays on Principies o f Population, expresaba la preocupación por el desequilibrio entre el ritmo de crecimiento de la población y la posibilidad de expandir la producción de alimentos. Sin la posibilidad de equilibrar la situación, en opinión de Malthus, la presión demográfica llevaría a una sobreexplotación de las tierras. Para él, el hombre no podían cambiar la naturaleza, ni el suministro de la mayoría de recursos, por lo que poco se podría hacer para contrarrestar la pobreza y la degradación de los suelos, que es lo que siguen manteniendo los neomatusianos en la actualidad. Este planteamiento se ha visto que resulta extremadamente simplista, habiendo sido cuestionado posteriormente por otros muchos autores, a partir de los sucesi­ vos logros de la ciencia del suelo y de las ciencias agrarias. x v iii,

La idea del hombre como corruptor de la naturaleza era defendida por los poetas románticos del siglo xix. En 1864, George Perkins Marsh publicó el libro Man and Nature or Physical Geography as Modified by Human Action, que se puede considerar el primer libro que inicia la discusión moderna de los temas medioambientales. No obstante, habría que esperar casi un siglo para que se produjese un verdadero interés por los aspectos medioambientales del desarrollo y no fue hasta 1980 que se empezó a hablar de desarrollo sostenible/sustentable. En 1878, Diego Navarro Soler publicó la segunda edición de su libro titulado El estiércol. En él se refleja indirectamente la polémica entre los defensores de Thaer y los de Liebig, cuando escribe «sin que permanezcamos a ninguna escuela exclusiva, ni nos dejemos llevar por la pasión a lo nuevo, siquiera se nos haya calificado de entusiastas partidarios de los abo­ nos químicos, cuando sólo los aceptamos como una necesidad ineludible del cultivo intensivo y como auxiliares del estiércol, abono normal, fundamental y esencial, procuraremos tomar de todas lo mejor, sin ningún género de prevención, exponiendo sus ventajas e inconvenientes». La controversia perdura hasta nuestros días, ya que, a la par que avanzan los conoci­ mientos sobre la nutrición de las plantas, surgen planteamientos alternativos a la agricultura convencional. La agricultura orgánica se desarrollaba en tiempos de Liebig, como un movi­ miento de resistencia al empleo de fertilizantes químicos, a la mecanización y a la indus­ trialización de la agricultura. Con el descubrimiento del DDT y la aplicación masiva e incontrolada de fitosanitarios, ha pasado a representar la oposición al empleo de agroquími­ cos en agricultura (De Roose y van Parijs, 1991). A partir de finales de la década de 1960, se empezó a generalizar el interés por este tipo de agricultura, denominada igualmente, con sus matices, agricultura biológica, ecológica, alternativa o regenerativa. En 1968, Hans Peter Rusch publicó el libro La Fecondité des Sois, en el que expone las reglas básicas de la agricultura biológica, como la denomina él. Por otro lado, a principios del siglo xx, Rudolf Steiner (1861-1925) había introducido la agricultura biodinámica. Paralelamente a estas concepciones de la agricultura y no ajeno a ellas, a mediados del siglo xx, surge el ecologismo como movimiento social, para poner fin a la degradación derivada de la expansión de la sociedad industrial. La ecología como ciencia constituye un componente del ecologismo. En este movimiento se distinguen los medioambientalistas cuyo objetivo es la defensa del medio ambiente y los alternativos, que constituyen un movi­ miento cooperativo, comunitario y organizaciones feministas. En el movimiento ecolo­ gista se distinguen, según su estrategia, los verdes espirituales, que priorizan un cambio de mentalidad, y los verdes políticos que, por el contrario, preconizan el cambio de estructu­ ras, la modificación profunda de las instituciones (De Roose y van Parijs, 1991). Dado que el pensamiento ecologista suscita un interés creciente, también así los modelos de agricul­ 210

tura más próximos a él y más vinculados con un enfoque basado en la gestión de la m.o. en los agroecosistemas. Dado que, en la práctica, ningún agroecosistema es de ciclo biogeoquímico cerrado (pérdidas por lixiviación, volatilización, extracciones por las cosechas e inmovilizaciones en la biomasa), se requiere un aporte de nutrientes para reponer las extracciones. Una parcela agrícola constituye un sistema abierto. En una finca agropecuaria se pueden reciclar nutrientes, al incorporar al suelo las deyecciones del ganado, práctica habitual en una agricultura tradicional extensiva y en la que el agricultor utilizaba pocos fertilizantes químicos. En países desarrollados, desde hace años se ha introducido la ganadería intensiva sin tierra, con lo que el exce­ dente de deyecciones ha empezado a ser un problema medioambiental (Cap. 28). No debe verse el suelo como un vertedero que todo lo admite. Un exceso de puri­ nes aplicados al suelo puede producir desequilibrios nutricionales, por el exceso de N aportado. Así, por ejemplo, en un campo cultivado con trigo, hará que éste crezca en altura, aumentando su susceptibilidad al encamado tras una lluvia (Teixidor, 2002, com. personal). Por otro lado, el frente de humectación en el suelo puede llegar a alcanzar y contaminar una capa freática. La forma de restituir al suelo los nutrientes que extraen los cultivos diferencia de forma notoria los diversos modelos de agriculturas en uso. Frente a la concep­ ción de una agricultura basada en el uso de agroquímicos, se han ido planteando otros enfoques (Labrador et al., 2002):

— — — — — —

Agricultura biodinámica (Stciner, 1924). Agricultura del humus (Sykes, 1946). Agricultura orgánica. Agricultura biológica (Rusch, 1968). Agricultura regenerativa. Agricultura ecológica.

Todos estos enfoques tienen en común la búsqueda de soluciones que tengan en cuenta las relaciones complejas existentes entre los diferentes componentes del sistema y la sostenibilidad/sustentabilidad del mismo, para producir alimentos sanos y exentos de cualquier tipo de residuo (Cook y Lee, 2000). Las expresiones agricultura orgánica, agricultura bioló­ gica y agricultura regenerativa, en algunos casos pueden considerarse sinónimos (Lampkin, 1992). En Europa continental, se ha extendido más el uso del término «agricultura bioló­ gica o ecológica» que es la que tiene una normativa aprobada, mientras que en los países anglosajones se utiliza más la expresión «agricultura orgánica».

Agricultura biodinámica La agricultura biodinámica surge como un impulso de renovación cultural promovido por el filósofo austríaco Rufolf Steiner (1861-1925) y como respuesta a los enfoques de

211

Liebig. Steiner creó una corriente de pensamiento denominada Ciencia espiritual o Antroposofía. Los planteamientos de la agricultura biodinámica fueron dados a conocer en el Curso de Agricultura (Steiner, 1924, 1988). Se basa en el reconocimiento de fenómenos o elementos «suprasensibles» (fuerzas etéricas formadoras), que existen además de los ele­ mentos cuantificables o medibles por la ciencia. El agricultor debe captar estas fuerzas y utilizarlas para manejar sus cultivos. Puede recurrirse a obras como La Filosofía de la Libertad y la Ciencia Oculta para profundizar en los planteamientos de Steiner y ver la actitud y la responsabilidad que propone al empresario biodinámico cuando trabaja en agri­ cultura. La concepción ternaria del organismo social que plantea Steiner comprende: liber­ tad en el pensar; en la vida cultural, igualdad en el sentir y ante la ley; y fraternidad al actuar y en la vida económica (Colmenares, 2002). Los principios básicos de la agricultura biodinámica tienen similitudes con los de la agricultura biológica, si bien el enfoque filosó­ fico y la manera de aplicarlos es diferente. Este tipo de agricultura se ha extendido con la emigración de agricultores alemanes a diversas partes del mundo. Así por ejemplo, se prac­ tica en las Islas Canarias (España) para cultivar plátanos y tomates biodinámicos; en Chiapas (México) para producir café biodinámico, entre otros lugares.

b)

Agricultura orgánica

La agricultura orgánica confía en un adecuado manejo de la m.o. para mejorar las propiedades químicas, biológicas y físicas de los suelos, para optimizar la producción. Los principios de este tipo de enfoque son: — Favorecer e intensificar los ciclos biológicos en el agroecosistema. — Trabajar lo más posible dentro de un sistema cerrado, en lo referente a la materia orgánica y los nutrientes. — Trabajar con los sistemas naturales más que buscar dominarlos. — Mantener e incrementar la fertilidad del suelo a largo plazo. — Utilizar, siempre que sea posible, recursos renovables. — Controlar la erosión. — Permitir a los productores agrícolas un beneficio adecuado y una satisfacción en su trabajo. — Producir alimentos de alta calidad nutricional y en cantidad suficiente. — Evitar cualquier forma de contaminación que se pueda derivar de técnicas agrícolas: se propugna el control integrado de plagas. — Proporcionar al ganado unas condiciones de vida que les permitan desarrollar sus características innatas. — Mantener la biodiversidad. Una de las diferencias fundamentales entre el manejo de sistemas convencionales y sis­ temas orgánicos reside en la forma en que se abordan los problemas. De acuerdo con Watson et al. (2002), la agricultura convencional a menudo adopta soluciones con objetivos a corto plazo (por ejemplo, aplicación de un fertilizante soluble o de un herbicida). Por el contrario, los sistemas orgánicos utilizan un enfoque estratégicamente diferente, buscan soluciones a más largo plazo, preventivas, más que correctoras y a nivel del sistema en su 212

conjunto. Así por ejemplo, el control de la erosión, el diseño de rotaciones de cultivo para incidir sobre el ciclo de nutrientes, el control integrado de plagas, etc. (Stockdale et al., 2(X)1), para conseguir la sostenibilidad/sustentabilidad del agroecosistema. El Departamento de Agricultura de EE.UU. (USDA) se ha interesado por la agricultura orgánica y, al definirla, destaca la exclusión del uso de fertilizantes de síntesis y pesticidas en cultivos y la de reguladores del crecimiento y aditivos en la alimentación animal. En Alemania, la agricultura orgánica es objeto de enseñanza en algunas universidades, lo que se está generalizando a otros países. En Inglaterra y Gales, el Agricultural Developmcnt and Advisory Service (ADAS) tiene un coordinador nacional y consejeros regionales con responsabilidad en temas de agricultura orgánica. Watson et al. (2002) se ocupan del estu­ dio de la agricultura orgánica en Australia. Los productos que se comercializan como pro­ cedentes de agricultura orgánica deben cumplir las normativas establecidas en los respecti­ vos países y pueden gozar de una denominación de origen. Así en EE.UU. la EC Regulation 2092/91 y 1804/99.

c)

Agricultura ecológica

Los planteamientos de la agricultura ecológica quedan reflejados en las Normas que cualquier sistema agrícola debe cumplir para poder ser calificado como ecológico (CRAE, 1990; Labrador et ai, 2002; González y Altés, 2002). El Manual de Agricultura y Ganade­ ría Ecológica (Labrador et al., 2002) constituye una buena base para profundizar en el tema. El Consejo Regulador de Agricultura Ecológica español ha establecido las siguientes normas: — Producir alimentos de alta calidad nutricional en cantidades suficientes. — Trabajar con los sistemas naturales más que pretender dominarlos. — Fomentar y potenciar los ciclos biológicos dentro de la finca, implicando a microor­ ganismos, flora y faunas edáficas, plantas y animales. — Mantener e incrementar, a largo plazo, la fertilidad del suelo. — Utilizar, hasta donde sea posible, los recursos renovables en sistemas agrícolas localmente organizados. — Trabajar tanto como sea posible en un sistema cerrado, con especial atención a la m.o. y elementos nutritivos (evitar el empleo de agroquímicos). — Dar al ganado las condiciones de vida que les permitan desarrollar todos aquellos aspectos de su comportamiento innato. — Evitar todas las formas de contaminación que puedan resultar de las técnicas agrícolas. — Mantener la diversidad genética del sistema agrícola y sus alrededores, incluyendo la protección de plantas y del hábitat silvestre. — Permitir a los productores unos retornos económicos adecuados y satisfacción por su trabajo, incluyendo un ambiente de trabajo seguro. — Considerar el amplio impacto que genera, en el ámbito social y ecológico un deter­ minado sistema de explotación agrícola. 213

Estos planteamientos realzan los aportes de la biología de suelos, frente a considerar única y exclusivamente los de la química de suelos. Se basan en la comprensión de las aso­ ciaciones entre micorrizas, fijación simbiótica de nitrógeno atmosférico, la rizosfera, el ciclo de la m.o. y la disponibilidad de los distintos nutrientes para controlar la nutrición de las plantas. Plantear rotaciones de cultivo equilibradas, con el policultivo de especies adap­ tadas y empleo de métodos mecánicos para la regulación de las plantas adventicias o flora arvense (denominadas «malas hierbas» en la agricultura convencional). En diversos países se han constituido entidades y se han elaborado disposiciones para coordinar las iniciativas, potenciar este tipo de planteamientos en la producción de alimen­ tos y compartir experiencias. Los gobiernos han establecido normas para dar garantías a los consumidores de los productos que adquieren. Así, por ejemplo:

— Sociedad Española de Agricultura Ecológica (SEAE). — Consejo Regulador de Agricultura Ecológica español (CRAE). — Denominación de origen de agricultura ecológica: RD759/1988 de 15 de julio del Ministerio de Agncultura, Pesca y Alimentación de España (MAPA). — Orden de 4 de octubre de 1989 del MAPA, por la que se aprueba el Reglamento de la Denominación Genérica «Agricultura Ecológica y su Consejo Regulador». — Asociación de Agricultura Biodinámica de España. — Asociación Española de Comercializadores y Fabricantes de Productos Biológicos. — International Federation of Organic Agriculture Movements (IFOAM).

d) Agricultura tradicional La agricultura tradicional que se practicaba en España con anterioridad a 1960 era una agricultura extensiva, asociada con la ganadería. El estiércol permitía compensar las extracciones de los cultivos. En una época de autarquía, el objetivo era conseguir aumentar la producción y lejos estaban todavía las preocupaciones medioambientales. La labranza con animales solía tener en cuenta los principios de conservación de suelos. Las yuntas de bueyes o de muías labraban siguiendo las curvas de nivel en un ir y venir interminable que hacía muy penosa la vida del gañán que llevaba a cabo este trabajo. Las rotaciones de culti­ vos, los barbechos y otras prácticas de cultivo permitía satisfacer las necesidades alimenta­ rias de la población.

f)

Agricultura convencional intensiva

La agricultura convencional se basa en el uso de agroquímicos y la agromecánica incorporadas para mejorar las prácticas y las producciones de la agricultura tradicional. Su objetivo ha venido siendo intensificar la producción para alimentar a una población cada vez mayor, demostrando, sin proponérselo directamente, que los planteamientos de Malthus y los neomalthusianos no tienen vigencia. Este tipo de agricultura ha tenido logros evidentes, si bien su intensificación puede provocar impactos negativos, destacados por el movi­ miento ecologista como crítica a la sociedad de consumo. En este tipo de agricultura se pueden citar los siguientes puntos fuertes y puntos débiles: 214

Puntos fuertes: Ha permitido: — Incrementar las producciones agrícolas y ganaderas. Un maíz indígena, cultivado en suelos de ladera, sin fertilizantes, en agricultura de subsistencia, produce unos 1.000 kg por hectárea; un maíz híbrido, en regadío, con uso de fertilizantes y de fitosanitarios, produce entre 10.000 y 15.000 kg por hectárea. — Alcanzar la autosuficiencia alimentaria en muchos países del mundo. — Un trabajo en el campo menos penoso para el hombre y la mujer, con la introducción de la agromecánica y los diseños más ergonómicos de las máquinas agrícolas. — Producir a menores costes. — Pasar de una agricultura de subsistencia a una agricultura industrial. — Requerir menos población activa agraria para producir alimentos. Puntos débiles: — Las elevadas producciones sólo se pueden mantener con mayores exigencias de agroquímicos. — La producción de fertilizantes químicos incide sobre los consumos de recursos ener­ géticos a escala global. — La pérdida de la práctica de las rotaciones de cultivo equilibradas y paso al mono­ cultivo. — La agromecánica mal utilizada da origen a una degradación física de los suelos (Cap. 25) y acelera los procesos erosivos (Cap. 23). — Las transformaciones en regadío mal planteadas han dado origen a la degradación de los suelos por procesos de salinización y sodificación (Cap. 24). — Se han generalizado las explotaciones ganaderas sin tierra, lo que da origen a exce­ dentes de residuos (purines, por ejemplo). — Aumenta el riesgo de contaminación ambiental (Cap. 28). — Aumenta los riesgos para la salud humana. — Provoca excedentes de productos agrícolas en los países del hemisferio Norte, dando lugar a agriculturas subvencionadas, lo que perjudica las exportaciones y las posibilidades de desarrollo de países pobres. — Fuerza a que la energía sea de bajo costo, con repercusiones en el precio internacio­ nal del petróleo y en el control de las fuentes de energía. — Abandono de tierras, despoblación del campo y riesgo de degradación. Las críticas recibidas por la agricultura convencional han llevado, por un lado, a un auge creciente de las denominadas agriculturas alternativas (biodinámica, ecológica y orgánica) y, por otro, al desarrollo de la agricultura sostenible/sustentable (Jiménez y Lamo de Espinosa, 1998; Loomis y Connor, 2002), con planteamientos muy vinculados a la idea de desarrollo sostenible/sustentable.

g) Agricultura sostenible/sustentable La International Union for the Conservation o f the Nature and Natural Resources, en 1980 definió el desarrollo como «aquella modificación de la biosfera y de los recursos 215

inertes para satisfacer las necesidades humanas y mejorar la calidad de vida de las perso­ nas». De aquí debe desprenderse la voluntad de mejorar el bienestar de las personas y dar beneficios para todos. La agricultura sostenible/sustentable no renuncia a los beneficios de los agroquímicos, ni a los de la agromecánica, si bien es sensible a las críticas recibidas y plantea producir teniendo en cuenta los factores económicos, sociales y medioambienta­ les. Los aspectos que tiene en cuenta son: — — — — — — — —

La población a la que se dirigen los beneficios del desarrollo. El suministro de alimentos de calida y en cantidad suficiente. La conservación de suelos y agua. El evitar la extinción de especies. Conservar los recursos genéticos. Energía. Industria. Asentamientos humanos.

Ante los diversos planteamientos, no debería olvidarse que, para que uno de ellos sea sostenible/sustentable, deberá cumplirse un doble requerimiento. Por un lado, debe ser c o m p a t ib le c o n la s e x p e c ta t iv a s de los agricultores y, por otro, su influencia sobre el medio ambiente debe ser tal, que p u e d a s e r p r a c tic a d o in d e f i­ n id a m e n te , sin consecuencias no deseables. Por ello debe tenderse hacia e n fo q u e s h o lístic o s, que tengan en cuenta los factores de producción, para que sea rentable para los que la practican, los medioambientales, para que no haya degradación, y los requirimientos de la propia población (Bridges y Catizzone, 1998), abando­ nando enfoques sectoriales estrictamente productivistas a cualquier precio. En definitiva, cualquiera que sea el enfoque adoptado, el objetivo debe ser evi­ tar la sobreexplotación de los suelos y lograr su conservación, ya que cada suelo tiene una capacidad productiva y una resiliencia dadas (Cap. 23) que, si se reba­ san, se generan procesos de degradación que, a la larga, resultan irreversibles.

7. Aspectos ecológicos de la materia orgánica: Tipos ecológicos de humus La m.o. acumulada en el suelo es el resultado de procesos edafogénicos (Cap. 17) y traduce las condiciones de medio a lo largo de formación de un suelo (Cap. 18). El estudio de la m.o. con un enfoque ecológico hace posible adquirir informa­ ción de síntesis acerca de ambos aspectos. Como consecuencia, se han ido estable­ ciendo diversos tip o s e c o ló g ic o s d e h u m u s , utilizando en este caso el término h u m u s en sentido amplio, sinónimo de m.o. del suelo. Los criterios inicialmente utilizados para clasificar los tipos de humus eran básicamente morfológicos y, con el avance de los conocimientos acerca de la m.o., se han ido comple­ mentando con criterios físico-químicos, microbiológicos y bioquímicos (Duchaufour, 2(X)1). Entre ellos cabe indicar: 216

Criterios morfológicos: — Aspecto y color. — Morfología macroscópica y microscópica. — Espesor. — Grado de unión entre la m.o. y la materia mineral. — Existencia de un horizonte O encima del A. — Grado de descomposición de la m.o. El horizonte O se puede subdividir atendiendo al % de fibras (Cap. 3), así: Oa fibras < 17 %; Oe 17 < f < 40; Oi fibras > 40 %. Criterios físico-químicos: — Reacción (pH) y porcentaje de saturación de bases. — Relación C/N. — % de mineralización anual. — % de extracción con álcalis. — % de humificación. — % de polimerización: ratio AF/AH. Criterios microbiológicos y bioquímicos: — Actividad enzimática. — Respiración del suelo (curvas de mineralización, biodegradabilidad de la m.o.). — Actividad biológica global por medio de la actividad ATPasa.

La clasificación de los tipos de humus se propone caracterizar la actividad biológica global, la intensidad de m ineralización y la importancia de la humifica­ ción, como resultado de unas condiciones ecológicas dadas (Duchaufour, 1984, 2001). Scheffer y Ulrich (1960) distinguieron nueve tipos distintos de humus, atendiendo a aspectos nutricionales del medio, desde los ricos en bases (eutrófico) a los pobres en bases (distrófico, oligotrófico), desde los formados en condi­ ciones aerobias a los resultantes de un medio anaerobio. La actividad biológica, como se ha indicado anteriormente, decrece con la acidez y con una anaerobiosis creciente:

Condiciones nutritivas del medio

Eutrofia Mesotrofia Distrofia

Condiciones hídricas del medio

C/N

Terrestres (Aerobias)

Semiterrestres (Anaerobias)

Subacuáticas (Anaerobias)

< 12

Mull Moder Humus bruto o mor

Anmor Turbera Turbera acida

Sapropel Gytja Dy

>20

Este enfoque ha llevado a establecer subdivisiones en cada una de las cate­ gorías indicadas. D uchaufour (1984, 2001) establece los siguientes tipos de humus: 217

Humus activos: mull — Mull eutrofo (pH > 5.5). — Mull mesotrofo (pH entre 5.0 y 5.5.). — Mull ácido (pH < 5.0). — Mull cálcico. — Mull ándico. — Mull-moder. Humus poco activos: mor Humus formados en un exceso o una falta de agua: — Hidromull. — Hidromoder. — Hidromor. — Anmor. — Turba.

La incorporación de técnicas de laboratorio ha permitido aumentar la precisión en el estudio, si bien ha hecho cada vez más difícil un diagnóstico en campo. Esto, junto al hecho de que este enfoque resulta difícil de aplicar en suelos cultivados, hizo que no se tuviese en cuenta, ni se tenga, al definir los epipediones en la Soil Taxonomy (NSCS, 1998), ni en la World Reference Base (FAO - IUSS, 1998).

ESTUDIO DE CASOS 1.

Explicar por qué puede variar en función del pH la capacidad de intercam­ bio catiónico (CIC) de un epipedión.

2.

¿Qué comportamiento presenta la m.o. respecto a la carga eléctrica?

3.

¿A qué se puede deber el aumento de carga negativa en la m.o. en un hori­ zonte al aumentar el pH?

4.

Citar un tipo de arcilla que presente un comportamiento análogo.

5.

Explicar a qué se puede deber el hecho de que los cultivos puedan crecer mejor en un suelo cuyo epipedión tenga un pH inferior a 4, cuando se añade m.o. (Evans y Kamprat, 1970).

6.

En un suelo contaminado con cromo se observa que al añadir una m.o. rica en ácidos húmicos disminuye la biodisponibilidad del cromo y su toxicidad. ¿A qué puede deberse?

Respuestas 1.

218

Los grupos funcionales carboxílico y fenólico en función del valor de la constante de equilibrio (pKa) pueden disociarse confiriendo un carácter ácido o bien protonarse, presentando carga positiva (carga variable).

2.

La m.o. tiene un carácter anfótero, que le permite adsorber cationes o anio­ nes según la reacción de suelo.

3.

Debido a la despronotación de los grupos funcionales carboxílico y fenólico.

4.

La caolinita presenta igualmente carácter anfótero.

5.

La formación de un complejo entre las sustancias húmicas y el aluminio soluble/intercambiable hace que la actividad de éste en la solución del suelo (biodisponibilidad) sea baja y con ello su toxicidad será menor.

6.

El cromo inicialmente se debía encontrar como Cr(VI), que es altamente tóxico. Al añadir ácidos húmicos, éstos actúan como agente reductor, con lo que el cromo pasará a Cr(lll), que actúa como un ácido fuerte de Lewis, formando un complejo estable con los grupos carboxílicos de los ácidos húmicos. Ambos mecanismos explican su menor biodisponibilidad y menor toxicidad (Sparks, 1995).

8.

Bibliografía

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8.2.

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1.

Posición de los elementos químicos en el suelo

Los elementos químicos constituyentes del suelo pueden ocupar distintas posi­ ciones: — En la fase sólida. Inmovilizados en una estructura mineral cristalina, en aluminosilicatos amorfos, y en compuestos orgánicos. Los elementos de una red cristalina se hallan en ella desde el momento en que se formó el mineral, y hasta que los procesos de meteorización (Cap. 17) vayan permi­ tiendo la salida de los elementos integrantes de la red. El resultado final será el colapso de la red y la desintegración del mineral. Este proceso suele requerir un tiempo prolongado. — En la interfase sólido-líquido. Localizados en la superficie de determinadas partículas y en su área de influencia. Tienen lugar reacciones de superficie con uniones de distintos tipos entre el ele­ mento y la superficie. — En la fase líquida. El agua del suelo puede contener elementos en solución, así como partículas sólidas en suspensión: material coloidal soluble o pseudosoluble. Los iones disueltos preci­ pitan al secarse el suelo y al añadir agua vuelven a disolverse. La reacción con un líquido se denomina solvatación y en el caso de un ión con agua se conoce como hidratación. Como resultado de la hidratación, una serie de moléculas de agua quedan rodeando a cada ión. V+

227

En la fase líquida, el radio del ión hidratado es considerablemente mayor que el del ion: Ión Li+ Na* K* Rb+

Radio iónico (nm) Deshidratado

Hidratado

0,078 0,098 0,133 0,149

1,003 0,793 0,532 0,509

La hidratación tiene efectos importantes sobre las reacciones de superficie y la movili­ dad del ión afectado, ya que el centro del ión hidratado está más alejado de la superficie y el grado de unión será menor. Los elementos de la fase líquida presentan una elevada movilidad, pudiendo ser trans­ portados dentro del suelo (translocados) o bien fuera de él (perdidos por lavado). Por lo general, la concentración del agua del suelo es muy baja. En aquellos casos en que no así sea, la presión osmótica será alta, las plantas tendrán dificultades en obtener agua del suelo y pueden sufrir efectos tóxicos específicos. Estas circunstancias hacen que estos suelos se denominen salinos. (Cap. 24). El comportamiento de un mismo elemento, su movilidad y disponibilidad para las plan­ tas serán totalmente distintos según la posición ocupada en unos y otros casos.

2.

Fenómenos de adsorción

La adsorción: Es la asociación de m ateria, ya sean átom os, m oléculas o iones, a las superficies de los sólidos (interfase sólido-líquido). H ace que las concentraciones de las sustancias disueltas sean diferentes en las proxim idades de las partículas que en la fase líquida. En los m ecanism os que dan lugar a la asociación pueden hallarse im plicadas: — Fuerzas de enlace entre m oléculas sin carga: (fuerzas físicas) tales como: Fuerzas de London-van der Waals. Fuerzas de enlace por puentes de hidrógeno. — Fuerzas de enlace entre átom os debidas a: Enlace iónico. Enlace covalente. Los pesticidas pueden asociarse con la materia orgánica por medio de interacciones temporales, tales como puentes de hidrógeno, fuerzas de London-van der Waals y puentes catiónicos, si bien su persistencia en el suelo a largo plazo se debe a enlaces covalentes entre el pesticida y los ácidos húmicos (Tate, 1987). Las cargas de superficie que presentan los m inerales de arcilla (Cap. 7) y los com ponentes orgánicos (Cap. 8) pueden tener su origen en: 228

— La estructura del mineral, en este caso: Su cuantía es independiente de las condiciones del medio, en concreto del pH, por lo que se denominan cargas permanentes. Son debidas a sustituciones isomórficas. La magnitud de la fuerza electrostática en la superficie del mineral dependerá de si la sustitución isomórfica se halla en la capa tetraédrica o en la octaédrica, según expresa la ley de Coulomb. Suelen ser negativas, si bien en algunos casos son positivas, como en las cloritas. — Roturas en los bordes y en los grupos funcionales. Dependen de las condiciones de pH (cargas variables). • En componentes minerales Se trata de cargas localizadas en los bordes del mineral, en los que se producen las roturas, caso de las caolinitas. También se presentan en óxidos, oxihidróxidos, alófana e imogolita. Los grupos OH pueden: Disociarse en medios básicos, lo que genera carga negativa en la superficie del mineral. Unirse a iones H+ en medio ácido, lo que permite que el mineral presente cargas positivas en sus bordes. • En componentes orgánicos La disociación y la unión con iones H+ afecta a los grupos funcionales hidroxilo (-OH), carboxilo (-COOH), fenólico (-C6H4OH) y amina (-NH2) de los compo­ nentes orgánicos, La variación de las cargas con el pH puede representarse del siguiente modo:

ZPC 229

A pH ácidos pueden existir cargas positivas y negativas. El pH al cual se igualan las cargas positivas y las negativas del coloide se denomina punto de carga cero (ZPC) o punto isoeléctrico. En él la carga neta total de la partícula es cero (Sposito, 1984). Se ha utilizado para caracterizar la abundancia relativa de carga. A pH básicos habrá las cargas permanentes derivadas de las sustituciones isomórficas y las cargas variables debidas a la materia orgánica y otros componentes. Un com plejo de superficie: • Es el resultado de la unión de un grupo funcional existente en la superficie de una par­ tícula y un ión o molécula de la solución. • Es una unidad molecular estable. • Puede ser de esfera interna y de esfera externa. En el caso en que el ión no esté solvatado, el complejo de superficie se denomina de esfera interna (Sposito, 1989). Este tipo de complejos son muy estables ya que se deben a enlaces iónicos, a enlaces covalentes o a la combinación de ambos. Como ejem­ plo, cabe citar la unión de un ión K+ en posi­ ción interlaminar y coordinación doce con los átomos de oxígeno de dos cavidades siloxanas contiguas (Cap. 7) de una mica o de una vermiculita. Este potasio se halla fijado y no está a disposición de las plantas. En aquellos casos en que la unión con un grupo funcional de superficie tiene lugar con un ión hidratado, los enlaces son de tipo electrostático y los complejos, denominados de esfera externa, son menos estables.

M etal |

M olécu la de a gua •Na4

Los iones solvatados pueden estar influenciados por la existencia de superficies carga­ das, sin llegar a formar complejos de superficie. En este caso los iones se mantienen difu­ sos en la interfase y presentan una gran movilidad (iones en solución). 230

La adsorción que afecta a especies no solvatadas es de tipo específico, mientras que si afecta a especies solvatadas es de tipo no específico. La adsorción se denomina específica debido a que depende significativamente de las configuraciones electrónicas particulares del grupo de superficie y del ión complexado.

3.

Distribución de iones en sistemas arcilla-agua

3.1. Doble capa difusa y solución externa La distribución espacial de cargas eléctricas de signo contrario y del mismo signo, alrededor de una superficie cargada, ha sido explicada por medio de diversos modelos. En la formación de complejos de superficie cabe indicar que los enlaces electrostáticos con iones totalmente hidratados son los responsables de la adsorción no específica con formación de complejos de superficie de esfera externa y de la existencia de un enjambre de iones en la interfase sólido-líquido que neutralizan las cargas de superficie, sin tener una localización fija en dicha interfase. Los cationes están sometidos, por un lado, a la atracción del campo eléctrico creado por la superficie cargada y, por otro, tienden a difundir desde la superficie hacia la solución al existir un gradiente de concentración. Esta situación puede representarse con una superficie de arcilla con carga negativa e iones a su alrededor, cuya concentración disminuye con la distancia a la superficie para los iones de signo contrario y aum enta con los del mismo signo:

La superficie de la partícula cargada (carga negativa) y los iones de signo con­ trario (carga positiva) constituyen una doble capa eléctrica difusa. A una cierta distancia de la superficie se igualan las concentraciones de catio­ nes y aniones, lo que permite establecer dos zonas, la doble capa difusa y la solu­ ción externa. 231

3.2.

Modelos de distribución: Descripción cualitativa

La existencia de campos de fuerzas eléctricas no equilibradas en la interfase arcillaagua afecta a la distribución de iones alrededor de las superficies cargadas negativamente. En una partícula de arcilla seca, y sin sales libres, los iones de signo contrario estarán adsorbidos sobre la superficie del cambiador y próximos a cada sede de intercambio. Si existen sales libres se hallarán precipitadas. - +

+ - +

+ - +

- + - +

- +

- + su e lo seco

su sp e nsión su e lo -a g u a en su e lo h úm edo

Esta distribución de cargas iguales y opuestas en dos capas eléctricas paralelas y rígi­ das, se conoce como modelo de Helmholtz. Este modelo presenta limitaciones debido a que las partículas de arcilla son finitas y a que no permite describir todos los fenómenos eléctricos observados en sistemas arcilla-agua. Al añadir agua pura al sistema anterior, los cationes adsorbidos tenderán a difundirse una cierta distancia desde la superficie hasta que se alcanza el equilibrio entre la atracción eléctrica de Coulomb y la difusión debida a la energía térmica de los iones, consecuencia del gradiente de concentración, lo que da lugar a una capa difusa de cationes. Esta configuración con una capa eléctrica negativa rígida en la fase sólida y una capa difusa de cationes en equilibrio dinámico con la solución, se deno­ mina modelo de la doble capa difusa (DCD) o de Gouy-Chapman. La concentración es mayor en la superficie y decrece exponcncialmente con la distan­ cia. En condiciones de equilibrio, la distribución de los iones es la que corresponde a la mínima energía libre del sistema, descrita por la ecuación de Boltzman. La distancia a la que la concentración en la doble capa se iguala a la concentración de la solución externa, define el límite de la DCD y su espesor (u = 1/K). Éste puede calcularse con la ecuación que expresa que el espesor de la DCD es tanto menor cuanto mayor es la valencia de los iones y cuanto mayor es la concentración de la solución externa: k = cte, función de la temperatura y de la constante dieléc­ trica del medio. u=— = —7— k kzn+yca

Zn+= carga de los iones.

b

C0 = concentración de equilibrio (concentración externa).

La realidad resulta más compleja al existir en la DCD iones del mismo signo que la superficie, lo que provoca su repulsión (adsorción negativa o exclusión aniónica). La confi­ 232

guración de la DCD se ve afectada tanto por la carga de los iones intercambiables, como por la concentración de la solución exterior y la humedad del suelo. El espesor de la DCD,u, no puede exceder del espesor, d, de la capa de agua ligada a la superficie de la arcilla. En aque­ llos casos en que d < u, la DCD no puede llegar a desarrollarse totalmente, está truncada. Los iones deben acumularse en la región u y la DCD tenderá a reabsorber agua hasta que u > d, lo que genera una presión de {linchamiento al aportar agua al sistema (Aragüés, 1988). Este modelo se ha aplicado con éxito para coloides de baja densidad de carga superfi­ cial (del orden de 1-4 x 104 emol (+) cm 2) y bajas concentraciones de la solución exterior (0,1 - 0.0001 M), así como para descripciones cualitativas (Amez.keta y Aragüés, 1989). Sin embargo, presenta limitaciones al no cumplirse algunas de sus hipótesis a medida que aumenta la concentración, por ser los iones cargas no puntuales, existir interacciones entre ellos y con la superficie, lo que da lugar a la formación de complejos de superficie y por existir una selectividad en la adsorción. Uno de los modelos propuestos para superar estas limitaciones es el modelo de Stern, que tiene en cuenta el tamaño finito de los iones. En este caso la doble capa consta de dos partes, separadas por un plano denominado de Stern, situado a una distancia de la superfi­ cie de aproximadamente un radio de un ión hidratado. Esta capa interna o de Helmhoitz puede presentar complejos de esfera interna que hacen disminuir la densidad de carga superficial y complejos de esfera externa. En ella el potencial decrece linealmente:

La capa externa está formada por iones difusos y su potencial decrece exponencial­ mente como en el modelo de Gouy-Chapman. Por su relación con la floculación de los coloides y la estructuración del suelo, los factores que influyen en la configuración de la doble capa difusa se estudian al tratar de la estructura del suelo en el capítulo 1 1 .

4.

Intercambio catiónico

4.1. Aspectos generales La existencia de superficies cargadas negativamente exige que haya iones de signo contrario, relacionados con tales superficies, para que se cum pla el principio de electroneutralidad del sistema. Los cationes solvatados, al ser adsorbidos en la superficie, forman com plejos de superficie de esfera externa que resultan menos 233

estables que los de esfera interna, ya que no pueden establecer fácilmente enlaces iónicos o covalentes entre el grupo central y el ligando (Sposito, 1989), por lo que son intercambiables. En un sistema de intercambio cabe distinguir: — Adsorbentes Componentes del suelo que pueden acumular materia en su superficie, con forma­ ción de complejos de superficie. — Cambiadores Componentes del suelo en cuyas superficies pueden acumular iones de forma rever­ sible, al tener lugar reacciones que dan lugar a complejos de superficie de esfera externa. Como ejemplos de cambiadores cabe citar los minerales de arcilla y la materia orgánica. — Capacidad de intercambio catiónico Propiedad de un cambiador para adsorber cationes de la fase líquida (formación de complejos de superficie de esfera externa), desadsorbiendo al mismo tiempo canti­ dades equivalentes de otros cationes, por destrucción de complejos de superficie. En el sistema se establece un equilibrio dinámico entre los cationes de la solución externa y los que ocupan sedes de intercambio. — Sede de intercambio Posición en la superficie de un cambiador en la que se establece la unión que da lugar al complejo de superficie de esfera externa. Una sede de intercambio va siendo sucesivamente ocupada por distintos iones, con mayor o menor probabilidad, según la concentración de cada uno de ellos en la solución externa. Las propiedades de intercambio catiónico del suelo fueron puestas de manifiesto a media­ dos del siglo xtx, por los trabajos de Thompson y Way. Al hacer percolar diversas soluciones a través de columnas con arena, arcilla, materia orgánica y mezclas de estos componentes, se producen cambios en el líquido efluente. Al emplear un colorante básico (azul de metileno) la solución se decolora al atravesar arcilla o materia orgánica, mientras que con colorantes áci­ dos (rojo Congo), esto no ocurre. Al percolar una solución salina en tales columnas, el efluente se enriquece en bases a la vez que se empobrece en el catión que contenía: tiene lugar un proceso de intercambio catiónico. La carga negativa de las arcillas (Cap. 7), se puede poner de manifiesto sometiendo a electroforesis una suspensión de arcilla en agua. En algunos casos los cam biadores pueden presentar carga positiva, lo que genera una capacidad para intercambiar aniones (CIA). Cabe señalar que el inter­ cambio catiónico se presenta con una m ayor frecuencia que el aniónico. La propiedad del suelo de poder intercam biar iones en la interfase sólidolíquido, y en concreto el tipo y clase de intercambio, tiene grandes repercusiones en el comportamiento del suelo: — Controla la disponibilidad de nutrientes para las plantas: K+, Ca2+, M g2+, entre otros. — Interviene en los procesos de floculación-dispersión de las arcillas y, por consiguiente, en el desarrollo de estructura y estabilidad de los agregados. — Determina el papel del suelo como depurador natural al permitir la reten­ ción de elementos contaminantes incorporados al suelo. 234

4.2.

Capacidad de intercambio catiónico

La capacidad de intercambio catiónico (CIC) de una muestra de suelo, o de alguno de sus componentes, expresa: — El número de moles de iones carga positivos adsorbidos que pueden ser intercambiados por unidad de masa seca, bajo unas condiciones dadas de tem peratura, presión, com posición de la fase líquida y una relación de masa-solución dada (Sposito, 1989). — Un mol de carga positiva equivale a 6,02 x 1023 cargas de cationes adsorbidos. En unidades SI la CIC se expresa en centimoles de carga positiva por kilo­ gramo, cmol(+) kg 1 o bien cmolc kg~'. Con anterioridad se venía utilizando como unidad el meq/100 g, cuyo uso se halla todavía muy extendido. El valor numérico es el mismo con ambas unidades. La CIC de un mineral depende de la densidad de carga superficial (a) y de su superficie específica (S). Para unas condiciones dadas, en que existan cargas per­ manentes (p) y cargas variables (v) (Cap. 7) la CIC vendrá dada por: CIC = Gp (cmolc n r 2) x Sp (m2 kg^1) + a v (cmolc n r 2) x Sv (m2 kg-1) La CIC de los principales coloides del suelo evidencia grandes diferencias de unos a otros debido al distinto origen de la carga (Cap. 7) y, para un mismo cam­ biador, la amplitud del intervalo de valores se debe a los múltiples factores que influyen en la aparición de la carga: tam año de las partículas, cristalinidad y tiempo de tratamiento. Para el caso de la materia orgánica la gran disparidad de valores se debe al distinto grado de descomposición-humificación que puede pre­ sentar. Como valor medio se suele tomar 200 cmol(+) kg-1 de materia orgánica oxidable. Los valores propuestos por distintos autores, de forma orientativa son los siguientes:

Componente

CIC cmol(+) kg-1

Componente

CIC cmol(+) kg-1

arena caolinita halloysita 2H20 halloysita4H20 palygorskita ¡lita glauconita

0 1-10 5-10 40-50 5-30 10-40 5-40

clorita esmcctita vermiculita alófana limo mica materia orgánica

10-40 80-150 120-150 10-150 escasa 0 100-300

La CIC de un suelo variará de horizonte a horizonte y en cada uno de ellos dependerá del contenido y tipo de m inerales de arcilla y de com ponentes orgá­ nicos. 235

ESTUDIO DE CASOS Se desea obtener alguna indicación acerca de la mineralogía de la arcilla de un horizonte Bw (50-80 cm), de color 7,5YR 4/2, textura arcillosa (69,3 % a, 14,3 % L, 16,4 % Ar), un contenido de carbono orgánico de 0,26 % y una CIC de 51,60 cmol (+) kg-1. Indicar posibles implicaciones para arquitectura del paisaje en relación a las instalaciones de riego. Ref. Perfil Arona (Tenerife). Dto. de Edafología. Univ. de La Laguna.

Respuestas CIC suelo = CIC arcilla + CIC m.o. Se suele aceptar un valor de 200 cmol (+) kg-1 para la m.o. 51

60 cmQl (+) _ x cmQl (+) 0,693 kg a kg suelo kg a kg suelo

+ 200 cmo1 (+) 0.26 x 1,72 kg m.o.

100

kg mo kg suelo

CIC de la arcilla = x cmol (+) kg-1 Con la información suministrada se deduce que es probable que la arcilla sea predominantemente esmectita (montmorillonita). Esta información será tanto más fiable cuanto más homogénea sea mineralógi­ camente la fracción arcilla. Al ser una arcilla expandióle puede provocar roturas o grietas en tuberías ente­ rradas y en construcciones realizadas sin la cimentación capaz de resistir los efectos de los repetidos procesos de expansión-retracción.

Dado que la carga negativa neta procede de cargas permanentes y de cargas variables, la CIC depende del pH, lo que se hace notorio en aquellos horizontes con una proporción elevada de cargas variables. Por ello, el valor obtenido para la CIC de un suelo ácido será menor si se determina al pH del suelo que si se utilizan soluciones tamponadas a mayor pH. CICE: Capacidad de intercambio catiónico efectiva, es decir, determ inada al pH del suelo con una solución no tamponada. CIC: Capacidad de intercambio catiónico a un pH determinado, generalmente 7,0 y también 8,2.

4.3. Cationes intercambiables Los cationes intercambiables proceden de la meteorización del material origi­ nario, de la mineralización de la m ateria orgánica, y de aportes externos superfi­ 236

ciales y subterráneos. En la naturaleza raramente se puede encontrar un complejo de cambio con una especie iónica única. Los cationes intercambiables más fre­ cuentes son menos de diez y la presencia y predominio de unos u otros dependerá de las condiciones del medio y de las interacciones en la interfase. Los cationes intercambiables se hallan en una proporción considerablem ente mayor que los cationes en solución. Éstos representan un 1 % o menos, excepto en los suelos sali­ nos (Cap. 24). Atendiendo a algunas características significativas, los cationes de cambio frecuentes son los siguientes: — Suelos calizos de regiones semiáridas y áridas: Ca2+ > Mg2+ > Na+ > K+ estos cationes se denominan bases de cambio. El porcentaje de saturación de bases (V) viene dado por la expresión: = Ca2+ + Mg2+ + Na* + K+

CIC en suelos calizos V =100 % — Suelos sódicos y endopediones nátricos: El porcentaje de sodio intercambiable (ESP) viene dado por la expresión: Na+ ESP = ——— 100 CIC la presencia de sodio de cambio por encima de un 5-15 % provoca efectos desfavo­ rables sobre la estructura del suelo. Un valor de ESP = 5 puede crear ya problemas en suelos sin caliza. — Suelos de zonas húmedas El régimen de humedad percolante produce una acidificación progresiva por pér­ dida de bases por lavado: CIC = bases de cambio + cationes acidificantes En estos casos V < 100 % — Suelos minerales fuertemente ácidos (pH < 5,5) El catión intercambiable más importante es el aluminio en sus distintas formas, seguido del calcio, magnesio y en menor proporción de iones H+. — Suelos orgánicos ácidos En este caso tienen importancia los iones H+ como catión intercambiable. La composición del complejo de intercambio se debe a la selectividad en la adsorción de los distintos cationes (series liotróficas o de Hofmeister). No existe una secuencia de adsorción que tenga validez general aunque, a modo de ejemplo, cabe citar: Al3+ » Ca2+ > Mg2+ » NH4+ > K+ > H+ > Na+ > Li+. El distinto comportamiento de los cationes en la doble capa se puede explicar aten­ diendo a su carga y al proceso de deshidratación de los iones en la superficie del cambiador (Shainberg y Kemper, 1966). 237

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir por qué no se consideran fácilmente intercambiables los iones no solvatados.

2.

Indicar en qué unidades se mide la capacidad de intercambio catiónico. ¿Qué precisiones es preciso realizar en el SI?

Respuestas 1.

Los iones no solvatados se ven afectados por una adsorción de tipo especi­ fico y forman complejos de superficie de esfera interna, que son muy esta­ bles, por lo que el ión no resulta fácilmente intercambiable.

2.

Clásicamente en meq/100 g, si bien en el Sistema Internacional (SI) se ha propuesto el cmol(+)kg~1. Dado que las reacciones tienen lugar equivalente a equivalente y no mol a mol, en el SI se hace necesario indicar que se trata de moles de iones de carga unidad: cmol (+) kg~1 o bien cmolcKg~1.

4.4.

Ecuaciones de intercambio catiónico: Formulación y propiedades

Resulta de interés poder relacionar las cantidades de cationes adsorbidos con su concentración en la solución, para poder predecir el comportamiento del suelo. Por analogía con las reacciones quím icas, una reacción de intercam bio puede escribirse: Ca X + 2 Na+ ^ 2NaX + Ca2+ aplicando la ley de acción de masas:

Kk =

(Na)2(Ca2+) ' e ' ' 'e

X = cambiador Kk = coeficiente de reacción (de intercambio) ( )¡ = actividad de los iones intercambiables ( ) e = actividad de los iones en la solución

Reordenando esta expresión se obtiene una ecuación de intercambio de tipo de Kerr (si bien este autor utilizó concentraciones): (Na)¡2 (Ca)¡

(Na+)e2 k (Ca2+)e

Ambito de cumplimiento: bajas concentraciones, de lo contrario no se mantiene la cons­ tancia del coeficiente de intercambio.

238

Al resultar difícil la determinación de las actividades de los cationes en la fase adsor­ bida, se han desarrollado diversos modelos para estudiar el intercambio catiónico a partir de la composición de la solución externa. El modelo de van Loar, que se particulariza en el de Vanselow y el modelo de Rothmund-Komfeld, un caso particular del cual es el modelo de Gapon, han sido muy frecuentemente utilizados. Partiendo de la reacción de intercambio: C a1/2 X + Na+ ^ NaX + 0,5 Ca2+ y utilizando concentraciones en lugar de actividades, se propuso la ecuación de Gapon: [ ]¡ = mol kg 1 [Na] ¡

[Ca.a],

[Na+]e

G [Ca2+]e1/2 [ ]e = mol m

Considerando un com portam iento análogo para el ión m agnesio que para el ión calcio, empíricamente se puede escribir: [Na], _ [CaI/2 + M g1/2]¡

[Na+]e G [Ca2+ + M g2+]e,/2

De donde se puede definir la relación de adsorción de sodio (expresando las concentra­ ciones en meq L~'): SAR =

[Na+ Ca2+ + Mg.2 +

1/2

Considerando que los cationes significativos en el complejo de cambio sean Ca2+, Mg2+ y Na+ se puede escribir: CIC = [Ca]i + [Mgl¡ + [Na]¡ luego:

[Na] ¡ = K’r, SAR CIC - lNa]¡ Las reacciones de intercam bio catiónico presentan las siguientes propiedades (Bohn y cois., 1979 y 1993): — Son reversibles, en casi todos los casos. Los cationes polivalentes pueden ser más difíciles de intercambiar al formar enlaces covalentes fuertes. — Son estequiométricas: las cantidades intercambiadas son químicamente equivalentes.

239

— Son rápidas: en laboratorio son instantáneas. En campo pueden verse frenadas por la tasa de difusión del ión hacia la superficie del cambiador o desde dicha superficie por la tortuosidad de los poros y el espesor de las láminas de agua. De ello pueden derivarse fenómenos de histéresis (influencia de la dirección) en algunas reacciones de intercambio. — Cum plen la ley de acción de masas: la dirección de la reacción depende de las concentraciones relativas. — Efecto dilución de valencia: expresa la dependencia entre el intercambio canó­ nico y la valencia del catión. La dilución favorece la adsorción de los cationes de mayor carga. Esto tiene importancia para el desplazamiento de un catión por otro dependiendo de la concentración de éste utilizada para el intercambio. Permite explicar las diferencias en la relación de adsorción de sodio (SAR) entre la solución real del suelo y los extractos. También permite explicar el efecto beneficioso de la mejora de suelos empleando el método de las diluciones sucesivas. — Efecto de cationes com plem entarios: influencia de la presencia de un tercer ión sobre el intercambio de otros dos, dependiendo de la fuerza de unión del tercer catión. El Ca2+ se desplaza más fácilmente por NH4 en suelos Ca2+ - Al1+ que en suelos Ca2+ - Na+. — Efecto del anión asociado a un catión desplazante: los productos finales pue­ den estar más débilmente disociados, ser menos solubles o ser más volátiles. — Efecto de coloides específicos: los de mayor densidad de carga tienen preferen­ cia por los cationes de mayor carga.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar cuáles son los factores básicos que afectan al valor de la CIC de los distintos horizontes de un suelo.

2.

Discutir por qué, con un mismo contenido de arcilla, dos suelos pueden presentar valores de CIC muy dispares.

3.

Escribir una ecuación de intercambio para ilustrar el efecto del riego con agua que contenga ión sodio, sobre una arcilla cálcica.

4.

Justificar por qué se ve implicado un número tan reducido de cationes en el complejo de intercambio. Cómo influye el grado de hidratación de un ión en su afinidad por ocupar sedes de intercambio.

5.

¿Qué indicaciones puede extraerse del valor del porcentaje de saturación de bases (V), respecto al régimen de humedad del suelo y efectos sobre el manejo de la fertilidad del suelo?

6.

Calcular cuántos kg de yeso del 80 % deberían incorporarse a un suelo para que el ESP de su epipedión de 30 cm disminuya de un 16 % a un

12 %.

240

4.5. Determinación de la CIC y cationes intercambiables La CIC se determ ina a partir de la cantidad adsorbida de un catión índice al percolar a través de una muestra una solución que contenga dicho catión. Las reac­ ciones de intercam bio que tienen lugar son:

(Ca, Mg, K, N a ,...) X + M e,n+ -> M e,X + (Ca2+ + M g2+ + K+ + Na+ + ...) cationes intercambiados M e,X + Me2m+ + - M e,X + M ein+ CIC

Los métodos más frecuentemente utilizados emplean como catión índice el NH4+, Na+ o el Ba2+, utilizando soluciones tamponadas. El acetato amónico a pH = 7,0 tiene dos incon­ venientes, el NH4+ puede formar complejos de superficie de esfera interna con las arcillas 2:1, lo que provoca imprecisión en los resultados; por otro lado, disuelve los carbonates, lo que falsea los valores de las bases de cambio. El acetato sódico a pH = 8,2 no presenta estos inconvenientes. En suelos ácidos, al utilizar soluciones no tamponadas, por ejemplo, de cloruro potá­ sico, se obtiene un valor menor para la CIC (CIC actual o efectiva CICE) que el máximo. El valor potencial o máximo de la CIC se obtiene al neutralizar todas las cargas de la super­ ficie del cambiador. Esto se consigue al utilizar el método de Melich, en el que se lava con cloruro bárico 0,25 M, con trietanolamina, solución tamponada a pH = 8,2. La determinación de la CIC es, por consiguiente, delicada. Los errores posibles por hidrólisis y retención de sales han sido estudiados por Okazaki y cois. (1963). La CIC es un índice de la fertilidad del suelo, valores de CIC de 8-10 cmol (+) kg~' suelen considerarse los m ínimos aceptables para un horizonte Ap, para poder obtener una producción satisfactoria bajo riego, estando los demás factores a nive­ les adecuados. Una fertirrigación puede permitir subsanar los efectos de una baja capacidad del suelo para alm acenar nutrientes.

5.

Intercambio aniónico

Los suelos desarrollados a partir de materiales volcánicos (Andisoles) o los suelos ácidos de zonas tropicales y, en general, aquellos que tienen cargas varia­ bles pueden presentar capacidad para adsorber aniones (CIA). Esta es mayor en suelos con cantidades importantes de óxidos de aluminio, de hierro y constituyen­ tes tales com o la alófana (Paifitt, 1978) o im ogolita (Mizota, 1977). Los suelos con arcillas caoliníticas en condiciones de acidez pueden presentar carga eléctrica positiva al desarrollarla en los bordes de las partículas de arcilla. 241

Al aumentar la capacidad de intercambio aniónico disminuye la de intercambio catiónico, com o se observa al comparar suelos jóvenes y suelos muy meteorizados:

La adsorción de aniones puede afectar a la nutrición de las plantas al no estar a disposición de éstas iones tales com o fosfato, sulfato y otros. Así, por ejem plo, en algunos A ndisoles el m ayor problem a para el crecim iento de los cultivos puede ser la deficiencia en fósforo. Los procesos de retención de fosfato por com puestos orgánicos pueden dar origen a form as precipitadas o de difícil solubilización. La presen cia de m ateriales con capacidad de adsorción de aniones puede ponerse de m anifiesto con el ensayo con N aF (Fieldes y Perrot, 1966). Para determ inar las dosis de fertilizantes en suelos con propiedades de este tipo habrá que considerar la capacidad del suelo para retenerlos en form as total o par­ cialm ente inasim ilables, adem ás de tener en cuenta los requerim ientos de las plan­ tas, en cuanto a cantidades y m om entos. Las necesidades suelen ser más elevadas al com ienzo del período vegetativo que en las etapas de floración y fructificación (Fox y Kamprath, 1970). Se han propuesto diversos modelos para explicar los mecanismos de adsorción: Formación de complejos de superficie y asociación a superficies cargadas dando lugar a enjambres de aniones difusos en la interfase; mecanismos de intercambio de ligandos; mecanismos electrostáticos, variando de unos aniones a otros, si bien en cualquier caso se trata de procesos bastante complejos. La complexación de superficie de esfera externa y las formas en capa difusa afectan a CP, NO,~ y S e042- y en menor medida a HS~, S 0 42~, H C 03" y C 0 32-, lo que se pone de manifiesto por resultar estos aniones más fácilmente intercambiables que aquellos con adsorción específica, tales como B(OH)4“, P 0 43- y COO- (Sposito, 1989). La secuencia de adsorción aniónica generalm ente adm itida es: NO,' = CP < S 0 42" < M o0 42" < HP()42- < H2P 0 4- < S i044Na2S 0 4 < (NH4)2S 0 4 < K2S 0 4 < C aS04 242

Esta selectividad en la adsorción puede ser utilizada para intentar mejorar la asimilabilidad del fósforo en aquellos suelos en los que haya procesos de fijación de este elemento. En este sentido se han utilizado enmiendas a base de silicatos de sodio o de calcio en suelos tropicales. La adsorción del ión sulfato y del ión fosfato en Andisoles canarios ha sido estudiada por Guadalix y Pardo (1991) y Pardo y Guadalix (1990), con el fin de examinar el efecto del pH sobre la adsorción y la liberación de aniones. La adsorción de S042- disminuye al aumentar el pH, siendo prácticamente nula por encima de pH = 6,5. El mecanismo de adsorción propuesto es el intercambio de ligando, pero en un plano de adsorción distinto al del fosfato. La adsorción aniónica viene controlada por una serie de factores: — — — — — — — —

Tipo de cambiador/adsorbente. pH del medio. Anión enfrentado. Concentración del anión en la solución. Presencia de cationes complementarios. Contenido de OH Contenido y tipo de materia orgánica. Relación S i02/Al20 3.

En ecosistem as acuáticos, tales como lagos y estuarios, la adsorción-desorción de aniones, y entre ellos los fosfatos, por los sedimentos tiene una gran importan­ cia en el control de los niveles de eutrofización de la masa de agua.

6.

Estudio experimental de la adsorción

6.1. Formulaciones empíricas Las formulaciones empíricas permiten describir de forma cuantitativa la adsorción de mate­ ria en una superficie en condiciones isotermas y a presión constante. Se representan por medio de curvas que relacionan la cantidad de material adsorbido y la concentración de equilibrio. El empleo de las isotermas de adsorción para evaluar los requerimientos de nutrientes se basa en el hecho de que incluyen la concentración de elemento adsorbido en las superfi­ cies y la del elemento en solución. El elemento adsorbido o factor cantidad (Q) representa lo que puede servir potencialmente para reabastecer la solución del suelo como consecuen­ cia de la desorción. La concentración en la solución en equilibrio, factor intensidad (1), expresa la cantidad de elemento directamente asimilable por la planta. La relación Q/I se utiliza para medir la capacidad tampón de un suelo frente a la retirada gradual de elemento de la solución (Beckett, 1964). Desde el trabajo de Olsen y Watanabe (1957), las ecuaciones más utilizadas para reali­ zar predicciones sobre adsorción son la isoterma de Freundlich, la de Langmuir y la de Brunauer-Emmett-Teller (BET). Se han utilizado para el estudio de la adsorción en el suelo de nutrientes, tales como fósforo, potasio, boro, así como de agroquímicos. La adsorción se suele estimar a partir del agotamiento de la sustancia adsorbida, com­ parando la concentración inicial en la solución con la existente después del equilibrio con una cantidad conocida de adsorbente. La cantidad adsorbida es función de: 243

a = f (T, C)

a = cantidad adsorbida T = temperatura C = concentración en equilibrio

Van Bemmelen (1888) fue el primero en proponer una isoterma de adsorción neutra, si bien a menudo se atribuye a Freundlich (1909). La expresión empírica propuesta es:

Isoterma de Van Bemmelen-Freundlich:

en forma lineal:

X = cantidad de materia adsorbida (mol) M = cantidad de adsorbente (g) Q = X/M (mol g-') C = concentración de equilibrio de la solución externa (mol L"1) K, n, a, m = constantes empíricas

log

La ecuación cinética es: Q = atmC l/n

X M

-=K C '

M

= — log C + log K n

log C

Es una expresión empírica que expresa que la energía de adsorción disminuye logarít­ micamente al aumentar la fracción de la superficie ocupada. El modelo de Freundlich se cumple para un intervalo amplio de concentraciones, si bien no prevé un máximo de adsorción. En suelos con bajo contenido de fósforo disponible para las plantas, la cinética de la adsorción de fósforo puede describirse por medio de la ecuación de Freundlich (Chardon y Blaauw, 1998). Langmuir propone un modelo con adsorción en monocapa, que se ajusta bien a bajas concentraciones de fósforo. El estado de equilibrio se define como aquel en que se igualan las velocidades de adsorción y de desorción: 244

K,

A molécula a adsorber

— S— superficie de adsorción

K2

A I — S—

Va = K, C (1 - O)

Va = velocidad de adsorción, es proporcional a la concentración y a la fracción de superficie no ocupada

Vd = K2 o

Vd = velocidad de desorción, es proporcional a la superficie ocu­ pada O = fracción de superficie ocupada por A 1- a = fracción no ocupada C = concentración de equilibrio K = constante de energía de retención, constante de Langmuir b = capacidad máxima de adsorción

en el equilibrio: Va = Vd K , C ( 1 - 0 ) = K20 a --

KC 1 + KC

Isoterma de Langmuir X = bo K — M

M

= b-

KC 1+ KC

que se puede expresar como: C 1 C_ X/M " Kb + b

La ventaja del modelo de Langmuir reside en que define un límite finito de adsorción. Esta posibilidad puede utilizarse para estimar la capacidad máxima de adsorción del suelo frente a diversos componentes, tales como, por ejemplo: fosfatos, metales pesados, herbici­ das, entre otros, y permite obtener indicaciones de los mecanismos de adsorción. Como generalización de la expresión de Langmuir se ha desarrollado la ecuación de Brunauer, Emmett y Tener (BET), que considera la adsorción multicapa, es decir, en sitios múltiples. La curva de adsorción se divide en sus diversos segmentos y cada uno de ellos puede tratarse utilizando la ecuación de Langmuir. 245

c X/M 4

------------------------------------------------------------------------------------------ C McCall y cois. (1981) proponen un método denominado de equilibrio de masa, en el que se miden independientemente la fase adsorbida y la fase en solución, con lo que se pue­ den tener en cuenta las pérdidas por degradación o de otro tipo y los resultados son más precisos. Este tipo de curvas permiten conocer la cantidad de elemento que hay que incorporar a un suelo concreto para que se alcance en la solución una concentración de equilibrio prede­ terminada en función de los requerimientos nutricionales para un óptimo de producción.

6.2.

Adsorción de agroquímicos en el suelo

Los fitosanitarios (Cap. 27) y sus productos de degradación pueden ser adsor­ bidos por la m ateria orgánica del suelo por diversos m ecanismos (Bailey y White, 1970) que afectan su eficacia. Entre ellos cabe indicar:

— — — — — —

Intercambio iónico. Enlaces hidrofóbicos. Puentes de hidrógeno. Transferencia de carga. Fuerzas de London-van der Waals. Intercambio de ligando.

La fitotoxicidad de muchos herbicidas está inversamente correlacionada con el conte­ nido de materia orgánica del suelo y varía con la naturaleza de ésta. Esta adsorción obligará a aumentar las dosis en aquellos suelos con horizontes superficiales más ricos en materia orgánica, ya que el agroquímico pierde actividad (Vaugham y Malcon, 1985). 246

De los distintos componentes inorgánicos del suelo, las esmectitas son las que presen­ tan un mayor potencial para la adsorción de fitosanitarios, debido a su elevada superficie específica. Las especies protonadas y las neutras son adsorbidas por formación de comple­ jos interláminas (Sánchez Camazano y Sánchez Martín, 1983, 1987). La adsorción depende de las características de las superficies siloxanas de las arcillas y del pH del medio (Laird y cois. 1992). Por otro lado, desde un punto de vista medioambiental, hay que tener en cuenta que la adsorción de agroquímicos en los distintos horizontes condiciona el lavado de estos pro­ ductos y, por consiguiente, el riesgo de contaminación de las aguas freáticas. Dado que no es posible ensayar todos estos productos en laboratorio o condiciones de campo, para poder predecir su comportamiento, se recurre a la simulación matemática con el empleo de isotermas de adsorción.

La p ersisten cia de un p esticid a ha sido d efinida p o r la IUPAC com o: el tiempo de residencia de una especie quím ica en un com partim ento definido del medio am biente (Greenhalgh, 1980).

Esta concepción tiene en cuenta cualquier proceso que da lugar a la desaparición del agroquímico (transformación, absorción por la planta, lavado o volatilización) y no única­ mente la tasa de transformación. Se ha buscado definir el potencial de lavado de un agroquímico para establecer una clasificación de los mismos en base a diversos modelos. Estos se basan en las ecuaciones de convección/dispersión para el transporte de solutos, adsorción lineal reversible, tasas de transformación de primer orden (caracterizada por la vida media del agroquímico) y absor­ ción pasiva por las plantas (Boesten y van der Linden, 1991). Las características de los suelos en general, y de los epipediones en particu­ lar, condicionan los procesos de adsorción y transporte, por lo que los efectos m edioam bientales de un agroquím ico deben ser referidos a un suelo determ i­ nado.

7.

Bibliografía

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247

7.2.

Bibliografía de referencia

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249

10 Acidez, basicidad y reacción del suelo El poder amortiguador frente a los cambios de pH es una de las características más importantes del suelo para la vida de las plantas.

1. Acidez, basicidad, propiedades del suelo y crecimiento de las plantas La reacción de un horizonte de un suelo hace referencia al grado de acidez o basicidad de dicho horizonte, generalmente se expresa por medio del pH. El uso de la expresión «reacción del suelo» se halla muy extendido frente al de «pH del suelo», debido a que se quiere indicar que se trata de un sistema que es la suma de diversos sistemas químicos que interaccionan (Blake, 1974). Desde un punto de vista químico no resulta totalmente correcto, por ser poco precisa tal expresión, ya que las «reacciones» del suelo pueden ser de naturaleza muy diversa. La forma más usual de diagnosticar las condiciones de acidez o de basicidad de un horizonte de un suelo, sedim ento o estériles de mina, se basa, por su rapi­ dez y facilidad, en la m edida del pH en una suspensión suelo-agua (1:2,5). Se tiene:

— pH = - log [H ,0+] — De acuerdo con la ley de acción de masas: 2H20 ^ H ,0 + + OH [H,0+] [OH'] = cte = 10-'4 pH + pOH = 14 La concentración de H+ y OH" varían inversamente. — En sistemas naturales el intervalo de pH se extiende de: 3,0 (suelos de sulfatos ácidos) < pH < 12,0 (suelos alcalinos). — La acidez y basicidad de un horizonte vienen determinadas por los cationes adsorbidos sobre los minerales de arcilla y la m.o.

251

La concentración de protones en la solución del suelo proporciona un diagnóstico rápido de los efectos perjudiciales potenciales de la acidez, si bien no describe las causas. En algunos casos, las medidas se realizan utilizando una solución de KC1 1M o de CaCL, que tiene capacidad para desplazar del complejo de cambio los cationes acidifican­ tes, tales como el aluminio en sus diversas formas. En otros, como p. ej., en la identificación de un endopedión sulfúrico (Cap. 5), la medida del pH se realiza en una suspensión suelo:agua en relación 1:1. En estudios de salinidad se mide a veces el pH de la pasta saturada (Cap. 24), en este caso los valores son más bajos que el pH 1:2,5. En los resultados y en las interpretaciones debe consignarse, por consiguiente, el método que se haya utilizado. Los valores de pH en agua (1:2,5) de los sistemas naturales se hallan generalmente en el intervalo de 4,5 a 10. Los principales efectos espcrables para los distintos intervalos de pH establecidos por el USDA (1971) son los siguientes: PH

F .valuación

E fec to s e sp e ra b le s en el in te rv a lo

15 %) Toxicidad: Na, B. Movilidad del P como N a,P 0 4. Actividad microbiana escasa. Micronutrientes poco disponibles, excepto Mo.

9,1-10,0 > 10,0

Los efectos perjudiciales de la acidez no se m anifiestan hasta valores de pH inferiores a 5,5 y son debidos a la toxicidad del aluminio y a la poca biodisponibilidad de los elementos nutrientes. Los suelos con carbonato cálcico, característicos de zonas semiáridas y áridas, tienen pH del orden de 7,5 a 8,5. Los términos sódico y alcalino deben restringirse para suelos de pH superiores a 8,5. Los que presentan pH de 9,0 a 12,0 contienen carbonato sódico y sus condiciones tanto físicas com o quím icas son muy desfavo­ rables. En Edafología basicidad y alcalinidad no son términos equivalentes. 252

La acidez y la basicidad del suelo afectan a sus diversas propiedades, a su comportamiento y al crecimiento de las plantas: — Propiedades físicas afectadas: Dispersión-floculación de los coloides: iluviación (Caps. 11 y 17). Estructura (Cap. 11). Porosidad y aireación (Cap. 11). Conductividad hidráulica (Cap. 13). Régimen de humedad y de temperatura (Cap. 19). — Propiedades químicas afectadas: Meteorización química (Cap. 17). Movilidad de elementos tóxicos: Al, Mn y metales pesados. Biodisponibilidad (Cap. 27). Disponibilidad de nutrientes: Ca, Mg, Mo, P. Descomposición de la materia orgánica (Cap. 8). Adsorción de aniones: fosfatos, sulfatos, cloruros (Cap. 9). Procesos de hidromorfismo (Cap. 17). Neoformación de minerales de arcilla (Caps. 7 y 17). — Propiedades biológicas afectadas: Relaciones bacterias-hongos. Población bacteriana. Nodulación en leguminosas (Evans et al. 1988). Humificación (Cap. 8). Fijación de nitrógeno. Movilidad y absorción de nutrientes. En análisis de suelos, la medida preliminar del pH constituye una información útil para poder decidir qué determinaciones deben realizarse y con qué métodos. El uso del suelo, la elección de las plantas a utilizar en jardinería, los cultivos a implan­ tar, así como las prácticas de manejo vienen condicionados por la reacción de los distintos horizontes de cada suelo. Análogamente, los microorganismos, la fauna del suelo, así como las plantas superiores son sensibles a las características químicas del medio en que viven. Por ello, conocer el valor del pH puede evitar fracasos al llevar a cabo revegetaciones en áreas forestales, en áreas de minería a cielo abierto, en jardinería, al elegir los abonos, etc. El estudio de las comunidades vegetales pone de manifiesto la existencia de especies: — Acidófilas o calcífugas, adaptadas a suelos ácidos, por ejemplo, Calluna valgaris. — Calcícolas, que son aquellas que requieren cantidades importantes de calcio para su crecimiento, por ejemplo las leguminosas, que a largo plazo pueden provocar una progresiva acidificación del suelo, apreciable en zona húmeda y suelos no calizos. — Ubicuistas, que se adaptan a un intervalo amplio de pH. — Adaptadas para poder resistir pH extremadamente bajos, inferiores a 4, o muy altos, superiores a 9,5. Generalmente no será posible el cultivo o la revegetación en las bandas extremas del intervalo de pH de los suelos, inferiores a 4,5 y superiores a 10,0 sin buscar especies muy adaptadas o acudir a la corrección previa de la reacción del suelo. 253

Cada planta adquiere m ayor vigor y productividad dentro de un cierto inter­ valo de valores de pH, lo que no significa que no pueda vivir fuera de dicho inter­ valo, dado que presenta una cierta capacidad de adaptación. Los intervalos de pH idóneos para diversos cultivos y plantas ornam entales (W hittaker y cois. 1959, Young, 1976) son los siguientes:

Especies

Alfalfa (Medicago sativa) Alforfón (Fagopyrum esculentum) Algodón (Gossypium hirsuium) Ajo (Allium sativum) Arándano (Vaccinium myrtillus) Arbol de caucho (Hevea brasiliensis) Arroz (Oryza sativa) Avena (Avena sativa) Azalea (Azalea sp.) y Camelia (Camellia sp.) Batata (Ipomoea batatas) Bretones, Col (Brassica olerácea var. vulgaris) Cacao (Theobroma cacao) Cacahuete (Arachis hypogaea) Cafeto (Cojfea arabica) Calabaza (Cucúrbita sp.) Caña de azúcar (Saccharum officinarum) Cártamo (Carthamus tinctorius) Cebada (Hordeum vulgare) Cebolla (Allium cepa) Centeno (Secale cereale) Cocotero (Cocos nucífera) Col (Brassica olerácea) Chirivfa (Pastinaca sativa) Enebro (Juniperus oxycedrus) Esparraguera (Asparagus officinalis) Espinaca (Spinacia olerácea) Fresa (Fragaria vesca) Girasol (Helianthus annuus) Guisante (Pisum sativum) Judía, fríjol (Phaseolus vulgaris) Hortensia, flor azul (Hydrangea sp.) Lechuga (Lactuca sativa) Limonero (Citrus limone) Lirio (Iris sp.) Maíz (Zea mays) Mandioca (Manihot escalenta) Mango (Mangifera indica) Manzano (Pyrus rnalus) Mijo (Panicum miliaceum) Mostaza (Sinapis alba) Naranjo amargo (Citrus aurantium) Naranjo verdadero (Citrus sinensis) Olivo (Olea europaea) Palmera olerífera (Elaeis guineensis) Palmera datilera (Phoenix dactylifera) Pasto del Sudán Patata (Solanum tuberosum) 254

Óptimo

6,5-7,5 5,4-6,5 5,2-6,0 6,0-7,0 5,0-5,7 4,0-6,5 5,0-7,0 5,5-7,0 4,5-5,8 5,8-6,0 5,2-7,0 6,0-7,0 5,3-6,6 5,0-6,0 5,5-6,5 6,0-7,5 7,0 5,5-7,0 6,0-6,7 5,5-6,5 6,0-7,5 5,6-7,0 5,5-6,8 5,0-6,5 6,0-7,0 6,0-7,0 5,2-6,5 6,0-7,0 5,8-6,7 4,5-5,2 6,0-7,0 5,5-6,5 5,0-7,5 5,5-7,0

Tolerancia para rendimiento satisfactorio

6,0-8,0 4,8-7,5 3,5-8,0 4,0-8,0 4,0-7,5 6,0-8,0 4,5-8,0 5,0-7,0 4,5-7,0 4,5-8,5 5,5-8,8 4,0-7,7 5,0-8,0 5,6-7,5

6,0-7,5 5,5-8,0 5,5-7,5 5,0-8,0 5,0-8,0 5,5-6,5 5,5-7,5

5,6-7,5 5,0-6,0 5,5-6,5 5,5-6,5 5,5-6,5 7,0

5,5-6,0 5,5-7,0 5,0-5,8

5,0-8,0 5,0-8,0 7,0-8,5 4,0-8,0 6,5-8,0 4,5-7,0

Óptimo

Especies Pepino (Cucumis salivus) Peral (Pyrus communis) Pimiento (Capsicum annuum) Pina americana (Ananas comosus) Plátano (Musa sp.) Pomelo (Citrus paradisi) Rábano (Raphanus sutivus) Remolacha azucarera (Beta vulgaris) Sandía (Citrullus vulgaris) Sisal (Agave sisalana) Soja (Glycine max) Sorgo (Sorghum bicolor) Tabaco (Nicotiana tabacum) Té(Camellia sinensis) Tomate (Lycopersicum esculentum) Trébol blanco (Trifolium repens) Trébol rojo (Trifolium pratense) Trigo (Triticum sp.) Veza (Vicia sativa) Vid (Vitis sp.) Zanahoria (Daucus carota)

5,5-6,8 6,0-6,5 5,5-6,5 6,0-7,5 5,5-6,5 5,5-6,5 7,0-7,6 5,8-7,2 6,0-7,0 5,5-7,0 5,5-6,0 4,0-5,5 6,0-6,7 6,0-7,0 6,0-7,0 6,0-7,0 7,5-8,2 5,6-7,0 5,6-7,0

Tolerancia para rendimiento satisfactorio 5,5-7,5 5,5-7,0 5,0-6,5 4,0-8,0 5.0-8.0 6.0-8.2 6.5-8.0 4,5-7,5 5,0-8,5 5,5-8,3 4.0-6.5 6,0-8,2

5,8-8,5 6,0-8,8 6,0-8,0

La movilidad de los elementos en el suelo varía en función del pH y según se trate de suelos orgánicos (Lucas & Davis,1970) o de suelos minerales (Truog, 1948, modificado):

4,5 5,0 5,5 6,0

Suelos minerales

6,5

7,0

7,5

8,0

Suelos orgánicos

255

La reacción del suelo, al determ inar la movilidad de los distintos elementos, tiene incidencia sobre la disponibilidad de nutrientes, y sobre el riesgo de toxici­ dad tanto por elem entos naturales, como por los añadidos por vertidos contam i­ nantes.

2.

Acidez del suelo

Los conceptos de acidez, basicidad y alcalinidad, introducidos al estudiar diso­ luciones en Química, deben ser matizados al utilizarlos referidos al suelo. De acuerdo con la teoría de Bronsted y Lowry, ácido es toda especie química capaz de ceder protones (H+), mientras que una base se caracteriza por poder aceptar protones. En una reacción química, cada ácido tiene su base conjugada y cada base, su ácido conjugado: HA ^ A" + H+ B + H+ ^ BH+

A es la base conjugada de HA BH+ es el ácido conjugado de la base B

HA + B ^ A" + BH+ Siguiendo con estos conceptos químicos, un ácido es tanto más fuerte cuanto mayor es su capacidad para ceder protones. El asociar suelo ácido con la idea de un elevado porcentaje de iones H+ en las sedes de intercambio es algo que podría parecer desprenderse del com portamiento de un ácido al ser disuelto en agua; no obstante, esta concepción no es correcta. Esta hipótesis errónea de que la parte aniónica del suelo se comportaba como un ácido débil y que los suelos ácidos eran aquellos cuyo complejo de cambio se encontraba satu­ rado en mayor o menor grado por protones, llevó a Bradfield (1923) a enunciar la teoría del hidrógeno o de las arcillas como ácidos débiles. A veces todavía subyace este enfoque, a pesar de haber sido cuestionado desde principios de 1930, y haya sido definitivamente abandonado tras los trabajos de Coleman, Paver, Marshall, Schofield, Low y otros muchos investigadores en las décadas de 1950 y 1960. La idea inicial de las arcillas-H ha sido sustituida por la teoría del aluminio. Los suelos minerales ácidos no son simplemente suelos - H ,0 +, sino esencialmente suelos-Al3+. Las investigaciones realizadas utilizando resinas cambiadoras de iones, arcillas satura­ das con diversos cationes, tratamientos de suelos ácidos con soluciones salinas no tamponadas, así como los trabajos con curvas de neutralización, llevaron a formular la teoría del aluminio. Se ha podido comprobar que una arcilla saturada -H + no resulta estable (Cole­ man & Craig, 1961), la red cristalina colapsa, liberando Al3+, Mg2+, Fe3+ ... Los dos prime­ ros iones pasan a la solución del suelo y a las sedes de intercambio, mientras que el hierro, en medios aireados, precipita como Fe2C>3, coloreando el suelo. Por otro lado, si se prepara una arcilla-H+, se observa que se comporta como un ácido fuerte y no como un ácido débil, que es el comportamiento del suelo. La acidez del suelo ha sido revisada en sus diversos aspectos en los trabajos de Adams & Hathcock (1984), Black (1975), Bornemisza (1965), Jenny (1961), entre otros autores. La lectura de estos trabajos resultará de gran interés para profundizar en el tema. 256

Los efectos negativos de la acidez sobre las plantas pueden ser debidos a la toxicidad de los iones Al,+ y Mn2+ (Foy, 1984) presentes en las sedes de intercambio y en la fase líquida. En soluciones nutritivas acidas, que no contengan aluminio ni manganeso, los efectos negati­ vos sobre el crecimiento de las plantas pueden ser evitados sin necesidad de elevar el pH, sim­ plemente corrigiendo la carencia de calcio, aportado en forma de CaCL, p. ej. Ello evidencia que los iones H,()+ no son la causa del deficiente crecimiento de las plantas en suelos ácidos. La alfalfa es una de las plantas más sensibles a la acidez. En general, las leguminosas son exigentes en calcio y responden al encalado cuando el suelo presenta pH < 6,0. Las menores disponibilidades de molibdeno a tales valores de pH afecta la supervivencia y acti­ vidad de los rizobia, previa a la nodulación, con lo que se ve afectada la fijación de nitró­ geno y la nutrición de la planta en este elemento. En plantas sensibles al exceso de Al'1+ y Mn2+ en la solución del suelo, al aumentar el contenido en Al,+ disminuye el peso por planta, el área foliar y el contenido de Ca, Mg y P en los tejidos, aumentando el de Al, Mn y Fe. Los trabajos de Fariña et al. ( 1980) con maíz cultivado en suelos ácidos en invernadero correlacionan el porcentaje de rendimiento con diversos parámetros de la acidez. Obtienen coeficientes de correlación (r) de 0,42 (**) con el pH al agua; de 0,47 (**) con el pH al KCl, mientras que el valor pasa a -0,90 (***) al establecer la correlación con el porcentaje de saturación de Al,+ intercambiable, definido como; Al,+ int = Al extraído con una sal neutra no tamponada (KCl ÍM; Ca Cl2 o Ba Cl2) y valorado con una base CICE = CIC efectiva (al pH del suelo). El aluminio en solución acuosa se hidroliza rápidamente dando lugar a especies monoméricas de Al (Bertsch, 1989). Un ión monomérico con seis moléculas de agua da lugar al hidrolizarsc a los siguientes productos: [Al (H20 ) 6]3++ H20

[Al (OH) (H20 ) 5]2+ + H ,0 +

[Al (OH) (H20 ) 5]2++ H20 ^

[Al (OH)2 (H20 ) 4] i+ + H 30 +

[Al (OH)2 (H20 ) 4] i++ H20 ^

[Al (OH)3 (H2O)3]0+ + H30 +

[Al (OH), (H2O)3]0++ H20 ^

LAl (OH)4 (H20 ) 2] ‘- + H30 +

La hidrólisis avanza y genera iones H ,0+. Los iones hidroxialumínicos hidratados que se forman tienden a polimerizar (Fassbender, 1984). La doble capa y la solución del suelo tienen en equilibrio iones Alí+ y Al(OH)nt que, al hidrolizarse, liberan protones que provocan una disminución del pH (aumento de la acidez). A pH ácido (< 5,5) una serie de formas de aluminio con cargas positivas (policationes) no resultan intercambiables, al estar firmemente retenidas, bloqueando sedes de intercambio. A medida que aumenta el valor del pH los diversos policationes se hacen inestables y liberan sedes de intercambio, cuyo número aumentará en consecuencia. De ahí las diferencias entre los valores de la capacidad de intercambio catiónico obtenidos con una extracción con una solución de KCl l M no tamponada (CICE) o con acetato amónico IN a pH = 7,0 (CIC). En suelos ácidos puede haber diversos cationes en posiciones intercambiables y en solución (Thomas, 1984): 257

Iones

Alu AI(OH)2+ Al(OH)2+ |AI(OH)n]m+ Mn2* H*

Mg2+ > Ca2+

O bservacion es

Catión predominante en suelos muy ácidos (pH inferior a 5). Tóxico. Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Fácilmente intercambiable (acidez intercambiable). Poiicatión de tamaño y carga variable. Origen de carga dependiente del pH. Blo­ quea sedes de intercambio. Escaso. Si existe en cantidades apreciables resulta tóxico (con un valor de pH de 4,5 o inferior). Escaso en suelos minerales ácidos, excepto si hay ácidos minerales en el suelo (pH < 4,0). De mayor importancia en suelos orgánicos ácidos, en los que la acidez intercam­ biable procede principalmente de los grupos con funciones orgánicas ácidas y en menor medida de especies hidroxialumínicas y férricas complexadas por grupos funcionales orgánicos. El Mg2+ procede del colapso de la red cristalina de lasarcillas en medio ácido.

El comportamiento del aluminio monomérico en el suelo condiciona las características de los suelos ácidos. Existen formas intercambiables, el Ai3+, junto con las que resultan de su hidrólisis, Al(OH)2+, Al(OH)2+, fase sólida Al(OH)3 (gibsita) y formas aniónicas, tales como AI(OH)4 y Al(OH),2 . La existencia en forma soluble de las distintas especies de alu­ minio depende del intervalo de pH considerado y de la fuerza iónica, para 0,1 M la distribu­ ción de especies de aluminio en agua en función del pH (Marión y cois. 1976) es:

PH

Dado que el aluminio sólo actúa con un único estado de valencia, la presencia de unas especies u otras dependerá exclusivamente del pH, mientras que en el caso del hierro y el manganeso influye además el potencial redox (Paterson et al. 1991). En condiciones de acidez moderada, intervalo de valores de pH de 6 a 7, el complejo de cambio puede presentar algunos iones H30 \ si bien predominan las bases. Por debajo de pH 5,5 empiezan a tomar importancia los policationes a base de aluminio. 258

Los iones H30 + sólo adquieren importancia en suelos minerales muy ácidos, con pH inferiores a 4,0 puede haber ácidos minerales. Los suelos orgánicos ácidos se caracterizan por presentar protones, debido a los grupos R-COOH y R-OH. Las reacciones con la materia orgánica son complejas y para ellas es de mayor aplica­ ción el concepto de ácido según la teoría de Lewis, según el cual un ácido es toda sustancia capaz de aceptar un par de electrones y una base toda sustancia capaz de ceder un par de electrones. Esta teoría amplía considerablemente el número de sustancias que pueden con­ siderarse ácidos o bases. Los aspectos referentes a la alcalinidad se tratarán al estudiar los suelos afectados por salinidad (Cap. 24).

3.

Química de la acidez del suelo

Sin olvidar los aspectos referidos anteriormente, como notación simplificada, se puede representar la acidez por protones, cuyo origen, como se ha indicado, se halla en la hidrólisis de los iones aluminio. Si se representa el complejo de cambio por HX, una parte de los protones se hallará disociado: HX

H+ + X

Para lograr el intercambio total se puede desplazar con KC1: HX + K+ ^ KX + H+ Cabe distinguir distintos tipos de acidez:

— Acidez activa o actual: • Protones libres en equilibrio en la fase líquida del suelo. • Resultan de la disociación. • Se mide con el pH al agua (1:2,5). — Acidez potencial o acidez intercambiable: • Protones de las sedes de intercambio. • Resulta de la hidrólisis de formas de aluminio fácilmente intercambiables, con iones K+. Se trata casi enteramente de aluminio monómero que ocupa sedes de intercambio (Thomas et al. 1984): Al X3 + 3K+ 3KX + Al,+ Al3+ + 6H20 -» [A1(H20 )6]3+ [A1(H20 )6]3+ + H20 -> [A1(0H)(H20 )5]2+ + H30 + • Se mide con el pH después de desplazar parte de los protones y aluminio monó­ mero con una solución de KC1 1 M no tamponada. El pH KC1 (1:2,5) suele ser del orden de 0,5 a 1,0 unidad de pH inferior al pH-H20. — Acidez total (AT) = acidez activa + acidez intercambiable: • Se determina valorando con una base. • La valoración potenciométrica permite obtener la curva de neutralización. 259

Dependiendo del método de medida (efecto suspensión, relaciones suelo-agua, niveles de electrólitos, etc.), el valor del pH puede variar para una misma muestra entre 0,5 y 1,5 unidades (Tucker et al. 1987). El pH no constituye, pues, una medida de precisión, si bien para fines utilitarios un error de ± 0,2 unidades de pH resulta aceptable para la m ayoría de propósitos. Para caracterizar la reacción del suelo con mayor rigor se han buscado otras vías: % A l3+ intercambiable, potencial cal, etc.

3.1.

Curvas de neutralización

El comportamiento de un suelo al ir añadiéndole un ácido o una base se puede estudiar por medio de una valoración potenciométrica, que permite obtener su curva de neutraliza­ ción. En el eje de abscisas se registra la cantidad de base fuerte o de ácido fuerte añadido (factor capacidad) y en ordenadas el pH (factor intensidad). Para una muestra de un suelo calizo, al añadirle un ácido se obtiene una curva del tipo:

PH

Esta curva de neutralización muestra que el factor intensidad no cambia de una forma sencilla. La apariencia es de una curva suave, con pequeñas plataformas a determinados valores de pH, debido a que presenta en ellos mayor capacidad tampón. En el caso conside­ rado, a pH = 7,0 el tamponamiento se debe a la presencia de CaCO? en la muestra, mientras que entre pH 5,0 y 4,0, se debe a las bases de intercambio (Ulrich y Sumncr, 1991). El pH del suelo (factor intensidad) no resulta fácilmente predecible a partir de la canti­ dad de ácido o base añadido, debido a la forma que presenta la curva de neutralización. Por ello no resulta un parámetro conveniente para definir la acidificación de un suelo (Breemen, 1991). 260

La utilización del factor capacidad lleva a definir la capacidad de neutralización de ácido (CNA) y de base (CNB) de un suelo: La CNA expresa la cantidad de ácido fuerte (moles de protones por unidad de volumen o de masa) necesarios para cambiar el valor del pH de un sistema acuoso al pH al cual la carga neta de los iones que no reaccionan con OH' o H+ es cero. La derivada de la CNA con respecto al pH define la intensidad tampón o poder tampón (pH). Estos conceptos permiten estudiar mejor las reacciones de intercambio de proto­ nes y su relación con la acidez del suelo y resultan de interés en el estudio de los procesos de acidificación. Para los cambiadores del suelo se cumple: CIC = AT + CNA La acidez total (AT) puede ser la actual o la potencial, según el pH al que se valore, igual que la CIC que puede ser la CIC efectiva (CICE). La CNA corresponde a la carga de superficie por unidad de masa que está equilibrada por bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+):

S = suelo s = fase sólida 1 = fase líquida expresado en [ ] = mol(+) L' 1 CNA (1) = [Na+] + |K+] +2 lCa2+] + 2 [Mg2+] + [H+] - [CL] -2 [S042'] - [NOj-] - [OH'] - [HCOfl -2 [C032']

CNA (S) = CNA (s) + CNA (1)

Si el conjunto de iones libres tienen compensada su carga neta: CNA = 0 El suelo, debido a su capacidad de intercambio catiónico, presenta variaciones muy lentas en su pH al añadirle un ácido o una base: actúa como un medio tamponado. Esta propiedad tampón ((3H) constituye un mecanismo de protección frente a modificaciones bruscas del pH. Resulta de gran im portancia al ser el suelo un medio biológico que sirve para el crecimiento de las plantas y microorganismos. El poder tampón del suelo hace disminuir los efectos de un abonado sobre la reac­ ción del medio. El poder tampón se expresa:

PH=

pH= poder tampón expresado en mol (+) kg' 1 pH' 1 AnA= moles (+) de protones añadidos o eliminados por kg de suelo. ApH = variación del pH (dependiente del pH del medio).

La existencia de diferentes fuentes de acidez o de basicidad del suelo permite interpretar la existencia de intervalos de pH dentro de los cuales el poder tampón 261

es más elevado, lo que se refleja por una plataform a en la curva de neutralización. El poder tampón aum enta con el contenido de arcilla y con el de materia orgánica (C1C), así como con el tipo de arcilla (de caolinita a esmectita). A rcilla- Ca + 2HC1 - A rcilla- H + CaCl2 La arcilla-H estará poco disociada por lo que el pH disminuirá poco. La capacidad del suelo com o depurador natural está relacionada con su poder tampón. Su capacidad para admitir residuos, depende de la capacidad de ir adsor­ biendo los iones incorporados o los que sean liberados por mineralización, y si unos y otros se hallan en forma soluble o precipitan al pH del suelo, lo que evitará que pasen a contam inar la capa freática o sean biodisponibles.

3.2.

Potenciales catiónicos

La actividad de un solo ión no es constante en un sistema coloidal, sin embargo, sí lo son los productos de las actividades de los iones. Basándose en ello, y dado que las medi­ das de pH pueden verse afectadas por múltiples factores, Schofield y Taylor (1955) propu­ sieron utilizar relaciones de actividades iónicas en soluciones equilibradas de suelo, como medida del estado de bases de la solución del suelo. Los potenciales catiónicos en un sistema que contenga Ca2+ y OH” se definen como:

Dado que:

(Ca 2+)1/2 (OH-) = cte

El potencial Ca(OH)2 viene dado por: y pCa + pOH = cte El potencial calcio-magnesio se expresa por: pH - y p(Ca + Mg) - cte y el potencial cal (ing. lime) por: pL = p H - y p C a

El pL es otra forma de expresar la acidez del suelo que resulta más precisa y más cons­ tante. Análogamente, para suelos ácidos se puede definir el potencial aluminio como: l/3pAl + pOH. Este tipo de índices parece adecuado para caracterizar la acidez de los sue­ los en los que predominan las cargas permanentes. 262

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir el papel que juegan las cargas permanentes y las cargas variables en la determinación de la naturaleza y grado de acidez del suelo.

2.

Justificar: a) Por qué con acidez extrema las cargas variables y la CIC serán muy bajas. b) Por qué no hay toxicidad por aluminio en un suelo de pH en el intervalo de 6 a 7. c) Por qué en un suelo ácido disminuye el pH activo del suelo después de un abonado potásico.

3.

Dos suelos presentan pH = 4,5 en su horizonte de mayor acidez. Se desea saber si el proceso de acidificación es de origen natural o bien se puede deber a lluvia ácida. Se desea saber si la mineralogía de las arcillas podría aportar algo para esclarecer el problema.

4.

Explicar por qué el diagnóstico de la toxicidad por Al se basa en el % Al extra­ ído con una solución no tamponada y no en el extraído con BaCI2 a pH = 8,2.

4.

Acidificación del suelo

Se han estudiado las causas de la acidificación natural de los suelos, así como los efectos de acciones antropogénicas consistentes en añadir al suelo ácidos fuertes (Breemen, 1991), ya sea por lluvias ácidas; por la oxidación de la pirita en estériles de minería del carbón; por fertilizantes acidificantes, u otros procesos que pueden dar origen a la degradación de suelos sin suficiente capacidad tampón. Desde una perspectiva de distribución geográfica, se observa que los suelos ácidos en España se hallan principalmente en la parte oeste, desde Asturias, Galicia (Calvo de Anta y Diaz-Fierros, 1981) a Badajoz y Huelva. A nivel mundial, corresponden a regiones de clima húmedo, tropicales templadas, así como a las boreales. Se puede afirmar que se trata mayoritariamentede suelos con régimen de humedad percolante, generalmente equivalente al údico (Soil Taxonomy, SSS. 1998), caracterizados por una pérdida de bases por lavado. La acidificación de un suelo se define como una disminución en la capacidad de neutra­ lización de ácido (CNA), y/o un incremento en la capacidad de neutralización de bases (CNB), y/o un incremento en la fuerza ácida (pH decrece) (Ulrich y Sumner, 1991). La acidificación progresiva de los suelos de zonas húmedas está controlada por diversos factores: fitología de los materiales originarios (rocas pobres en bases, sedimentos con sulfuros, escombreras con sulfuras, etc.); componentes del suelo (silicatos, óxidos de Al y Fe, ácidos solubles); posición topográfica (por la entrada de aguas con protones o por la salida con pérdida de bases); vegetación (extracción de bases, ciclo biogeoquímico, naturaleza de la materia orgánica incorporada al suelo). En Galicia el efecto creciente de la vegetación, tanto para pluviolavados como escurridos sigue el orden siguiente (Díaz-Fierros, 1985): Quercus robur > Eucaliptus globulus > Pinus pinaster. 263

Los procesos implicados en la acidificación de los suelos son: - Meteorización. (Cap 17). - Procesos redox: Suelos de sulfatos ácidos. Drenaje deficiente. Ferrolisis. Escombreras de carbón. - Procesos de transporte: Entradas y salidas de protones del sistema. - Deposición de contaminantes atmosféricos: Adición de ácidos fuertes disueltos en la lluvia. Intercepción de sólidos. - Procesos de hidrólisis: Adición de productos acidificantes. Fertilizantes de reacción ácida. Modelos de simulación para la acidificación regional (De Vries et al., 1998) permiten predecir la respuesta a la fase líquida del suelo debajo de la zona radicu­ lar debida a cambios en la deposición atmosférica.

ESTUDIO DE CASOS 1. 2. 3.

Por qué puede haber problemas crecientes de autorrepoblación en un bos­ que de zona húmeda y cómo puede influir la textura del suelo. ¿A qué puede deberse el que sean ácidos los suelos de una región deter­ minada, p. ej., en Asturias y Galicia (España)? ¿Por qué corrige la acidez el carbonato cálcico?

Respuestas 1.

2. 3.

5.

Los suelos forestales no se suelen encalar. Habrá un lavado de bases y de nutrientes. La biodisponibilidad del Al3+, y del Mn2+ aumenta con la acidifica­ ción. El Mn2+ puede resultar tóxico para las plántulas. En suelos de textura arenosa su capacidad tampón será menor y por ello la acidificación más rápida, la productividad del bosque será menor. El régimen de humedad puede ser percolante por lo que habrá un lavado de bases y con ello una acidificación creciente. HX + C aC 03 —> GaX + C 0 2 + H20 H+ + C aC 03 + H20 -> C 0 2 + H20 + Ca(OH)2

Implicaciones de manejo y recomendaciones: Necesidades de cal

Desde hace siglos, los agricultores intentan paliar los efectos desfavorables de la acidez del suelo aportando enmiendas calizas. El objetivo es llevar el pH dentro del intervalo en el 264

cual la mayoría de los elementos tóxicos sean insolubles y los nutrientes esenciales se hallen en forma disponible. Los problemas son esperables en aquellos suelos ácidos en los que la acidez total exceda el 15 % de la capacidad de intercambio catiónico efectiva. Para el éxito de un cultivo o de una revegetación en áreas forestales o la rehabilitación de áreas de minería con estériles pobres o sin carbonato cálcico o en zonas de polders y estuarios con presencia de sulfures (pirita, p. e.), se requerirá proporcionar a las plantas un medio de crecimiento con un pH adecuado para que haya nutrientes y no elementos tóxi­ cos. Para ello se deberá modificar el pH con enmiendas si es necesario. Las cantidades de enmiendas a utilizar se basan en la determinación de las nece­ sidades de cal: moles de Ca2+ por kg de suelo que se requieren para disminuir la acidez total a un valor que se considere aceptable. Generalmente sólo se neutraliza la acidez intercambiable. Las reacciones que tendrán lugar en el suelo serán del tipo: 2A1Xj + 3 CaCO, + 3H20

3CaX2 + 2A1(0H)3 + 3 C 0 2

En Europa y en Estados Unidos de América éste ha sido el enfoque tradicional para el manejo de suelos ácidos y ello explica la existencia en estos países de innumerables méto­ dos (Fox, 1980; Follel y Follet, 1983; Guitián y Muñoz, 1957) para determinar las necesi­ dades de cal. Entre los más clásicos cabe citar: Fundamento

Métodos directos Curva de neutralización con una base

Métodos indirectos Estudio del complejo de intercambio canónico Métodos rápidos Equilibrio con una solución tamponada y estimación de la acidez por el cambio de pH

Observaciones

Métodos de referencia, poco utilizados por su lentitud y laboriosidad: Ca(OH), N/30 NaOH Ñ/5 Ca(OH)2+ KC1

Porcentaje de saturación de bases. Es un método lento. Son los métodos más utilizados a nivel mundial (Follet y cois. 1983). Generalmente calibrados en condiciones de invernadero p-nitrofenol a pH = 7,1 glicerofosfato sódico, ácido acético, trietanolamina, cloruro amónico y cloruro bárico. método SMP: p-nitrofenol, trietanolamina, cromato potásico, acetato cálcico y cloruro cálcico. Ajustada a pH = 7,5 p-nitrofcnol-acetato cálcico

Referencia

Jensen (1924). Goy y Roos (1936). Jensen y Schachtschabel (1941). Mctson (1961).

Schofield (1933). Mehlich (1976). Shoemaker el al. (1961).

Guitián etal. (1957). 265

En Australia, por el contrario, en sistemas agrícolas extensivos, por el coste relativa­ mente alto del encalado y por la inducción de deficiencias de micronutrientes derivadas del encalado, se ha buscado evitar las enmiendas calizas. Las respuestas diferenciales de las plantas a la acidez han sido utilizadas para la selección de pastos tolerantes a las condicio­ nes de acidez (Robson, 1989). Después de un período de 30 años, los investigadores austra­ lianos están en condiciones de afirmar que este enfoque presenta limitaciones importantes. Así, bajo pastos mejorados, los procesos de acidificación siguen activos y el suelo sigue haciéndose más y más ácido y, con acideces extremas, otros factores pasan a ser limitantes. El concepto de pH crítico (McLean, 1970; Adams, 1984) se ha introducido con fines aplicados. Expresa el valor máximo del pH al que hay que llegar con una enmienda para que el rendimiento de un cultivo sea máximo, considerados los res­ tantes factores en su óptimo. En los años 70 se planteó una controversia importante en Estados Unidos de América acerca del enfoque más eficiente para las recomendaciones de encalado. Unos autores pro­ pugnaban el enfoque clásico basado en el intervalo óptimo de pH (6,0 a 7,0) para un cul­ tivo o grupo de cultivos o en el valor crítico de pH (McLean, 1970), mientras que Kamprath (1970) a partir de ensayos de encalado en suelos tropicales (Oxisoles y Ultisoles) propuso el método del aluminio, que recomienda añadir únicamente el suficiente carbo­ nato cálcico para eliminar el Al3* de las sedes de intercambio. En España, el enfoque tradi­ cional (Guitián & Carballas, 1977) se basa en el criterio del pH óptimo, adoptado como método oficial por parte del MAPA (1975) y en la medida del pH con soluciones amortigua­ doras (nitrofenol-acetato). Los defensores de este enfoque señalan que el método del alumi­ nio de cambio conduce a valores de necesidades de cal insuficientes en muchos suelos y que la toxicidad por aluminio reaparece. En Galicia (España), a partir de 1980 el antiguo INIA en su centro de Mabegondo, junto con la Facultad de Bioloxía de la Universidad de San­ tiago de Compostela, ha realizado ensayos siguiendo el enfoque propuesto por Kamprath. No obstante, la mayor complicación analítica del método del aluminio de cambio, la necesidad de introducir factores correctores según las características de los suelos y de definir niveles tóxicos del aluminio para los distintos cultivares hacen que este método no se haya generalizado. En muchos laboratorios a nivel mundial se siguen utilizando méto­ dos basados en el pH como indicador de las necesidades de cal, ello se debe a que se trata de métodos rápidos y útiles para aquellos laboratorios que deben atender un elevado número de muestras y aconsejar a los agricultores. El objetivo principal de un programa de encalado reside en eliminar los factores limitantes del crecimiento y no en alcanzar ciertos niveles de pH (Kamprath, 1984). No obstante, al existir una relación entre el pH y el porcentaje de saturación de Al res­ pecto a la capacidad de intercambio catiónico efectiva, ambos criterios de diagnóstico no resultan contradictorios. La diferencia entre uno y otro enfoque reside en la canti­ dad de enmienda recomendada, lo que tiene incidencia sobre la rentabilidad de la ope­ ración y, por otro lado, puede inducir una disminución de las disponibilidades de algunos nutrientes a pH altos, dentro del intervalo de pH considerado óptimo, a nivel general. En este caso se habla de problemas derivados de un sobreencalado. En la bibliografía se suelen encontrar resultados contradictorios en relación a los efectos del sobreencalado. Bornman et al. (1998) sugieren que ello se debe a: 266

— Interacción con la fisiología de la planta considerada (el maíz es más sensible que el trigo, p. e.). — Las características del suelo (en especial su poder tampón). — La fuente de cal (el hidróxido cálcico tiene un efecto mayor que el carbonato cálcico). En suelos derivados de cenizas volcánicas se recom ienda no encalar por encima de valores de pH de 5,6-5,8 para evitar efectos depresivos derivados del sobreencalado (Fassbender y Molina, 1969), por desequilibrios iónicos. Follet y Follet (1983) han revisado los métodos para determinar las necesida­ des de cal, su interpretación y aplicación en relación con las propiedades del suelo, sistemas de laboreo y modelos de cultivo. Las recom endaciones de encalado deben realizarse dentro del marco de un programa de m anejo que contem ple el problem a globalm ente. Debe tener en cuenta, además, la necesidad de alcanzar ciertos niveles de pH para optimizar otros aspectos, por ejemplo, la actividad de los herbicidas o la protección frente a ciertas enfermedades en el sistema de producción de cultivos. Las patatas, por ejemplo, crecen mejor en suelos ligeramente ácidos, dado que en estas condiciones de medio disminuye el desarrollo de enfermedades provoca­ das por actinomicetes. Por el contrario, la hernia de la col (Plasmodiophom brassicae) puede ser corregida mediante el encalado. En esquema, un p ro g ra m a de encalado, desde el diagnóstico a las recomen­ daciones incluye: — Diagnóstico: • Información que se puede obtener a partir de un mapa detallado de suelos: Categorías de suelos ácidos: - Órdenes: Espodosoles, Ultisoles, Oxisoles. - Niveles inferiores: con úmbrico/hor. sulfúrico/mat. sulfurosos, si se drenan/carácter dístrico. - Régimen de humedad údico. • Muestreo y análisis de suelos, estériles o sedimentos. Análisis de posible interés: - pH al agua, pH KC1. - % Al en relación a CICE. - % saturación de bases. - Contenido de pirita/contenido de carbonato cálcico equivalente. - Necesidades de cal. - Poder de amortiguación. — Recomendaciones: Características de los suelos, estériles o sedimentos. Cultivos: Selección de especies tolerantes al Al y Mn. Abonos basificantes. Enmienda a utilizar: tipo/cantidad/frecuencia. 267

Método de encalado: de fondo/de cobertera. de saneamiento/de mantenimiento. Información sobre las enmiendas: - Disponibilidades en la zona. - Poder neutralizante (CaCO, = 100). - CaC03 = 1,00 OCa =1,78 (OH)2Ca = 1,35 - MgC03 = 1,19 - Equivalente en OCa/% Ca elemental. - Características físicas: granulometría. - Eficiencia neutralizante. Los programas de encalado deben estar enfocados a resolver problemas parti­ culares, más que a ajustar todos los suelos a un pH predeterminado, considerado óptimo de forma genérica (Alley & Zelazny, 1987). Debe trabajarse en la direc­ ción de poder diagnosticar a qué nivel de pH se corrige el problema de la acidez, para cada suelo, recalibrando los métodos de evaluación de las necesidades de enmienda (Tran y van Lierop, 1982). Las propiedades físicas del suelo derivadas de procesos de acidificación pro­ longados serán de difícil mejora, por ello, deberá planificarse adecuadamente cual­ quier actuación tecnológica (drenaje, aireación de sedimentos o de estériles, etc.) que pueda provocar acidificación. En capas profundas será extrem adam ente difícil llegar con cualquier enmienda y la degradación sería de carácter irreversible.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Indicar qué reacciones tienen lugar cuando el aluminio entra en la solución. A partir de qué valor de pH tienen lugar.

2.

Las arcillas-H+ o las arcillas-AI3+ ¿cuál de ellas son las que se hallan en suelos fuertemente ácidos?

3.

En suelos ácidos ¿por qué se frena la nitrificación?

4.

¿En qué intervalo de valores se halla el pH de un Xerochrept calcixerollico (SSS. 1996) equivalente a un Typic calcixerept (1998).

Respuestas 1.

Por debajo de un valor de pH = 5,5, ya que por encima el aluminio se halla precipitado en forma de gibsita. De forma simplificada las reacciones se puede escribir: Al3+ + 2H20

AI(OH)+ + H30

La hidrólisis del aluminio libera iones H+ a la solución. 2.

Las arcillas-AI3+, las arcillas H+ no son estables.

3.

La acidez inhibe el desarrollo de las bacterias, que son los responsables de la nitrificación.

4.

Es un suelo calizo: 8-8,5.

268

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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6.2.

Bibliografía de referencia

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270

11 Estructura del suelo y propiedades relacionadas La estabilidad de la estructura controla muchas funciones de un ecosistema, el sistema de poros constituye un espacio vital para las raíces.

La estructura es una propiedad típicamente edáfica que, de presentarse, per­ mite diferenciar un suelo de un material geológico. Su importancia hace que sea una propiedad morfológica de referencia en los estudios del suelo en campo. Para llegar a desentrañar su desarrollo y los mecanismos que provocan su estabilidad se han llevado a cabo trabajos de investigación muy específicos. La vida en el suelo es posible debido a que las partículas no forman una masa continua, sino que al unirse crean un espacio de huecos muchos de los cuales se comunican entre sí (Cap. 4):

— Poros. — Huecos de empaquetamiento.

— Canales y cámaras. — Fisuras.

Los huecos comunicantes permiten la transferencia de fluidos (aire y agua), en ellos pueden desarrollar su actividad los microorganismos y a través de ellos se facilita el creci­ miento de las raíces. Una masa formada por granos individuales de arcilla, limo o arena resulta muy poco eficiente para crear un espacio de huecos estable y adecuado para el cre­ cimiento de las raíces de las plantas y otros biota del suelo. Los granos se suelen unir de forma natural entre sí, para formar unidades secun­ darias de m ayor tamaño, que tienen un carácter persistente y se denominan agregados. La estructura es el ordenam iento de los granos individuales en partículas secundarias o agregados y el espacio de huecos que llevan asociados, todo ello como resultado de interacciones físico-químicas entre las arcillas y los grupos funcionales de materia orgánica.

Las unidades estructurales o agregados se distinguen al hallarse separadas entre sí por huecos o por superficies de debilidad más o menos bien definidas. En el estudio de la estructura hay que considerar: 271

— Superficies de debilidad: grado de desarrollo de la estructura o de pedialidad (Cap. 3). — Forma de los agregados: tipo de estructura. — Tamaño: clase de estructura. — Dureza y friabilidad de los agregados. — Persistencia: estabilidad de los agregados. — Mecanismos de formación de agregados. — Espacio de huecos: distribución y conexiones. Se ha observado que suelos con igual textura pueden presentar propiedades físicas muy distintas, según como se hallen agregadas las partículas individuales. Un suelo bien estructurado es aquél que al secarse se desmenuza fácilmente de forma espontánea, cuando está relativamente seco puede labrarse con facilidad y cuando está húmedo no se adhiere a los aperos o herramientas. Un agregado verdadero tiene que ser estable al agua, es decir, la unión de sus partículas individuales debe mantenerse después de haber sido humedecido lenta, pero totalmente. Esta propiedad tiene gran trascendencia, pues las funciones de los agregados deben mantenerse cuando el suelo esté totalmente húmedo, para que el agua pueda seguir moviéndose dentro del suelo. Los agregados suelen ser estables a largo plazo, si bien deben considerarse como elementos frágiles, cuya durabilidad se ve afectada por la puesta en cultivo, el laboreo continuado, la transformación de un suelo en regadío, el paso de m aqui­ naria, el pisoteo del ganado, entre otros factores. La sostenibilidad de un agrosistema se verá com prom etida por la degradación de la fertilidad física del suelo (Cap. 25). La estructura controla una serie de propiedades y comportamientos del suelo, entre los más significativos cabe citar:

Propiedad afectada

Efectos positivos

Características de la superficie del suelo

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

Infiltración del agua en el suelo (Cap. 13)

El aumento de la infiltración: — Disminuye la escorrentía (Cap. 23) y con ello el riesgo de degradación del suelo por erosión. — Aumenta las reservas en agua del suelo.

Espacio de huecos

Un horizonte bien estructurado: — Permite una buena circulación del aire, agua y nutrientes. Conductividad hidráulica elevada (Cap. 13). — Favorece el desarrollo de microorganismos aerobios. — Favorece la actividad de la fauna del suelo, que a su vez mejora la estructura. — Es más penetrable por las raíces, que podrán explorar un mayor volumen, beneficiando el crecimiento de la planta.

272

Efectos positivos

Propiedad afectada

Compacidad

La — — —

Erosionabilidad (Cap. 23)

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

1.

baja compacidad de un horizonte: Favorece el laboreo. Hace disminuir la densidad aparente. Favorece el crecimiento de las raíces.

Niveles de organización estructural

En un continuo de observación, desde el campo al microscopio electrónico, será posible identificar distintos niveles de organización. En muestras de mano estudiadas en campo se puede caracterizar la m acroestructura o, simplemente, estructura de cada horizonte. En lámina delgada se accede a una organización a escala microscópica, la microestructura (Cap. 4). El grado de desarrollo de la estructura o pedialidad (Cap. 3) se describe de acuerdo con los siguientes criterios:

Grado de Desarrollo

Pedialidad Apedial

Pedial

Descripción

Sin estructura o granular simple

Granos sueltos con ausencia de elementos finos. Típica de horizontes arenosos.

Estructura continua o maciza

No se observan agregados. El suelo aparece como un bloque carente de fisuras. Un fragmento se parte arbitrariamente según la dirección de la fuerza que se aplique.

Débil

Agregados escasam ente formados e indistintos, superficies de debilidad muy poco definidas entre agregados. Nivel de organización bajo.

Moderada

Agregados bien formados y diferenciados, de dura­ ción moderada. Nivel de organización medio.

Fuerte

Agregados separados por planos de debilidad bien definidos cuando el horizonte se seca. Agregados duraderos. Nivel de organización alto.

Estructuras fragmentarias, son las más corrientes

En base a consideraciones morfológicas de naturaleza cualitativa se estudia y describe el tipo de estructura que hace referencia a la forma y tamaño modal, es decir, al modelo o patrón que se presenta preponderantemente: 273

T ipo de estru ctura (no se representa a escala)

D escripción

Heredada en materiales depositados bajo el agua, por ejemplo en suelos de llanuras de inundación. Originada por impacto de las gotas de lluvia en sellos y costras superficiales. Impide la penetración vertical de las raí­ ces, el agua y el aire.

Lam inar

Prism ática

Típica de horizontes enriquecidos en arci­ lla: Bt, endopediones argílicos. Los pla­ nos de debilidad corresponden a grietas de retracción. Los prismas pueden pre­ sentar una gran dureza y las raíces no ser capaces de penetrar en ellos.

C olum nar

Prismas rem atados en la parte superior por una cúpula. Típica de suelos alcalinos (endopediones nátricos), Btna. Muy poco frecuentes en España.

Bloques angulares

Aristas rectas y caras rectangulares. Fre­ cuente en endopediones cámbicos. Inter­ secciones curvas.

IAristas agudas y caras curvas. Típica de suelos de zonas semiáridas y áridas con suelos pobres en materia orgánica. Fre­ cuentemente en epipediones óchricos y endopediones cámbico y cálcico. Esferas imperfectas.

Bloques subangulares

&

G ranular com puesta

OS,

M igajosa

274

o

\- J

Esferas imperfectas. Es la estructura más favorable. Típica de medios biológicamente activos ricos en bases y con materia orgánica. Epipedio­ nes de praderas, frecuente en móllicos. Granular compuesta muy porosa. Epipe­ diones con materia orgánica bien evolu­ cionada.

Las descripciones de campo incluyen las características cualitativas referentes a la con­ sistencia: compacidad, friabilidad y dureza. Esta metodología de estudio es la más frecuen­ temente utilizada, a pesar de ser meramente cualitativa (Cap. 3). La determinación de la distribución de tamaños de agregados por tamizado permite un enfoque cuantitativo. No obstante, al ser un método destructivo que obliga a separar previa­ mente los agregados, la fuerza aplicada puede provocar su rotura, resultando difícil llegar a una normalización metodológica (Hillel, 1998), por lo que la determinación resulta poco precisa. Los agregados son unidades de fábrica (Cap. 4) distinguibles a simple vista. A escala micros­ cópica, algunos autores confieren un sentido más amplio al término estructura, integrando los efectos combinados de fábrica, composición y fuerzas interpartículas (Mitchell, 1976). Por debajo de un determinado tamaño, fijado arbitrariamente entre 0,2 y 1 mm. o bien atendiendo a los aumentos necesarios para su observación, se habla de microestructura (5x con microscopio óptico) o de estructura ultramicroscópica, si se requiere la observación con microscopio electrónico. La elección del tamaño 0,2 mm como límite inferior del agre­ gado (macroestructura) obedece a que la porosidad desarrollada por tamaños menores son poco eficaces para el movimiento del agua (20 a 30 fxm). Con el microscopio óptico será posible observar microestructuras o el empaqueta­ miento de partículas individuales, cuyo tamaño de grano sea superior a 10-20 pm. En el caso de la arcilla no resulta posible distinguir granos individuales. Las unidades de fábrica identificables serán agrupaciones de partículas, denominadas cluster (Olson, 1962), agrega­ ciones o flóculos. La asociación de clusters puede dar lugar a un agregado. A escala ultramicroscópica se pueden observar las partículas individuales de arcilla, pudiendo describir su forma, manera de asociarse y la interacción entre partículas indivi­ duales. Las unidades de fábrica de menor tamaño observables a este aumento son los domi­ nios. Cada uno de ellos está formado por dos o más láminas paralelas de arcilla, que actúan como una unidad (Aylmore y Quirk, 1960). Un apilamiento de asociaciones de este tipo se denomina fábrica turbostática. En el caso de las montmorillonitas, la asociación de láminas paralelas constituye una unidad de fábrica que se denomina tactoide. Los tactoides se for­ man espontáneamente, en ellos las partículas están orientadas paralelamente unidas por cationes y distan unas de otras del orden de unos 0,01 pm. Los niveles de organización de la estructura que se pueden distinguir son los siguientes (Warkentin, 1980): Tamaño unidades de estructura (orientativo) 5 mm agregados 200-1.000 pm microagregados 50 pm clusters o flóculos 1-5 pm dominios 0,05 pm cristales de arcilla 0,002 pm láminas de arcilla

tactoides (montmorillonita)

275

Al labrar un suelo se verán afectados los agregados, pero no así las unidades de microestructura o de asociaciones de m enor tam año (clusters y dom inios). No ocu­ rre así cuando se practica el fangueo para el cultivo de arroz (Warkentin, 1980), o cuando se riega de form a repetida con agua cuyo contenido salino, aun siendo bajo, esté desequilibrado, con predominio del sodio sobre el calcio y el magnesio.

2.

Mecanismos de formación de agregados

2.1. Fuerzas actuantes: Empaquetamiento y unidades de fábrica El grado de desarrollo de la estructura depende del tipo de partículas presentes y de las fuerzas de atracción-repulsión que se generen entre ellas. La organización de partículas puede constituir un simple empaquetamiento o bien dar lugar a unidades de fábrica. El em paquetam iento es característico de granos entre los que la influencia de fuerzas de superficie sea despreciable por la ausencia de carga eléctrica (Cap. 6 y 7), tales como la arena. El empaquetamiento de los granos viene condicionado por la forma y la distribución de tamaños y tiene importancia por influir en la estabilidad de terrenos en obras de ingenie­ ría civil (Deresiewicz, 1958 y Wise, 1952). Las condiciones óptimas de empaquetamiento en mecánica de suelos serán aquellas que permitan el máximo contacto entre los granos, de forma que no pueda haber cambios de volumen, origen de subsidencias. Para compactar los materiales sin fuerzas de unión entre partículas hay que recurrir a vibradores. En suelos arenosos puede haber cohesión entre partículas debido a fuerzas de tensión superficial, por la presencia de películas de agua adsorbida en la superficie de los granos. La elevada tensión superficial del agua y su alta mojabilidad respecto a los granos minera­ les del suelo puede provocar un cierto grado de unión entre partículas:

F = fuerza de unión entre partículas esféricas a = radio de la partícula 0 = ángulo de contacto A = tensión superficial

Estas fuerzas de unión permiten explicar el menor riesgo de erosión eólica de un epipedión de textura arenosa (por ejemplo un Xeropsamment) en estado húmedo que cuando está seco. La formación de unidades de fabrica se traduce a escala macroscópica en la aparición de agregados. La presencia de partículas con carga eléctrica de superficie permite explicar la aparición de fuerzas de superficie responsables de las interacciones entre partículas minerales, entre los componentes del suelo y el agua, y entre las partículas minerales y los grupos funcionales de la materia orgánica humificada. La atracción puede ser debida a fuerzas electrostáticas (fuerzas de Coulomb), que son inversamente proporcionales al cuadrado de la distancia entre partículas cargadas; y a fuer­ zas de London-Van der Waals. 276

Estas últimas sólo actúan si las partículas están muy próximas, y son inversamente pro­ porcionales a la séptima potencia de la distancia. Se deben a fluctuaciones de carga en los átomos, que dan por resultado una interacción entre los dipolos mutuamente inducidos en los átomos en interacción (Van Olphen, 1977). Se trata de una fuerza de atracción aditiva entre pares de átomos y de ahí la importancia que adquiere a cortas distancias y en partícu­ las con un gran número de átomos, como las arcillas. La repulsión se produce al ponerse en presencia partículas de igual carga eléctrica (fuerzas electrostáticas) o debido a las fuerzas de Bom, que sólo se manifiestan si las partí­ culas están muy próximas. El conjunto de fuerzas actúa con diferentes intensidades y en distintos intervalos, por lo que en unos casos la resultante será la atracción y en otros la repulsión. Las fuerzas de mayor importancia para la estabilización de las unidades estructurales en microagregados se deben a enlaces entre las superficies de las arcillas y diversos compo­ nentes, que varían de unos horizontes a otros. En suelos calizos el carbonato cálcico actúa de agente estabilizante. Los óxidos de hierro actúan formando a modo de películas entre las superficies de las arcillas y como partículas discretas cargadas, en el caso de muchos suelos ácidos, fuertemente meteorizados. Los enlaces se establecen al precipitar estos minerales entre las partículas. La unión con los grupos funcionales de la materia orgánica puede deberse a puentes de hidrógeno y a fuerzas electrostáticas. En la formación de macroagregados (unidades de más de 200 pm) interviene este tipo de uniones, derivadas de la acción de las raíces de las plantas, hifas de hongos, en particular las micorrizas, y en general de los componentes orgánicos del suelo.

2.2.

Interacción entre partículas de arcilla

Para entender cómo actúan las fuerzas origen de las unidades de fábrica interesa pro­ fundizar en el estudio de los factores que controlan la geometría de la doble capa difusa DCD (Cap. 9). De este modo se podrá explicar la interacción entre doble capas difusas e interpretar el comportamiento de un suelo. El espesor de la doble capa difusa es tanto menor cuanto mayor sea la valencia de los iones de signo contrario, ya que mayor será la fuerza electrostática de atracción hacia la superficie de la partícula cargada. Para una misma concentración de equilibrio en la solu­ ción externa C0 el espesor disminuye según los cationes sean mono, di o trivalentes:

► 277

La difusión térmica será tanto menor cuanto mayor sea la concentración de la solución externa, lo que se traduce en que el espesor de la doble capa sea menor:

► La carga de los iones de signo contrario y la concentración de la solución externa condi­ cionan por consiguiente la configuración de la doble capa y el comportamiento de un suelo. Al aproximarse las partículas en suspensión se produce una repulsión por fuerzas de tipo electrostático, originadas al solaparse e interaccionar sus capas difusas. Se genera por lo tanto una energía potencial de repulsión (Vr) derivada de la carga neta positiva de ambas capas difusas, que será tanto mayor cuanto mayor sea el espesor de las mismas y menor la distancia entre partículas. Este potencial expresa el trabajo necesario para acercar dos partículas desde una sepa­ ración infinita hasta una separación dada. Su evolución con la distancia se expresa por una curva de potencial de repulsión, que es de tipo exponencial y depende de la concentra­ ción del electrolito (Van Olphen, 1977):

278

A su vez existe una atracción que tiene su origen en las fuerzas de London-van der Waals y genera una energía potencial de atracción VA. El potencial neto de interacción en cada punto es la resultante de las energías de atrac­ ción (VA) y de repulsión (VR), y permite establecer la curva de potencial neto de interac­ ción. A medida que se aproximan las partículas aparece un estado secundario de mínima energía a partir del cual se interpone una barrera de energía de repulsión que es función de los iones de signo contrario y de la distancia entre las partículas:

D istancia

---------------------------►

La superación de la barrera de energía de repulsión por parte de las partículas gracias a su energía cinética hace disminuir el potencial de interacción hasta un mínimo (mínimo de energía primaria), lo que permite que predominen las fuerzas de atracción de van der Waals y se produzca la floculación. Esta interacción da lugar a fenómenos de atracción-repulsión, con procesos de floculación-dispersión y con formación-destrucción de unidades de fábrica. Estos aspectos referidos a la estabilidad estructural de suelos afectados por sales han sido objeto de una extensa revisión bibliográfica por Amézketa y Aragüés (1989).

ESTUDIO DE CASOS El potencial de Interacción entre dos superficies de arcilla varía considerable­ mente según la naturaleza de los Iones en la solución externa en equilibrio. Discutir la influencia que tendrá sobre el comportamiento del suelo según se trate se una arcilla-Na o bien de una arcilla-Ca. ,

279

Respuestas Un horizonte en el que el Na+ adquiera importancia, las doble capas tendrán gran espesor, que viene dado por la expresión: J _________ 1

K ~ RZn+ VCo

Las capas difusas de gran espesor dan lugar a un elevado solapamiento entre ellas, lo que origina fuerzas electrostáticas de repulsión. Los suelos con ele­ vado porcentaje de sodio intercambiable (ESP > 15 %) se dispersan fácilmente en agua pura, por ejemplo, al regarlos con agua de bajo contenido salino o al recibir el agua de lluvia. Por el contario, un horizonte con complejo de cambio Ca2+ tendrá doble capas de pequeño espesor, con escaso solapamiento, y las fuerzas de repulsión ten­ drán poco efecto. Esto se traduce en un elevado grado de interacción entre par­ tículas. Las arcillas estarán floculadas, lo que es la base para la formación de agregados estables.

En presencia ilimitada de agua las superficies-Na+ son siempre repulsivas, mientras que en las superficies -Ca2+ el potencial neto presenta un mínimo, a partir del cual predomina la atracción, tal como se pone de manifiesto en los trabajos de Kjellander y cois. (1988):

Distancia (nm)

280

La concentración mínima de sai que induce la floculación en 24 h se denomina valor de floculación (van Olphen, 1977). La facilidad de dispersión en función del catión saturante decrece en el orden Na+ > K+ > Mg2+ > Ca2+, sin embargo el efecto del Mg2+ puede variar y depende de diversos factores (Rengasamy y cois., 1984). La dispersión ocurrirá o no, dependiendo no sólo de la naturaleza de los cationes inter­ cambiables, sino también de la composición iónica del electrolito y concentración de la solución externa. La dispersión decrece al aumentar la concentración y con los cationes presentes, siendo el orden Na+ > K+ > Mg2+ > Ca2+. La formación de tactoides, por la asociación de láminas de montmorillonita-Ca2+ se debe a que al estar muy próximas las partículas por el poco espesor de la capa difusa, entran en juego y predomina la acción de las fuerzas de atracción de London-Van der Waals. Esta unión hace que las partículas de arcilla se comporten a todos los efectos como una unidad de mayor tamaño: el tactoide, pudiendo esquematizarse del siguiente modo:

En el manejo del suelo, la formación y destrucción de tactoides tiene repercusiones importantes. Un suelo con montmorillonita -Ca2+ presentará tactoides, que tendrán su carga externa compensada por Ca2+ y el sistema estará floculado. El riego con agua con Na+ provocará la dispersión de los tactoides, dado que con valo­ res de porcentaje de sodio intercambiable (ESP) del orden del 25 % el Ca2+ de la superficie externa del tactoide es sustituido por el Na+. En estas condiciones el tactoide como unidad es susceptible de ser translocado, haciendo disminuir la porosidad de los horizontes en los que vaya a acumularse. Con niveles más elevados de ESP, del orden del 50 %, el Na+ sustituirá al Ca2+ dentro del tactoide, creándose unas condiciones de repulsión máxima, al aumentar el espesor de la capa difusa. Al humectarse el suelo, la mayor concentración iónica entre partículas genera una actividad osmótica que atrae moléculas de agua, con lo que el espacio interlaminar aumenta, el conjunto se expande y el tactoide colapsa. El sistema de huecos pierde su geo­ metría inicial, con lo que los procesos de transferencia se verán fuertemente afectados. 281

Este proceso de expansión-retracción es característico de la humectación-desecación de las arcillas de tipo esmectítico, aún cuando no se trate de montmorillonitas-Na+, y tiene importantes repercusiones en el comportamiento del suelo, tanto frente a las raíces de los árboles, como para canales, drenes, construcciones y otros tipos de obras, al generar impor­ tantes tensiones dentro del suelo. Desde un punto de vista físico-quím ico los procesos de floculación-dispersión en sistemas suelo-agua tienen la característica de ser reversibles al tratarse de un sistema coloidal hidrofílico. Esta reversibilidad se m anifiesta en ensayos de labo­ ratorio, pero no así en campo, donde la dispersión puede im plicar la translocación de partículas sólidas con taponam iento irreversible de los huecos. La mejora de una estructura degradada no afecta únicam ente a la floculación de los coloides, sino también al espacio de huecos, lo que puede resultar mucho más complejo. Las fuerzas de atracción-repulsión determ inarán la fábrica, debiendo conside­ rar que, además de la arcilla, intervienen los restantes componentes del sistema: limo, arena, «óxidos», carbonato cálcico y m ateria orgánica. La form ación de agregados se debe a la interacción prolongada en el tiem po de partículas de arena (Ar), coloides orgánicos y dom inios de arcilla que Emerson (1959) esquematiza del siguiente modo:

En aquellos sistemas arcilla-agua en los que predominan las fuerzas de repulsión, las partículas están individualizadas y el sistema está en estado disperso. Por el contrario, el predominio de fuerzas de atracción hace que las arcillas estén floculadas. La formación de clusters o flóculos constituye una primera fase en la agregación de partículas y formación de estructura. La floculación no es sinónimo de formación de agregados, si bien es una con­ dición necesaria para ello. 282

Los estados de un sistema agua-arcilla pueden ponerse de manifiesto al reali­ zar un análisis granulométrico (Cap. 6). Por lo general, al añadir un agente disper­ sante a una suspensión de arcilla en agua se consigue tener en la probeta una sus­ pensión turbia de partículas de arcilla dispersas. En muestras con yeso o con sales más solubles, esto no se logra, las partículas permanecen floculadas y poco des­ pués de haber agitado la probeta, ésta aparecerá rápidam ente con los flóculos depositados en su base, debido a que el Ca2+ puesto en solución por el yeso o las sales provocan la floculación:

Suspensión dispersa

Suspensión floculada

Interesa destacar la distinta significación dada al término estabilidad según se aplique desde la química coloidal clásica o desde la química de suelos. En el primer caso un sistema se considera estable cuando está disperso, e inestable cuando está floculado. Por el contrario, en físico-química de suelos la estabilidad de los agregados se asocia a la floculación, mientras que el sistema suelo tendrá una estructura inestable como resultado de la dispersión.

ESTUDIO DE CASOS Discutir por qué será mayor la expansión en una montmorillonita -Na+ que en una montmorillonita -Ca2+ que reciban una misma cantidad de lluvia.

Respuesta En una montmorillonita -Na+ se suman los efectos de repulsión debidos a inter­ penetración de doble capas difusas de gran espesor y de adsorción de agua entre láminas, ambos de mayor magnitud que en una montmorillonita-Ca2+. Además, si la montmorillonita-Ca2+ forma tactoides la expansión se verá muy disminuida.

2.3.

Agregación de partículas

La formación de agregados requiere la floculación de las arcillas, y su poste­ rior estabilización o cementación. En la formación de las unidades de fábrica de 283

menor tamaño (clusters y dominios), los enlaces inorgánicos son los más im por­ tantes, mientras que en la estabilización de agregados lo son los enlaces orgánicos (cementos húmicos). El proceso puede esquematizarse: la m. o. del suelo (particularmente las sus­ tancias húmicas, polisacáridos y otros) desempeña un importante papel en la for­ mación y estabilización de agregados. Algunos compuestos orgánicos, en especial las sustancias húmicas de bajo peso molecular, pueden provocar la dispersión de las fracciones coloidales minerales y, por lo tanto, desestabilizan los agregados bajo determinadas condiciones físico-químicas (D ’Acqui et al., 1999). Este fenó­ meno se explica asumiendo que estas moléculas orgánicas están cargadas negati­ vamente en suspensión en el intervalo de pH del suelo. Estos aniones orgánicos, adsorbidos en los bordes de las láminas de arcilla o sobre las superficies de los óxi­ dos de hierro o aluminio, aumentan la carga negativa de los coloides minerales, de esta manera aumenta la densidad de capa difusa de cationes asociados con las superficies y por lo tanto favorecen la dispersión de las arcillas (Oades, 1984).

Sistem a disperso Partículas de arcilla individualizadas

\ '. l ,

\

”l \W

S istem a agregado y disperso. F orm ación de clusters por asociación de lám inas de arcillas.

Sistem a agregado y floculado

284

La unión de la materia mineral y la materia orgánica más o menos transformada da lugar a complejos órgano-minerales de distinta naturaleza y estabilidad (Cap. 8). El com­ plejo arcillo-húmico será tanto más estable cuanto más polimerizados estén los ácidos húmicos. Los compuestos orgánicos más simples, tales como los azúcares, son ineficaces en la estabilización de los agregados, requiriendo ser transformados previamente en tejido microbiano que se humificará posteriormente. Por el contrario, las grasas, ceras, ligninas, proteínas y resinas tienen un efecto estabilizante directo. Los polisacáridos y poliurónidos (materias pépticas) de origen microbiano se caracteri­ zan por formar cadenas de dimensiones escasas, por lo que las estructuras a las que dan lugar son poco duraderas. Según el tamaño de la molécula orgánica, los complejos organo-minerales presentarán distinta movilidad. En medios biológicamente activos ricos en bases, la polimerización da lugar a moléculas de gran tamaño, se forman complejos insolubles y agregados estables, con un importante espacio de huecos entre ellos, típico de humus de tipo mull, característico del epipedión móllico y en menor medida del óchrico. Los ácidos fúlvicos, que se forman en medios biológicamente poco activos y ácidos, presentan cadenas lineales escasamente polimerizadas. En estas condiciones hay una mala incorporación de la materia mineral y la materia orgánica (humus de tipo moder o mor, característico de un epipedión úmbrico). Los agregados que se forman son solubles o pseudosolubles y son inestables. Estos complejos órgano-minerales de pequeño tamaño pueden ser translocados a lo largo del perfil, lo que puede dar lugar a un endopedión espódico. Además, los ácidos fúlvicos pueden rodear a las partículas de arcilla a modo de coloide protector, impidiendo la acción floculante de los cationes, como el aluminio, con lo que la arcilla se mantiene dispersa y puede migrar. Se ha puesto de manifiesto que el hierro desempeña un papel importante en la estructu­ ración del sucio. Esto permite explicar la formación de agregados estables en horizontes A (móllicos) de Rendolls por acción del Ca2+ y de agregados moderadamente estables en sue­ los ligeramente ácidos (pH = 5,0-5,5), al actuar en este caso el hierro como elemento de unión entre la arcilla y la materia orgánica. El hierro, con o sin compuestos húmicos, puede originar revestimientos alrededor de los granos de cuarzo. Estas películas pueden llegar a cementar los granos entre sí, dando lugar a una estructura concrecionada, típica de los endopediones cspódicos, Bs. Esto hace disminuir el espacio poroso (huecos de empaquetamiento preexistentes), y puede llegar a formarse un horizonte cementado (endopedión plácico). En suelos de zona tropical (Oxisoles), los óxidos de hierro, al cementar partículas de tamaño limo o más finas, pueden dar lugar a pseudoarenas. Si la cementación se generaliza, puede formarse un alios (arenisca de cemento ferruginoso). Los horizontes ricos en óxidos de hierro, al ser expuestos en superficie, pueden formar masas cementadas (laterita o cora­ zas ferruginosas), por cristalización irreversible de los óxidos de hierro. El aluminio refuerza el papel estructurante del hierro en suelos ácidos, en los que puede presentarse en formas soluble, e intercambiable (Cap. 10). Se puede afirmar por consi­ guiente, que no sólo es el calcio el catión que desempeña este papel en los sucios. Los procesos de interés para la agricultura en relación con la retención de agua disponible para las plantas o la estabilidad de los agregados tienen lugar a nivel intermedio (meso) y a nivel macro, de 0,5 a 5 mm (Warkentin, 1988), de ahí el interés en mantener la estructura del suelo en los sistemas agrícolas. 285

Los mecanismos que actúan en la degradación de la estructura intervienen a tres escalas: — Destrucción de los agregados: Mineralización de la materia orgánica sin que haya nuevos aportes. Acidificación del suelo, pérdida de cationes divalentes. — Dispersión de los dominios de arcilla o de los tactoides: Proceso de sodificación. Migración de tactoides y colmatación de poros. — Dispersión de las arcillas (con esm ectitas expansión): Proceso de sodificación más intenso. La geometría de los huecos se ve afectada, disminuyendo el diámetro de poros y su eficacia para los procesos de transferencia.

3.

Factores de control en la formación de agregados y en su degradación

Los mecanismos implicados en la formación de unidades estructurales vienen controlados por una serie de factores de tipo biológico, químico y físico: F a c to r

F.fecto

Sistema de cultivo

Recubrimiento de la superficie del suelo. Aporte de materia orgánica. Ciclo biogeoquímico. Las raíces (densidad, profundidad y velocidad de crecimiento) ensanchan huecos preexistentes y desecan el suelo. Las praderas dan lugar a agregados estables de tipo granular com­ puesto.

Microorganismos

Unen las partículas por mecanismos de adsorción, segregando pro­ ductos mucilaginosos, envolviendo partículas. Intervienen en la evolución de la materia orgánica.

Lombrices

Remueven el suelo ingiriendo grandes cantidades de material, que deyectan mejor estructurado al favorecer la mezcla de materia mineral y componentes orgánicos. Abren canales que facilitan el movimiento del agua y el paso de las raíces y la restante fauna hacia horizontes más profundos.

Mineralogía de arcillas

En suelos con arcillas cxpansibles los procesos de expan­ sión-retracción favorecen la formación de agregados. En el caso de una fragmentación en superficie se habla de autoacolchado (self-mulching).

Técnicas de cultivo: • Tipo y frecuencia de labores • Estado de humedad del suelo al cultivarlo: Tempero

Compactación por el peso de la maquinaria. Cambios estacionales en las características estructurales. Protección frente a la energía cinética de la lluvia y del viento.

Técnica de riego y calidad del agua de riego

Riego a manta por surcos, por aspersión, localizado. Riesgos de salinización y de alcalinización. —>

286

E fecto

F a c to r

Tráfico Condiciones ambientales Humectación-desecación

Hielo-deshielo

Tractores: ruedas neumáticas o cadenas.

La desecación favorece la aparición de grietas por retracción, en horizontes subsuperficialcs ricos en arcilla y pobres en materia orgánica pueden formarse prismas. En suelos con arcillas expandi­ bles se favorece la fragmentación de los agregados al secarse. En superficie puede formarse un autoacolchado (self-mulching) carac­ terístico de suelos con esmectitas. Con suelo húmedo: Un enfriamiento lento seguido de congelación resulta benefi­ cioso para la estructuración. Un enfriamiento y congelación rápidos destruye los agregados y aparece en superficie una masa pulverulenta. Con suelo seco: El efecto es mucho menor.

Condiciones meteorológicas a lo largo del año

Cambios estacionales en las características estructurales.

Características de la lluvia

Rotura de agregados por impacto de las gotas de lluvia. Formación de sello y costra superficial.

El conocimiento de los mecanismos de formación de agregados y los factores de control resulta básico para manejar la estructura, poder alcanzar objetivos espe­ cíficos en el uso del suelo y asesorar adecuadamente sobre técnicas de cultivo que eviten la degradación de la estructura. El tema ha sido objeto de una revisión, ya clásica, llevada a cabo por Harris y cois. (1965), en la que se evalúan los factores y mecanismos que controlan la formación y des­ trucción de agregados estables al agua, y sigue siendo un tema prioritario en programas de investigación (Drescher y cois., 1988), encaminados a evitar la degradación de la fertilidad física del suelo (Cap. 25).

4.

Estabilidad de los agregados

La esta b ilid a d de los agregados hace referencia a la capacidad de éstos para mantener su forma al estar sometidos a fuerzas inducidas artificialmente, en con­ creto las derivadas de la humectación, impacto de las gotas de lluvia o el paso de agua o a un determinado proceso dispersivo. Esta reacción refleja las propiedades de las superficies de las partículas, dependientes en gran manera de los tipos de iones adsorbidos en ellas. La estabilidad de la estructura determina la distribución del tamaño de poros y por ello los procesos de transferencia. 287

El laboreo representa una alteración im portante que provoca una fragm en­ tación. Un epipedión labrado en condiciones de exceso de hum edad dará lugar a terrones de gran tam año. Si la capacidad estructural es alta al secarse irán apareciendo fisuras, con lo que los agregados se rehacen espontáneam ente, recuperándose unas condiciones físicas favorables para el crecim iento de las plantas. La estabilidad de los agregados puede evaluarse por:

— Métodos indirectos a través de la: Porosidad. Permeabilidad al agua y al aire. Infiltración. — Métodos directos: Determinan el grado de estabilidad: fracción de un agregado o de un terrón que con­ serva su integridad bajo la acción de diversos tratamientos arbitrarios, pero reproducibles. Existen dos enfoques: a) Estudiar qué les ocurre a los agregados al someterlos a dichos tratamientos: Clases de estabilidad estructural (Emerson, 1967). Clases según un índice de dispersión (Loveday, 1974). Indice de inestabilidad estructural (Henin,1969). b) Estudiar las características del líquido sobrenadante resultante de tratar los agre­ gados: Tasa de dispersión (Gupta y cois. 1984). Ensayo de dispersión (Amézqueta,1992): a una muestra tamizada a 0,5 mm (0,1 g) se le añade una solución salina. Se agita 1 h y se deja en reposo 24 h. Se pipe­ tean los 10 cm superiores del tubo y se mide su turbidez, expresándola en unida­ des nefelomélricas de turbidez (NTU). La calibración se hace con soluciones patrón de formazina en el intervalo de 0 a 200 NTU. Las medidas de turbidez se correlacionan con la arcilla dispersa.

En los ensayos de estabilidad estructural de Emerson se aplican criterios cuya justificación puede encontrarse en Emerson (1978). Se definen ocho clases de estabilidad, según el grado de dispersión y desagregación que se observe en los agregados de 3 a 5 mm colocados en agua. Como puede observarse, este tipo de ensayos es bastante laborioso y m era­ mente cualitativo. Loveday (1974) estudia la reacción de los agregados al sum er­ girlos en agua desmineralizada y en un agua de contenido salino semejante al del agua que se vaya a utilizar para regar el suelo: 288

AGREGADOS SECOS AL AIRE

INM ERSIO N EN AG UA

No se desm enuzan

Se desm enuzan

Dispersión completa arena en nube de arcilla CLASE 1

Dispersión parcial C LASE 2

No hay Dispersión

Se expanden perm anecen coherentes CLASE 7

No se expanden perm anecen inalterados CLASE 8

Se extrae el agua a 33 kPa y se rem oldea

INM ERSION EN AG UA

Dispersión C LASE 3

No dispersión I

Sin yeso ni calcita .

Contiene yeso o calcita CLASE 4

Suspensión suelo-agua 1:5 agitar

Dispersión CLASE 5

Floculación CLASE 6

En el método de Henin, adecuado para suelos con elevado contenido en limo, se somete a los agregados a la acción del agua, alcohol etílico y benceno, por inmersiones intermitentes y con un movimiento de rotación. Este método ha sido aplicado al estudio de la inestabilidad estructural de suelos españoles de diversas características por lo que a su composición se refiere (Pérez, 1992). 289

La relación entre el índice de inestabilidad estructural (IS) y la permeabilidad (K) se expresa gráficamente, en abscisas se expresan los valores de log 10 1S y en ordenadas de log 10 K. Comparando dos categorías de suelos (Pérez, 1992): log K Terra rossa de La Alcarria

S uelos salino-sódicos de Cádiz

log 10 IS

Los métodos que se basan en el estudio de la dispersión a través de las características de absorbancia a 420 nm del líquido sobrenadante, después de un determinado tratamiento de los agregados (Gupta, 1984) o de la transmitancia (Aragüés y Amézketa, 1991), resultan mucho más rápidos que los citados anteriormente, tomados clásicamente como métodos de referencia. En suelos franco-limosos débilmente estructurados y fuertemente erosionables, los méto­ dos basados en el tamizado en húmedo no resultan adecuados para cuantificar diferencias esta­ dísticamente significativas en la estabilidad de los agregados. Ello se atribuye a que estas técni­ cas pueden provocar una destrucción casi completa de los agregados por la falta de control de las fuerzas de humectación destructivas. Se han desarrollado unas técnicas que permitan contro­ lar con precisión las fuerzas destructivas asociadas con la humectación (Pierson y Mulla, 1989).

5.

Relaciones masa-volumen derivadas del grado de estructuración

Dado que el suelo es un medio poroso, se pueden establecer una serie de rela­ ciones masa-volumen, derivadas del grado de estructuración: Relación de huecos = e = V v/V s m3m 3 0,3 < e < 2,0 Esta relación se utiliza en geotecnia, y su uso es poco frecuente en agronomía

290

V

= V . 4. V

V M s i o w a v

= volumen = masa = sólidos = componentes inorgánicos = componentes orgánicos = agua = aire = huecos

5.1.

Densidad real

La densidad real (ps) corresponde a la densidad media de la fase sólida o densi­ dad de las partículas. Para un horizonte dado, será prácticamente constante a lo largo del tiempo al ser independiente de la estructura y variar poco la naturaleza de las partículas. Los valores más frecuentes son los siguientes:

Ms

vs

Minerales de arcilla: Cuarzo, feldespato: Minerales con elementos metálicos:

2000-2650 kg nr3 2500-2600 kg m 3 4900-5300 kg nr3

Horizontes minerales: Horizontes orgánicos: Horizontes ricos en minerales pesados:

2600-2750 kg m 3 1100-1400 kg nr3 2750 kg trr3

Valor medio para suelos minerales:

2650 kg nr3

De forma empírica se ha establecido para suelos ricos en materia orgánica (De Leenheer, 1970)

p. - 2650

1450 x% m.o. 100

Para determinar la densidad real se utiliza el pienómetro, los resultados en unidades 5.1. se expresan en kg m'3. La orientación de las moléculas de agua alrededor de las partícu­ las de arcilla hace que se obtengan valores superiores para ps, si se se utiliza agua que si tra­ baja con líquidos no polares. La fase líquida tiene una densidad pw= 1000 kg n r 3 y la fase gaseosa pa = 1,3 kg n r 3.

5.2.

Densidad aparente y volumen específico

La densidad aparente (pb) se define como la masa por unidad de volumen. Este volumen es el que ocupa la muestra en el campo. La densidad aparente tiene inte­ rés desde el punto de vista del manejo del suelo, ya que informa sobre la compac tación de cada horizonte, y permite inferir las dificultades para la emergencia, el enraizamiento y la circulación del agua y el aire. La pb está directamente relacio­ nada con la estructura y por ello depende de los mismos factores de control. El conocimiento del valor de la densidad aparente resulta indispensable para referir, a un volumen de suelo en el campo, los resultados de los análisis de laboratorio. Se establecen las siguientes relaciones:

M, ph=

^

V.,T

Horizontes arenosos Horizontes arcillosos con estructura Horizontes compactos Horizontes suelos volcánicos

1450-1600 k g n r3 1050-1100 kg nr3 1900-1950 kgm’3 850 kg n r3

Valor medio

1350 kg nr3

Horizonte turboso

250 kg nr3

Densidad aparente en húmedo: k

.. Ms +

p j = -----

VT = volumen total 1 M s = masa de sólidos Mw= masa de agua

291

VT = volumen total volumen específico = Vb =

M,

Volúmenes de fase o relación de volumen: 0 = Pb =

0 s p s +

I0 ¡ =

10 S =

M, = masa de sólidos

V,

i

= fase sólida (s), líquida (w) o gaseosa (a)

0wPw + 0aPa

p¡ = densidad de la fase i

1 - £ t

eT = porosidad

La densidad aparente es un dato del que, con frecuencia, se dispone para los distintos horizontes de un suelo, por la relativa facilidad con que se puede determinar, incluso si sólo se cuenta con el apoyo de un laboratorio muy básico. No obstante, cabe destacar que el valor de la densidad aparente presenta limitaciones importantes, ya que no proporciona información acerca del tamaño de los huecos, ni sobre la conexión entre ellos, ni sobre las fuerzas que han dado lugar a una estructura específica. Estos aspectos son de importancia para poder predecir el movimiento del agua en los poros de un suelo y los riesgos de degra­ dación de los agregados. Suelos con los mismos valores de densidades aparentes pueden tener distinta respuesta a fuerzas externas. Para obtener información de este carácter habrá que recurrir a estudios específicos sobre la porosidad. La densidad aparente de un horizonte puede determinarse por medio de medidas directas o bien por métodos que utilicen distintos tipos de radiaciones (Campbell y Hensall, 1991): Métodos de medida directa de la masa y el volumen 1.

Método del cilindro Es el método más generalmente empleado. Se utiliza un cilindro de paredes delgadas y rígidas, con borde biselado hacia el exterior, aproximadamente de unos 100 cm3. Se deben relizar unas tres repeticio­ nes para obtener resultados estadísticamente representativos. El método operatorio consiste en tomar una muestra clavando el cilindro en el horizonte a estudiar:

•7,5 a 10 cm

K

N / / / / / /

Condiciones óptimas de trabajo: horizontes poco compactos, húmedos. Las arenas y las gravas no se pueden muestrear satisfactoriamente. En horizontes duros y compactos se puede utilizar un mucstreador rotatorio (Erbach, 1982). Causas de error: Posible compactación de la muestra al insertar el cilindro. Debe evi­ tarse el uso de una maza, siendo preferible introducir el cilindro lentamente con ayuda de un gato de automóvil. , 292

2.

Método de la bolsa de plástico Por la parte superior del horizonte se excava un agujero de forma lo más regular posible, recuperando el material extraído, que se secará y se pesará una vez seco. El volumen se determina acoplando al agujero una bolsa de plástico delgada, que se llena con un volumen conocido de agua. El método puede ser adecuado en escombreras de mina, en las que no es aplicable el método del cilindro y no se requiera una gran precisión. El dato resulta impres­ cindible para el cálculo de estabilidad de taludes. Este método también es útil en terrazas fluviales y en suelos de raña, dada su pedregosidad.

3.

Método de la arena Se procede de forma análoga al método de la bolsa de plástico. Se parte de una masa de arena de densidad aparente previamente calibrada. Con ella se rellena el agujero. Este método puede utilizarse en cualquier tipo de suelos.

4.

Método del agregado Se toma un agregado que se deja secar y se pesa. Se reviste con parafina o con una resina para que se pueda determinar su volumen por inmersión en un líquido (volu­ men del agregado más el de la parafina). Alternativamente se puede pesar el agre­ gado en aire c inmerso en agua. Condiciones de empleo: Horizontes que presenten coherencia. Es un método que consume bastante tiempo.

En suelos con yeso, el secado de las muestras deberá realizarse a menos de 50 °C para evitar que se pierda agua de cristalización, lo que sería una causa de error importante en la determinación de la densidad aparente.

5.3.

Espacio de huecos: porosidad, un espacio vital para las raíces

El volumen de las fases líquida y gaseosa, o el de esta última si el suelo está seco, definen el espacio de huecos. La relación entre el volumen de huecos, Vv y el volumen total se define como porosidad (que incluye los poros y otros tipos de huecos, Cap. 4 y 13). Puede calcularse a partir de los valores de las densidades real y aparente: intervalo 0,3 < eT < 0,6 en histosol: hasta 0,9

eT= Vt ~ Vs = i _ Pb VT ps c - V' V* VT Vv + Vs

1+e

eT = porosidad (en tanto por uno) m 'n r3 e = relación de huecos

La eficacia para la transferencia de fluidos lleva a distinguir poros de transmisión mayores de unos 50 gm (porosidad efectiva o comunicante), poros de almacenamiento, 293

entre 0,5 y 50 pm, y la porosidad residual, formada por poros muy finos y huecos ocluidos (cavidades). La distinción entre macroporosidad y microporosidad no tiene una base física real, si bien quiere expresar la mayor o menor eficacia de un hueco para participar en los procesos de transferencia. El límite entre ambas se suele fijar en un diámetro aparente de 30 a 60 pm (Cap. 13). También se habla de porosidad intraagrcgados (textural) y porosidad interagregados (estructural). El concepto de macroporo-microporo asume que los procesos de transporte tienen lugar en dos escalas de tiempo: una escala de tiempo asociada con el transporte rápido de macroporo; y una escala de tiempo asociada con el transporte de lento de microporo (Crawford et ai, 1999). No hay evidencia de límites definidos entre escalas características en el suelo. Para el diseño de sistemas de drenaje resulta de interés el valor de la macroporosidad, calculada como: macroporosidad = porosidad total - 0 .3Í kPa La geometría de los poros y huecos, espacios irregulares no rígidos, y de sus intercone­ xiones es la que controla el comportamiento del agua, y proporciona mayor información acerca de los procesos de transferencia y la vida en el suelo, que el valor numérico de la porosidad.

294

El espacio de huecos está ligado a la estructura de cada horizonte, dependiendo por consiguiente de los mismos factores de control que ésta. El tamaño de poros se determina en muestras secas al aire, utilizando el método del porosímetro basado en la intrusión con mercurio (Klock et al. 1969). El estudio directo del espacio de huecos en lámina delgada (Cap. 4) o con el microsco­ pio electrónico de barrido muestra que todos los procesos biológicos, físicos y químicos tienen lugar dentro o muy cerca de los huecos (McKeague et al. 1982). Ello debe ser tenido en cuenta en estudios avanzados de suelos, que se pueden basar en análisis del espacio de huecos por tratamiento de imágenes con ordenador. Este tipo de metodologías permiten clasificar los poros según su tamaño, forma, abundancia y continuidad (Dorronsoro, 1988). Sólo así se conseguirá una visión global del funcionamiento del sistema.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Una costra superficial puede llegar a tener zonas con un espacio poroso importante, con huecos de tipo cavitario (Cap. 4), que corresponden a bur­ bujas de aire atrapado en el momento de formarse el sello. ¿Qué implica­ ciones tiene este tipo de porosidad para el movimiento de fluidos a través del sello y de la costra?

2.

Calcular la porosidad de un horizonte de textura franca en el que pb = 1350 kg nrr3 y ps = 2650 kg rrr3.

3.

Sabiendo que para determinar la densidad aparente de un epipedión de 30 cm de espesor se ha utilizado un cilindro de 8 cm de diámetro y 4 cm de altura y que la muestra seca pesó a gramos, calcular el contenido de mate­ ria orgánica de una hectárea de suelo, en un espesor de 30 cm, si el análi­ sis ha dado un contenido de un 2 % de m.o.

4.

Calcular la densidad aparente sabiendo que los volúmenes de fase son 0 S = 0,45, 0 W= 0,35 y 0 a = 0,2.

Respuestas 1.

Una porosidad de tipo vesicular o cavitario está formada por huecos no comunicantes, por ello, a pesar de que la densidad aparente fuese baja y la porosidad presentase valores relativamente altos, la velocidad de circula­ ción del agua será baja.

_ 104 m2 0,3 m pb kg suelo = b kg suelo ha'1 1 ha m3 = c kg m.o. ha-1 y 30 cm

4.

p — 0 sp s + 0«r Pw ■*"

Pa

295

6.

Consistencia del suelo

La resistencia mecánica de un suelo a la deformación y a fluir bajo la acción de fuerzas mecánicas depende de su contenido de humedad. La consistencia expresa el estado físico de un suelo a un contenido dado de hume­ dad. Se debe a las fuerzas de cohesión y es consecuencia de la estructuración. Incluye propiedades tales como dureza, friabilidad, plasticidad y adherencia (Cap. 3). Los horizontes apediales con estructura granular simple son poco coherentes, o sueltos, los de estructura continua son compactos presentando una fuerte cohesión. Existe una relación aproximadamente lineal entre el valor del módulo de rup­ tura de un suelo seco y la cantidad de arcilla fácilmente dispersable (Chan, 1989). Los cationes intercambiables que conducen a la dispersión en agua (Na+) tienden a dar suelos peor estructurados, que son los más compactos cuando están secos. El módulo de ruptura de una arcilla-Na+ es m ayor que el de una arcilla-Ca2+. Un suelo cuando está seco es un sólido, al añadirle agua puede sufrir un pro­ ceso de expansión. A medida que el contenido de agua aum enta pasa a estado semisólido, luego a estado plástico y finalmente a estado líquido. Partiendo del estado de saturación por agua, los sucesivos estados de consistencia que puede presentar una arcilla al irse secando son los siguientes:

cantidad de agua

296

Los límites de consistencia tienen un carácter relativo y se establecen por medio de ensayos de laboratorio, que han sido normalizados por la American Society for Testing Materials (ASTM) para suelos que no contengan arcilla de tipo alófana. El límite de expansión define el contenido de agua por debajo del cual el cambio de volumen deja de ser proporcional a la variación del contenido de agua. Los límites de plas­ ticidad inferior (límite plástico) y el superior (límite líquido) conocidos como límites de Atterberg en ingeniería civil, se determinan en muestras tamizadas a 0,4 mm. La diferen­ cia W, - WP define el índice de plasticidad. Por lo general, los límites de plasticidad aumentan con el contenido de arcilla y de materia orgánica y se ven afectados por la mine­ ralogía de las arcillas. Sólo los horizontes arcillosos y, en cierta medida los limosos, tienen un comportamiento plástico. La dispersión y floculación tienen consecuencias sobre la reologia de las suspensiones. El comportamiento reológico de un suelo se expresa por la consistencia y tiene impor­ tancia: En el manejo cuando deban realizarse movimientos de tierras en actuaciones paisajísti­ cas o con fines constructivos. Para determinar el momento óptimo de laboreo que corresponde al tempero, relacionado con el contenido de humedad y la friabilidad. En el desencadenamiento de movimientos en masa de tipo deslizamiento. Este tipo de ensayos, junto con la granulometría, se utilizan como criterios para clasifi­ car los suelos con fines de ingeniería civil, por ejemplo para asesorar sobre los materiales a utilizar en la construcción de caminos rurales u otras obras de tierra.

7. Sellado y encostramiento del suelo a) Conceptos y procesos Los términos sellado y encostramiento a veces se utilizan como sinónimos en la literatura. Los trabajos aparecidos a partir de la década de los años ochenta (Morgan, 1981; Pía, 1986; Gabriels, 1986: Roth, 1992, entre otros) tratan el tema con mayor precisión terminológica, dado su interés debido a la incidencia de estos procesos en la productividad de un suelo, la erosión y la conservación del suelo y del agua. La Inter­ national Union of Soil Science, junto con el ITC y el ISR1C, ha publicado una terminología para erosión y conservación de suelos (ISSS, 1996) que establece: Sellado (ISSS, 1996, ampliado) Hace referencia a la formación de un sello superficial: • Se asocia a un estado húmedo del suelo (Romkens et al., 1990; Roth, 1992). • Capa delgada de unos pocos mm de espesor, cuyo origen se asocia al efectodelas gotas de lluvia sobre la superficie de un suelo desnudo. • Densidad aparente alta, mayor que la del suelo subyacente. • Porosidad baja, mucho menor que la del suelo subyacente, por la reorganización de las partículas individuales, ya sea por colapso de la estructura superficial; por expan—> 297

•

•

•

•

sión de las arcillas al humectarse; por compactación mecánica; por dispersión de arci­ llas u otras causas. Generalmente de tipo vesicular por el aire atrapado durante la humectación. Baja velocidad de infiltración debido a la disminución de la macroporosidad, lo que hace aumentar la escorrentía superficial y la erosión potencial aguas abajo, al tiempo que disminuye el almacenamiento de agua en el suelo. Baja conductividad hidráulica al agua y al aire, mucho más baja que la del suelo sub­ yacente. En terrenos llanos se produce encharcamiento y en pendiente el excedente de agua da lugar a escorrentía superficial y puede provocar erosión aguas abajo. Por secado un sello puede dar lugar a la formación de una costra superficial. Puede producirse la rotura del sello por formación de grietas en la superficie del suelo. Si se trata de arcillas expandióles, al secarse se retraen, con lo que se fragmentan y no se formará costra. En la base del horizonte Ap puede formarse un sello por compactación debida al labo­ reo, en este caso se habla de suela de labor.

Encostram iento (ISSS, 1996, ampliado) Hace referencia a la formación de un sello superficial: • Se asocia a un estado seco (Houghton y Charman,1986; Romkens, 1990; Roth, 1992). • Capa delgada en la superficie del suelo, de unos pocos mm hasta quizá 3 cm de espesor. • Con estructura laminar. • Baja porosidad, frecuentemente de tipo vesicular (Cap. 4). • Poco permeable al agua y al aire. • Densidad aparente alta, mayor que la del suelo subyacente. • Extremadamente compacta. • Consistencia dura, aumentando exponencialmente al secarse el suelo en función del contenido de humedad (Valentín, 1986). • Frágil, pero difícil de romper por una plántula, por lo que constituye un obstáculo para la emergencia de ciertos cultivos (maíz, cebolla, remolacha, etc.), por la mayor impedancia mecánica. A veces puede ser necesario volver a sembrar y, si se forma costra alrededor de la base de una plántula después de la emergencia, puede provocar su muerte por estrangulamiento (Arndt, 1965). Los sellos pueden clasificarse en distintos tipos atendiendo al proceso de form ación; com posición; espesor; función; y a su naturaleza dinám ica (ISSS, 1996; Casenave y Valentín, 1989):

Según el proceso de formación se distinguen: • Sellos estructurales: por colapso de la estructura «in situ» por el efecto salpicadura e infiltración del agua de lluvia. • De escorrentía: depósito de material transportado (individualizado y agregado), poro­ sidad muy baja. • De erosión. —>

298

• • • •

De depósito eólico. De decantación: material laminar con granoclasificación. De desecación. De eflorescencia salina: su origen y significación son totalmente distintos al resto (Cap. 24).

Las fuerzas dispersivas de las gotas de agua, ya sea de lluvia o de riego (asper­ sión, pivot u otro), sobre la superficie de un suelo desnudo puede dar lugar a la desintegración de los agregados poco estables. El impacto directo sobre la superfi­ cie sin una cubierta vegetal tiene lugar principalmente en suelos recién labrados; después de una siembra; o en los primeros estadios de crecimiento de un cultivo. Al desmoronarse un agregado por efecto salpicadura se produce una liberación de partículas individualizadas, las finas serán movilizadas yendo a rellenar poros de la superficie del suelo, con lo que tiene lugar la formación de un sello superficial o proceso de sellado. A l secarse un sello puede dar lugar a la formación de una costra superficial.

b) Métodos de estudio y de predicción del riesgo Las características físicas de las costras pueden establecerse recurriendo el empleo de un pcnctrómctro (Woo-Jung La et al., 1986): al estudio de láminas delgadas (Arshad y Mermut, 1884; Kooistra y Siderius, 1986) (Cap. 4); a observaciones con un microscopio electrónico de barrido en muestras inalteradas (Chen et ai, 1980); a medidas del módulo de ruptura (Richards, 1953). En el caso de Phaseolus vulgaris no habrá emergencia si el valor del módulo de ruptura es de 27 kPa o superior, mientras que con valores inferiores a 10 kPa no habrá problemas de emergencia. Se han desarrollado diversos métodos para poder predecir el riesgo de sellado y de encostramiento. Unos autores se centran en el estudio de la inestabilidad de los agregados, otros en la variación del movimiento del agua a lo largo de la lluvia. Entre estos últimos cabe destacar el que se basa en la evaluación de la variación de la conductividad hidráulica del sello superficial, formado por destrucción de los agregados como consecuencia del impacto de las gotas (Pía, 1986; Paez y Pía, 1992):

Se trabaja en laboratorio con lluvia simulada sobre una capa de 1 cm de agregados tami­ zados 2-4 mm, secados al aire (en suelos que no los presenten o en suelos arenosos se toma el conjunto de la muestra), colocados encima de un tamiz. Se somete la muestra al impacto de una lluvia simulada de intensidad constante (90 mm h"1), lo que se corres­ ponde con la energía de una lluvia de 60 mm h ', entre 30 y 60 minutos. Se puede adap­ tar a otras condiciones. Un frasco de Mariotte permite mantener uniforme la intensidad de la lluvia simulada durante el ensayo, a lo largo del cual (30 a 45 min.) se mide la variación de la conducti­ vidad hidráulica. .

299

La disminución del valor K se asocia con el grado de sellado. El valor estabilizado de K al cabo de cierto tiempo se toma como índice de sellado, que se expresa en mm h '1. La relación entre el valor de K obtenido en una m uestra sim ilar, sin impacto de gotas, y el valor de K con im pacto (índice de sellado) permite obtener un índice de sellado relativo (Nacci y Pía, 1990) indicativo del posible efecto protector de una cobertura. Según los suelos este índice relativo puede variar de 2 a 3 hasta valores superio­ res a 190.

FRASCO DE MARIOTE

DISPOSITIVO PARA PRODUCIR GOTAS

PROBETA PARA MEDIR EL AGUA PERCOLADA

Cabe indicar que el índice de sellado posiblemente sobrestima la conductividad hi­ dráulica del sello (Roth, 1992), si bien resulta útil a pesar de ello para determinar las suscep­ tibilidades relativas al sellado.

La utilización del infiltrómetro de disco en campo permite realizar predicciones acerca de la escorrentía superficial inducida por la costra (Vandervaere et al., 1998). FAO (1983) desarrolló un índice empírico para predecir el riesgo de encostramiento basándose en los porcentajes de limo fino grueso en relación al porcentaje de arcilla y materia orgánica.

c) Prácticas contra el sellado y el encostramiento La susceptibilidad al sellado y al encostramiento traduce defectos texturales (textura desequilibrada por el predominio de alguna de las fracciones) o bien una situación de degradación del suelo, generalmente derivada de una agricultura mecanizada intensiva a gran escala o de un sobrepastoreo. Los principales factores de control del proceso de sellado hacen referencia por un lado a las características del clima, en relación a la lluvia: alta energía cinética; alta intensidad; tamaño grande de las gotas de lluvia; y a vientos que pueden secar rápida­ mente la superficie del suelo (Awadhwal y Thierstein, 1985). Por otro a las condiciones de la superficie del suelo: bajo contenido en m.o.; fracción arcilla de baja actividad; elevado contenido en limo; elevado contenido en arena fina; predominio de partículas 300

finas y planas en la fracción arena; susceptibilidad a la liquefacción: arcillas suscepti­ bles de dispersarse al humectarse. Los suelos cuyos agregados se disgregan en partícu­ las individuales al humectarse son más susceptibles al sellado que aquellos que se dis­ gregan en microagregados. La interacción entre las características de las gotas y las condiciones iniciales de la superficie del suelo y las características del suelo hace que la correlación entre la caída de gotas y la infiltración varíe ampliamente. Cuanto mayores sean los tamaños de las gotas, mayor será el impacto, mayor el espesor de la capa superficial afectada por la destrucción de agregados y, por consiguiente, mayor será el espesor del sello (Pía, 1985). Frente a las características de las lluvias cabe proteger la superficie del suelo por medio de un cultivo, de restos de cosecha, de un acolchado (mulching); mejorar la estruc­ tura del horizonte de superficie aportando m.o. o acondicionadores; practicar el laboreo mínimo o la hidrosiembra. El manejo de sistemas de riego por aspersión, pivot o similares resulta especialmente delicado en suelos susceptibles al sellado. Por un lado interesará no provocar excesos de agua a los que puedan ser sensibles las plantas en el momento de la nascencia, como es el caso de la cebolla. Por otro, en aquellos casos en que el impacto de las gotas de lluvia haya provocado la formación de un sello, habrá que evitar a toda costa que éste se consolide por secado del suelo, lo que podría dar lugar a la formación de una costra que resultaría mucho más perjudicial para la nascencia. Para evitar estos problemas en suelos susceptibles al sellado se recomienda utilizar boquillas que produzcan gotas de pequeño tamaño (nebulizadores), con riegos de baja intensidad. Para cubrir las necesidades de agua del cultivo y mantener la superficie del suelo permanentemente húmeda deberá aumentarse la frecuencia del riego. En ensayos realizados en Israel, se recomiendan tres riegos al día, durante los diez primeros días después de la siembra. Las dosis deberán calcu­ larse en cada caso en función de la curva característica de humedad del suelo a regar (Cap. 12) y de la velocidad de infiltración (Cap. 13).

8.

T ixo tro p ía

La reotropía o tixotropía es la propiedad de cambiar a una consistencia más fluida (sol) bajo acción de una fuerza, de forma que, al desaparecer ésta, el sistema vuelve pro­ gresivamente a un estado más rígido o menos fluido (semisólido o gel). Es un proceso isotermo, reversible, que no implica cambio de composición ni de volumen y mediante el cual tras un período de reposo, el material se hace firme, para reblandecerse o licuarse cuando se remoldea (Mitchell, 1976). Esto puede estar relacionado con cambios en la ordenación de las partículas o con cambios en el agua adsorbida, que se verán afectados al aplicar la fuerza. La identificación de materiales tixotrópicos tiene interés en zonas con materiales vol­ cánicos y riesgo sísmico elevado, para localizar áreas con riesgo de movimientos en masa, al adquirir consistencia fluida los materiales tras una sacudida sísmica. Desde otro punto de vista, permite identificar la presencia de materiales amorfos que son los que presentan esta propiedad en los suelos. La variación de la resistencia del material con el envejecimiento contado a partir del momento en que se aplica la fuerza presenta el siguiente comporta­ miento: 301

9. 9.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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9.2.

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305

12 Agua del suelo

1.

Introducción al estudio del agua del suelo

El agua del suelo forma parte del ciclo hidrológico que se puede considerar integrado por un conjunto de compartimentos. El suelo constituye uno de ellos y es el principal suministrador de agua para las plantas, por su capacidad para alma­ cenarla e ir cediéndola a medida que se requiere. El agua que entra en el suelo circula por el espacio de macroporos y pasa a ocupar total o parcialmente los poros capilares (Cap. II), donde puede ser rete­ nida. Presenta un comportamiento dinámico, con variaciones a escala diaria. El agua disuelve y transporta elementos nutritivos, sales solubles y contaminantes, y hace posible su absorción por las raíces. El comportamiento físico del suelo viene contro­ lado por su contenido de humedad, que influye en la consistencia, penetrabilidad, traficabilidad, temperatura, etc. El correcto manejo del agua en agricultura y en la gestión del medio ambiente requiere conocer su comportamiento. La vida en un ecosistema terrestre depende del estado energético del agua del suelo. La existencia de distintos ecosistemas se justifica en buena parte por las disponibilidades hídricas, resultando determinante tanto la falta de agua, típica de regiones áridas, como la superabundancia que caracteriza los humedales, si bien en ambos casos el tipo de condicio­ namiento, así como la productividad, son muy diferentes. El crecimiento de las plantas requiere agua en primer lugar para el proceso de la foto­ síntesis. El mantenimiento del equilibrio térmico y de todo proceso respiratorio suponen un desprendimiento continuado de agua, a lo que hay que añadir la transpiración, como pro­ ceso que implica unas importantes pérdidas. Las raíces de la mayoría de las plantas toman el agua de la zona insaturada, ya que para respirar requieren un adecuado suministro de oxígeno del aire. Las comunidades vegetales hidrófilas son aquellas que están adaptadas a poder vivir en condiciones con elevados con­ tenidos de agua, en algunos casos pueden extraerla incluso de la capa freática, donde todos los poros están llenos (zona freática). En el estudio del agua del suelo interesan los aspectos que van desde cómo llega el agua al suelo, a los procesos de transferencia en el continuum suelo-planta-atmósfera: 307

— Propiedades físicas del agua. — Forma en que llega al suelo: Lluvia: cantidad e intensidad. Escorrentía: Relación con los procesos erosivos (Cap. 23). Aportes laterales y subsuperficiales. Riego. Ascenso a partir de la capa freática. — Cantidad de agua en el suelo (w, 0): Variable a lo largo del tiempo. Variable en el espacio. — Com posición del agua del suelo: Agua. Elementos nutritivos. Sales disueltas. Compuestos orgánicos solubles. Productos solubles en agua: fitosanitarios, contaminantes y otros. Materias en suspensión. — Interacción con las partículas sólidas: Se trata de agua que interacciona con la fase sólida (matriz) y por ello está sujeta a fuerzas de retención que dependen de la composición del agua, de la geometría del espacio poroso, y de las propiedades de los materiales sólidos. No se trata de agua libre. — Papel del suelo en el ciclo hidrológico: El suelo constituye un compartimento importante en el ciclo del agua en la naturaleza. — Estado energético del agua del suelo. Depende de la posición, composición e interacciones con la matriz del suelo. — M ovim iento del agua en el continuum suelo-planta-atm ósfera: Depende del estado energético del agua en los distintos puntos del sistema (Cap. 13). En el presente capítulo se estudia el sistem a suelo-agua en equilibrio, para tra­ tar en el siguiente el m ovim iento del agua en el suelo.

2.

Propiedades físicas del agua

El estudio del comportamiento y funciones del agua en el continuum suelo-plan­ ta-atmósfera lleva a considerar las principales propiedades de este compuesto: — Estructura m olecular: H20 . Es eléctricamente neutra. Posee un momento dipolar al estar desplazados los centros de carga positiva y nega­ tiva y no ser simétrica la molécula. 308

Las moléculas de agua interaccionan entre ellas y con otras partículas cargadas. Las moléculas de agua se unen por medio de puentes de hidrógeno, lo que explica que sea un líquido a las temperaturas más frecuentes en el suelo, a pesar de su peso molecu­ lar poco elevado.

Propiedades térmicas. Calor específico elevado, lo que establece una marcada diferencia en la capacidad calorífica entre suelos secos y húmedos (4,18 J g' 1 K 1 = 4,18 M J m 1 K '). Punto de fusión elevado, debido a los puentes de hidrógeno entre moléculas de agua en estado sólido. Calor latente de fusión elevado (0,34 M J k g 1)Calor latente de vaporización muy elevado, 2,45 M J kg“' agua a 20° C (Ley de Regnault). Propiedades mecánicas. Densidad relativamente baja, mayor en fase líquida que en la sólida. Es máxima a 4o C. Fenómenos capilares. Tensión superficial, o: influye en gran manera en el comportamiento del agua en el suelo en las interfases. o = 7,27 x 10-2 J n r2 a 20° C Curvatura de la superficie libre: en función de los radios de curvatura y la tensión superficial, la fórmula de Laplacc permite calcular la presión total: I I P=o — + — r2 r.

309

Ángulo de contacto del menisco (a) con las superficies sólidas. (a < 90° en superficies hidrófilas; a > 90° en superficies hidrófobas).

Ascenso capilar. Esquemáticamente, algunos poros del suelo se pueden asimilar a tubos capilares, lo que no deja de ser una simplificación, quizás excesiva. De acuerdo con la ley de Jurin: 2a 2a eos a AP = - —— = -----------Rpw

r

AP = diferencia de presión a través de la interfase aire-agua en un capilar del suelo. Define la altura máxima de ascenso, a = tensión superficial (energía potencial de la interfase). R = radio de curvatura (m). R = r/(cos a), r = radio del capilar (m). pw= densidad del agua (kgnrr3). Zc = altura máxima de ascenso: Zc = Pwg r

pw= densidad del agua (kgm 3). g = aceleración de la gravedad (9,8 ms~2).

Para el caso de mojadura completa (interfase semiesférica), caso del vidrio y el agua y también normalmente en el suelo: a = 0o — — — —

310

eos a = 1

AP=------N m-2 a 20° C r

Viscosidad y fuerzas m oleculares dentro del fluido. Presión osmótica, 7t: función del contenido de solutos. Solubilidad de gases y sólidos. Propiedades del agua cerca de las superficies sólidas cargadas eléctrica­ mente.

ESTUDIO DE CASOS De acuerdo con la estructura de la molécula de agua: 1.

Indicar qué parte de la molécula es electropositiva y cuál electronegativa.

2.

Justificar la interacción entre moléculas de agua y entre éstas y la superfi­ cie de las arcillas o los iones en solución. Indicar qué implicaciones tiene.

3.

Indicar qué implicaciones tiene la unión de moléculas de agua entre ellas, en el caso de la ¡nterfase líquido-aire.

Respuestas 1.

El lado en que se encuentran los átomos de hidrógeno es electropositivo.

2.

Las moléculas de agua se unen por medio de puentes de hidrógeno, lo que explica que sea un líquido a pesar del valor de su peso molecular. La unión con iones tales como Ca2+, Mg2+, K+, Na+, hace que estos se hidraten. La energía libre del agua disminuye respecto a la del agua pura, lo que supone una liberación de energía (calor de disolución). Análogamente al unirse con partículas de arcilla (calor de humectación). Para que la planta pueda disponer de este agua deberá hacer frente a un potencial osmótico, y matricial, respectivamente.

3.

La cohesión entre moléculas de agua produce el fenómeno de tensión superficial. La molécula de la superficie no está sometida de forma simé­ trica a las fuerzas cohesivas, lo que tiende a provocar la contracción de la superficie, que hace las veces de una membrana.

3.

Contenido de agua del suelo

3.1. Conceptos El contenido de agua del suelo se refiere a la cantidad de agua (masa o volu­ men) que se halla en cada posición de un suelo en un momento determinado. Se pueden establecer una serie de definiciones y relaciones:

II

3

II

*

— Contenido másico de agua Mw= masa de agua (kg) Ms = masa de suelo seco (kg)

— Contenido volumétrico de agua. V e = ^ r =0'

Vw= volumen de agua (m3) V, = volumen total de suelo (m3)

311

— Ambos contenidos están relacionados: pjb = densidad aparente del suelo seco (kg rrr3) pw= densidad del agua (1000 kg n r 3) El uso del contenido volumétrico 0 presenta ventajas frente a w, al estar directa­ mente relacionado con la porosidad llena de agua y a las situaciones reales, ya sea en campo o laboratorio. — índice de saturación o saturación relativa Vv = volumen de poros y otros huecos (m3)

— Humedad de saturación En estudios de salinidad del suelo, se utiliza el concepto de humedad de saturación, que se determina en laboratorio con muestra tamizada a 2 mm, es decir, sin conser­ var la estructura originaria. Se suele expresar en tanto por cien. 0,m = Hs =

M,

100

con

Vw= Vv

En suelos minerales la humedad másica, w, suele variar entre un 5 y un 40 %, mientras que en suelos orgánicos puede ser muy superior al 100 %. En ambos casos presenta una variabilidad espacio-temporal muy marcada. Llevando en el eje de ordenadas negativas las profundidades y en abscisas el contenido de humedad correspondiente a cada profundidad, se obtiene una representación de la variación de contenido de agua: perfil hídrico.

3.2. a)

Medida del contenido de humedad

Método gravimétrico

La determinación de la humedad másica, w, por pérdida de peso tras mantener la muestra a 105° C, hasta peso constante, constituye el método de referencia para todos los demás. En relación a este tipo de determinaciones debe tenerse en cuenta que: — La humedad del suelo presenta una gran variabilidad espacio-temporal. — Es un ensayo destructivo. — En general se trabaja con una muestra pequeña, lo que puede influir en su representatividad. — Es un método lento y laborioso.

312

— A 105° C no se consigue eliminar las moléculas de agua atrapadas entre láminas de arcilla (Gardner, 1986). — A 105° C se pierde parte del agua de cristalización de componentes importantes en algunos suelos, como el CaS04.2H20 (suelos yesosos); Na2S04.10H2O y otras sales (suelos salinos).

b)

Métodos indirectos

La humedad volumétrica, 0, se puede determinar a partir de la másica w y del valor de la densidad aparente (Cap. 11), o bien por medio de métodos no destructi­ vos indirectos, que requieren un calibrado previo, tales como: — Atenuación de neutrones. — Reflectometría de dominios magnéticos de tiempo (TDR). — Atenuación de rayos y. La importancia de estos métodos es desigual, así, mientras el de atenuación de neutro­ nes ha ido perdiendo terreno, el uso del TDR se ha generalizado. El de atenuación de rayos y no ha pasado de ser un método experimental. Un planteamiento totalmente distinto es el de las estaciones lisimétricas. En algunos casos se recurre a la instalación de lisímetros que son a modo de macetas de gran tamaño. Estos recipientes construidos dentro del suelo y rellenados con el material del propio suelo, a veces procurando reproducir la organización en horizontes preexistentes, permiten medir la variación del contenido de agua a lo largo del tiempo. b. 1)

Medida de 0 por atenuación de neutrones

La sonda de neutrones permite medidas rápidas de 9 en campo, no destructivas, requi­ riendo un calibrado previo (Gardner, 1986). Consiste en una fuente de neutrones rápidos que es solidaria a un detector de neutrones lentos, ambos constituyen la sonda. Por medio de un tubo de acceso se puede introducir la sonda en el suelo a la profundidad que se desee:

313

La determinación se basa en el hecho de que los neutrones rápidos (alta energía, unos 5 McV en promedio, y una velocidad de 1600 km s~'), al ser emitidos radialmcnte, van a cho­ car elásticamente con los núcleos atómicos de los átomos circundantes. En la colisión con núcleos de masa semejante, tales como los de hidrógeno, parte de la energía cinética de los neutrones se transfiere. Los neutrones se termali/.an convirtiéndose en neutrones lentos cuya energía es de 0,03 eV y su velocidad de 2,7 km s_l. Los neutrones lentos se propagan en direc­ ciones al azar, pero forman una nube de densidad constante en el equilibrio. Al detector vuelve una proporción de neutrones lentos, aproximadamente lineal a la concentración de átomos de hidrógeno. El detector absorbe los neutrones y genera impulsos que registra un contador. La fuente de radiación suele ser radio-berilio o de americio-berilio, que resulta menos peligrosa:

^ B e - t ^ a - ^ n + ^ C +v 4

2

0

6

'

La emisión de neutrones depende de la fuente, pudiendo ser del orden de unos 16.000 neutrones rápidos, siendo el flujo de radiación muy constante a lo largo de varios años. La célula detectora contiene un gas, generalmente BF,, al llegar a ella un neutrón termalizado tiene lugar la reacción: 1 n + , 0 B ^ 4 a + 7 Li 0 5 2 3 la partícula crea un impulso eléctrico que llega al contador. Esta propiedad sirve para determinar la humedad en suelos de matriz rígida. El cali­ brado de la sonda debe hacerse para cada suelo, determinando en paralelo el conteo que corresponde a la lectura de la atenuación de neutrones y el contenido de agua por el método de referencia. La ecuación de calibrado servirá para las sucesivas medidas a lo largo del tiempo, a realizar en la misma parcela. La ecuación de calibrado viene dada por la expresión:

0=

R *b- j R„

0 = contenido volumétrico de agua. Rw = conteo de neutrones lentos. R„ = conteo dentro del escudo o protección (lectura normalizada). b,j = factores de calibrado a determinar para cada suelo para tener en cuenta tipo de arcilla, contenido de materia orgánica, etc. Se obtienen por cálculos de regresión.

El efecto debido a átomos de hidrógeno de otros componentes del suelo, se supone que no varia a lo largo del tiempo, por lo que queda incorporado a los factores de calibrado. No ocurre igual con la interferencia debida a los cloruros, que absorben neutrones y su conte­ nido en el suelo presenta una gran variabilidad espacio-temporal en suelos salinos. Las limitaciones del método de la sonda de neutrones son (Graecen, 1981): — Presenta un bajo grado de resolución espacial, lo que impide estudiar procesos loca­ lizados, como puede ser la infiltración. La esfera de influencia de las medidas depende de la energía de los neutrones (estado de uso de la sonda) y de la concentra­ 314

—

—

— — —

ción de átomos de hidrógeno (contenido de humedad). Con una fuente Ra-Be con un suelo muy seco se llega a un radio de unos 25-70 cm, y con suelo húmedo a unos 10-15 cm. A pesar de ello, el grado de resolución puede ser suficiente para estudios de balance hídrico. Gardner propuso una ecuación en la que el volumen de suelo medido es función del contenido de agua (Klute y cois., 1986). La dificultad para realizar medidas cerca de la superficie del suelo, tanto por cues­ tiones de riesgo, como por el hecho de que parte de los neutrones pueden escapar a la atmósfera y no se llega a un equilibrio. El riesgo de radiación. Dada la alta toxicidad (Clase 1) del radio, deben seguirse de forma estricta las normas de seguridad indicadas por el fabricante. Se fabrican equi­ pos para realizar medidas cerca de la superficie del suelo (10 a 20 cm), con acceso­ rios para ello, y sondas para trabajar en profundidad. En este caso se requerirán dos rectas de calibrado. Se requieren centros muy especializados para el mantenimiento y reparación de estos equipos. Se requiere personal técnico especializado y específicamente acreditado para el uso de estos equipos, de acuerdo con la normativa legal. En suelos pedregosos puede resultar difícil instalar los tubos de acceso.

b.2)

Medida por reflectometría de dominios magnéticos de tiempo (TDR)

Es un método indirecto, no destructivo, para medir el contenido de agua 9 (Dasberg y Dalton, 1985). Se basa en relacionar la permitividad o constante dieléctrica, £, de la matriz del suelo con el contenido volumétrico de agua, al haberse puesto de manifiesto que £ = f(0). La determinación se basa en el hecho de que la constante dieléctrica del agua tiene un valor muy elevado frente al de la mayoría de materiales. Se ha comprobado que en la mayoría de los casos resultan despreciables los efectos debidos al tipo de suelo, densidad aparente y contenido de sales (Topp y cois. 1980). La relación empírica entre £ y 0 es uní­ voca y según los mismos autores se expresa por: 0 = -5 ,3 x 10-2 + 2,92 x 10-2 e - 5,5 x 10^ e2 + 4,3 x ICE6 e3 La constante dieléctrica se puede determinar a partir del tiempo de tránsito de una onda electromagnética en el material:

C= ^ e^

C = tiempo de tránsito de una onda electromagnética en el material. CQ= velocidad de la luz (3 x 108 m s~'). £ = constante dieléctrica. p = permeabilidad magnética.

El estudio del calibrado ha puesto de manifiesto que sólo se requieren dos funciones de calibración, una para suelos minerales y otra para suelos orgánicos, si resulta aceptable un error absoluto para 0 de 0,015 m3 m“3 para suelos minerales y de 0,035 m3 n r3 para suelos orgánicos, en caso contrario será necesario llevar a cabo calibraciones individuales para cada suelo (Roth y cois., 1992). 315

Este enfoque se aplica en equipos comerciales con sondas (varillas de acero) que se introducen a profundidades fijas en el suelo, o con tubos de acceso que permiten medicio­ nes a diferentes profundidades, como en el caso de la medida con atenuación de neutrones. La TDR parece muy prometedora, si bien debe considerarse todavía en fase de investiga­ ción y proceso de mejora.

4.

Estado energético del agua del suelo

En principio, se podría esperar que suelos con igual contenido de agua diesen lugar a respuestas análogas por parte de una misma planta. Ello no es así, ya que la disponibilidad de agua para las plantas depende de su estado energético. La ener­ gía asociada al agua del suelo es una medida de las fuerzas a las que está sometida y tiene incidencia sobre: — Disponibilidad de agua para las plantas. — M ovim iento del agua en el suelo. — Propiedades m ecánicas del suelo. De las dos principales formas de energía del agua, cinética (E = 1/2 m V2) y potencial, la primera puede considerarse despreciable en el caso del agua del suelo, debido a la pequeña dimensión de los poros, lo que hace que la velocidad de circulación, V, sea extre­ madamente lenta. Los procesos en el sistema suelo-agua-planta vienen determinados, por consiguiente, por la energía potencial, considerando que los efectos debidos a los cambios de temperatura sean despreciables.

4.1. Fuerzas actuantes: Descripción cualitativa Al ser el suelo un medio poroso, el agua puede ocuparlo y moverse a través de él, con ello entra en contacto con las superficies de las partículas que constituyen la m atriz sólida, con las que interacciona, quedando som etida a un conjunto de fuerzas. Por otro lado, toda la masa de agua se halla en el campo gravitatorio, y además los iones en disolución también interaccionan con ella. Las fuerzas actuan­ tes derivan, fundamentalmente, de la acción de la matriz del suelo, del campo gra­ vitatorio, y de la presencia de iones en solución. Dichas fuerzas pueden analizarse del siguiente modo: — Fuerzas derivadas del campo gravitatorio. F=G

,

(ley de Newton de la gravitación)

F = fuerza de atracción. G = constante universal de gravitación. m, M = masas que se atraen. x = distancia entre las masas. F* = m • g* 316

(fuerzas gravitatorias)

—>

— Fuerzas derivadas de la matriz. • Fuerzas de adhesión. Se originan en la superficie de las partículas sin carga y son: - De origen molecular (fuerzas de van der Waals y puentes de hidrógeno). - De corto alcance pero de gran intensidad. - Retienen una capa cuyo espesor es de unas decenas de moléculas de agua, que forman una película alrededor de las partículas sólidas. - La cantidad de agua retenida de esta forma es pequeña. • Fuerzas debidas a efectos capilares (fuerzas de cohesión): - Son debidas a las uniones entre moléculas de agua mediante puentes de hidró­ geno. - Hacen engrosar la lámina de agua adsorbida, a la que se unen y rodean. - Agua retenida con poca intensidad: absorbible por las plantas. - Predominan en materiales arenosos. Agua retenida por

• Fuerzas de difusión. - Agua asociada con los iones y con superficies sólidas cargadas eléctricamente debido a la naturaleza dipolar del agua. - La doble capa difusa actúa a modo de membrana semipermeable, confiriendo propiedades inusuales al agua cerca de la capa: menor densidad (Low, 1961). - Fuerte influencia de la superficie específica de la partícula, de su densidad de carga eléctrica y de la naturaleza de los cationes de intercambio. - Las esmectitas adsorben agua entre sus láminas (superficies internas) de forma tan activa que provoca su expansión (Cap. 11) y afecta al movimiento del agua cerca de la superficie de las partículas. — Fuerzas derivadas de iones en solución. Los iones en solución atraen moléculas de agua por su carácter dipolar y se hidratan. Las propiedades termodinámicas del agua se ven afectadas. Disminuye la energía potencial del agua. De importancia en suelos salinos (Cap. 24) y en cultivos hidropónicos. — Fuerzas externas ligadas a: La matriz en suelos de matriz no rígida debido a la presencia de arcillas expandibles, que hacen variar la geometría de los huecos y el ángulo de contacto en las interfases con el agua. La presión de gases sobre el agua. La presión hidrostática en suelos saturados de agua. 317

4.2.

Potencial del agua del suelo

En la bibliografía antigua, y en otra que no lo es tanto, se recoge un esquema biológico de clasificación del agua del suelo debido a Briggs (1874-1963). Las ideas de este autor, que ocupó cargos relevantes en el USDA durante largos años, han tenido una prolongada influencia en el estudio del agua del suelo. A sus trabajos se debe el que se haya generali­ zado la idea, errónea, de que el agua que contiene un suelo deba ser considerada de tres cla­ ses discretas, como si fuese algo discontinuo: agua gravitacional, agua capilar y agua higroscópica. Estas categorías resultan arbitrarias y artificiales (Philip, 1974) y este enfo­ que frenó durante muchos años el desarrollo de una teoría física cuantitativa del agua del suelo. Por su sencillez, el planteamiento en clases discretas era atrayente y dio lugar a la invención de diversas «constantes del suelo» empíricas, cuya significación física básica re­ sulta oscura: la «humedad equivalente» y el «coeficiente de marchitamiento». El agua del suelo está sometida a campos de fuerzas, que en condiciones de equilibrio mecánico deben tener una resultante nula:

XF*=0 El conocimiento de estas fuerzas a nivel cuantitativo resulta difícil, no siendo operativo en la práctica, al no ser posible identificar la magnitud y la dirección de las fuerzas componentes. Por ello se recurre al concepto de estados energéticos del agua del suelo. Este enfoque, que constituye la base conceptual de la física moderna del agua en suelos no saturados, se debe a Buckingham (1867-1940). Este eminente investigador introdujo la idea de que las fuerzas que gobiernan el equilibrio y el movimiento del agua del suelo son conservativas y pueden recibir un tratamiento a través de sus potenciales escalares asocia­ dos. Buckingham publicó muy poco en física de suelos, siendo destacables: — Contributions to our knowledge of the Acration of Soils (1904). — Sludies on the Movement of Soil Moisture (1907). — On plástic flow through capillary tubes (1921). A pesar de una producción tan escasa, le ha hecho merecedor de un lugar preeminente en este campo. Las relaciones profesionales entre Briggs y Buckingham pueden leerse en la revisión histórica realizada por Philip (1974) y Gardner (1986). En el estado energético del agua del suelo influyen: — Contenido de agua. — Fuerzas actuantes: Derivadas del campo gravitatorio: posición. Derivadas de la matriz (rígida o no rígida). Derivadas de los iones en solución: composición del agua. Externas: gases, capa freática. El estado energético y el movimiento del agua en el suelo vienen determinados por su energía potencial en cada punto, expresada como una diferencia de poten318

cial. Por consiguiente, no se requiere conocer el valor absoluto de la energía poten­ cial en cada punto, sino su valor relativo respecto a un estado de referencia arbitra­ riamente definido. Para mayor comodidad, en lugar de utilizar la expresión energía potencial, se ha simplificado y se emplea únicamente el término potencial. El potencial del agua se ha estudiado utilizando dos enfoques: — Mecánico: basado en la teoría del potencial de la física clásica, que es el más útil para trabajos de campo. — Tcrmodinámico: el potencial del agua es el potencial químico o energía libre especí­ fica parcial de Gibbs del agua en el suelo (Slatyer, 1967). De interés cuando se quiera hacer intervenir el factor temperatura. Cualquiera de ellos proporciona un esquema teórico coherente con el que tratar las situaciones particulares y problemas referentes al continuum suelo-planta-atmósfera. Por su mayor simplicidad y precisión real suficiente, en lo que sigue se utiliza el enfoque mecá­ nico, pudiendo recurrir a obras tales como Ghildyal y Tripathi (1986), y Iwata y cois. (1995) para un estudio de base termodinámica. No obstante, resulta de interés recordar que Iwata y cois. (1988) consideran que el uso del concepto de energía ha dado lugar a una tendencia a ignorar la geometría del espacio de poros y los mecanismos de retención del agua.

a)

Estado de referencia

Al no existir una escala absoluta de energía, se hace necesario expresar el potencial en relación a un estado arbitrario que se toma como sistema de referencia o de potencial cero. El comité de Terminología de la Comisión I de la International Union of Soil Science (Bolt, 1976) estableció como estado de referencia:

Un depósito hipotético de agua: — Pura: sin solutos ni impurezas, n = 0. — Libre: sin estar sometida a fuerzas externas distintas de la gravedad. No está influen­ ciada por ninguna fase sólida y su interfase con la fase gaseosa es plana. — A presión atmosférica normal, Po. — A la misma temperatura que el agua del suelo: condiciones isotermas, To. — Elevación de referencia, dada y fija, Z„.

b)

Concepto de potencial del agua del suelo

El potencial es una función continua, que no presenta discontinuidades, excepto en los cambios de fase. La IUSS (Bolt, 1976) da una definición formal del potencial total. 319

La cantidad de trabajo necesario por unidad de cantidad de agua pura, que debe reali­ zarse por fuerzas externas al sistema, para transferir reversible e isotérmicamente una eantidad infinitesimal de agua desde el estado de referencia a la fase líquida del suelo en el punto considerado. Las unidades en que puede expresarse el potencial son: — Energía/masa

J kg' 1

— Energía/volumen

J m' 3 = N m m 3 = N m 2 = Pa (Pascal)

— Energía/peso

J N~' = N m N' 1 = m

Se puede expresar como:

y , = potencial del agua en el punto 1 (suelo). y,, = potencial del agua en el sistema de referencia (por convenio \)/„ = 0). F = fuerza que actúa en el sentido de los potenciales decrecientes. Se supone cons­ tante a lo largo de As. m = masa de agua. As = distancia recorrida. Se puede expresar igualmente como: dw = - — ds* m

El término potencial sustituye a otros utilizados anteriormente, tales como tensión, fuerza, carga o presión que se mantienen en algunos casos. Para una masa de agua sometida a diversas fuerzas, cada una de ellas dará lugar a un potencial parcial, cuya suma algebraica permite obtener el potencial total:

En condiciones de equilibrio: XF, = 0

luego

V|/t = cte

En cualquier punto de un sistema en equilibrio estático el agua tiene el mismo potencial en cualquiera de sus puntos: es un invariante respecto a la posición.

320

Componentes del potencial total

c)

La transferencia de agua desde el estado de referencia, S0, a la fase líquida de un suelo de matriz rígida suele dividirse en una serie de etapas o subestados de referencia, que se alcanzan de form a reversible e isotérm icam ente. Cada paso representa una variación en el potencial y puede considerarse como un compo­ nente del potencial total. Los distintos componentes del potencial total deben ser independientes (Bolt, 1976): V. = Vg + Yo + VP Dividiendo el proceso de transporte en diferentes subestados de referencia, se puede expresar como: potencial gravitacional: V|/„

vs S„ (rt 0,P„,T0, Zo) agua libre y pura potencial osmótico o de soluto: y„

-►

S| (Jt 0, P(), T0, Zx) agua libre y pura

Vo

s, (7t -

0, P0, T0, Zx) agua libre y pura potencial de presión t|/p

*

vP

* S3 (% ,

PX,T 0,Z X) agua en la fase líquida

S2 (Jtx, P0,T („Z X) agua libre

c.1)

S2 (7tx , P0, T0, Zx) agua libre

Potencial gra vitacional Al añadir agua por la parte superior de la columna de suelo seco, al estar som etida la masa mw al campo de fuerzas gravitatorio, el agua se moverá hacia abajo. El com ponente del potencial total asociado con la posi­ ción vertical es el potencial gravitacional, que desem­ peña un im portante papel en la elim inación del exceso de agua en la zona radicular después de una lluvia o de un riego.

La definición formal del potencial gravitacional (Bolt, 1976) es: Cantidad de trabajo por unidad de volumen de agua que se debe realizar para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua pura y libre desde el estado de referencia S„ situado a Z0, a una elevación Zx. 321

El valor del potencial gravitacional puede deducirse considerando las fuerzas actuantes:

rn M V n M F _ G _m^vi_ _ G v wPwivi x

x

x = distancia. G = constante de gravitación. R _ radi0 terrestre. mw= masa de agua. M = masa terrestre. pw= densidad del agua.

Tomando como nivel de referencia z0 (la superficie del suelo):

J

r K -/ ,X

p

^ = - G M p wjf dx _ GM (Zx -Z q ) p w dx R2 R-Zo mw En un campo de fuerzas gravitacional: F = m •g de donde: Vg = Pwg(Zx - Zo) = pwgAZ (1) %

fRZx F

La relación entre V|/„ y Z es lineal, supuesta constante la densidad del agua, al ser una transferencia isotérmica. No depende de la composición química del agua, ni de la presión u otras condiciones. En la práctica se puede tomar como estado de referencia cualquier plano, por lo general, la superficie del suelo, el nivel de la capa freática o la base del sistema radicular:

t|/„ > 0

El punto se halla a una elevación superior a la del estado de referencia, corres­ ponde a AZ > 0.

V|/g = 0

Estado de referencia Zx = Z,,.

0 \)/p = 0

En suelos no saturados, las lecturas de presión se realizan con un tensiómetro instalado «in situ». En suelos saturados, los valores del potencial de presión se calculan a partir de lecturas de piezómetro. Superficie de agua libre, no sometida a fuerzas debidas a una matriz.

A partir de las lecturas de tensiómetro, el potencial de presión puede dividirse en dos subcomponentes: % =V

+ v Pa

t|/pm = Potencial matricial, de uso muy generalizado, expresa la influencia de la matriz sólida. Es la energía por unidad de volumen de agua requerida para trans-

323

ferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua desde un estado de referencia con agua libre a un punto de la fase líquida, a la misma pre­ sión de referencia P0. Es negativo en suelos no saturados, mientras que por debajo del nivel freático es cero. \|/pa = Potencial neumático o de presión de aire, expresa la influencia de un exceso de presión de gas APa = Pa - P„, sobre una muestra de suelo con un determinado con­ tenido de humedad. En laboratorio es posible someter la muestra a aire a presión, y en campo esto ocurre en determinadas circunstancias. El potencial matricial tiene valores en un intervalo que va de 0 kPa (suelo satu­ rado de agua) hasta menos de -2 .0 0 0 kPa. Al expresar este potencial como carga hidráulica equivalente (Z), tal como se hacía ini­ cialmente, alcanzaba cifras de hasta -100.000 cm de columna de agua. Para evitar el empleo de números un tanto grandes y negativos Schofield (1935) propuso el concepto de pF. pF = -log (Z) de forma que: pF

Z(cm) - 102'6

VPm(k Pa) -3 3

2,6 4,2

- 1042

-1.500

La Soil Science Society of America (SSSA, 1979) considera obsoleto el concepto de pF, si bien algunos autores siguen utilizándolo en lugar del \|/pm, dado que resuelve los pro­ blemas de escala al representar los vypm. A partir de las lecturas de piezómetro es posible establecer otro subcomponente del potencial de presión: el potencial de presión hidrostática o de submersión. v|/pm. VP= siendo:i|rpm= 0 si i|ípm < 0 si

+ VPa + %"

q/pu > 0 vj/pu = 0

v)/pu expresa la presión de la columna deagua que tiene por encima el punto conside­ rado en un suelo saturado. Tomando como estado de referencia el nivel de la capa freática: % u = Pw (zx-

z0)

¥ PU= zx - zo

c.3)

N n r2 m

Potencial osmótico

La presencia de iones en solución en el agua del suelo alcanza valores im por­ tantes en algunas categorías de suelos 324

y

Tubo piezom étrico

tales como los Salids (S.S.S., 1999), Solonchaks (FAO, 1998), así como en las fases salinas de otras categorías de suelos. Las sales en solución hacen disminuir el potencial del agua a través de uno de sus componentes, el potencial osmótico. Los efectos del potencial osmótico se dejan sentir: — Si el agua queda separada por una membrana semipermeable: • Paredes celulares de los organismos (p.ej. raíces). Para que se pueda absorber agua se requiere que la presión osmótica en ei interior de las células sea superior a la del agua del suelo. • Se requiere mayor energía por parte de la planta para absorber agua, al tener que separar el agua de los iones hidratados. A partir de un determinado contenido de sales en el agua, la planta no puede absorber agua y se produce una sequía fisioló­ gica (Cap. 24). — Si existe una interfase que actúa a modo de membrana semipermeable: • Interfase agua-atmósfera. • Afecta a la evaporación del agua al hacer disminuir su tensión de vapor. Al poner en contacto, separados por una membrana semipermeable, dos compartimen­ tos, uno con agua pura (re = 0) y otro con una solución salina (7tx), se produce una transfe­ rencia de agua, en dirección al compartimento salino. Esta difusión (proceso de osmosis) tiene lugar para igualar el estado energético del agua a ambos lados de la membrana (maximizar la entropía): En el equilibrio la presión creada en el lado de la solu­ ción se denomina presión osmótica, 7i, y es igual y de signo contrario al potencial osmótico: Vo = tto -

Si se quisiese impedir la transfe­ rencia de agua, habría que aplicar una presión a la membrana semipermeable, igual a 7ix. De acuerdo con la ley de Van’t Hoff: 7tV = nRT V)/0 = —RTGs

ti = presión osmótica para cada especie iónica (Pa). V = volumen de la solución (m3). n = número moles. R = constante de los gases = 8,31 J mol-1 K'1 = 8,314 x 10~3 kPa m3 mol"1 K 1 T = temperatura absoluta, °K. Gs = concentración kilomolar de soluto (mol n r3). Difícil de determi­ nar en la práctica. 325

También se puede escribir: 0 = coeficiente de actividad. u = número de iones en la molécula. Al aumentar la concentración aumenta la presión osmótica y, en consecuencia, dismi­ nuye el potencial osmótico y con ello la disponibilidad de agua para las plantas.

Gs = £h)

Por convenio, el potencial osmótico del estado de referencia (agua pura) es cero. En los demás casos es negativo. La definición formal del potencial osm ótico (Bolt, 1976) es: Cantidad de trabajo por unidad de volumen de agua, que se debe realizar para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua pura y libre desde el estado de referencia (n = 0) al estado en que jt = 7tx, a igualdad de las demás condiciones. Este potencial se puede expresar en términos de presión osmótica, por lo que resulta accesible experimentalmente: (3)

Vw= volumen específico parcial del agua en el suelo.

En la práctica, en lugar de trabajar con presiones osmóticas, que resultan difí­ ciles de medir, se recurre a la conductividad eléctrica (CE) del agua del suelo, determinada a partir de un extracto obtenido añadiendo a una m uestra de suelo una cantidad determ inada de agua (Cap. 24). El aum ento de la presión osm ótica por disolución de una sal depende del tipo de sal.

Para cualquier solución de una sal en agua se cumple: CE = f(7t) \|/0 = -a C E

t|/0 en kPa y CE dS r r r 1 a 25° C

La constante a varía según la sal disuelta. Jackson (1958) propone los valores: a = 36 para NaCl, KC1 a = 30 para sales del tipo MX2 y M2X a = 28 para M gS04 Se suele tomar como valor 36 y como por lo general se dispone del valor de la conducti­ vidad eléctrica medida en un extracto de pasta saturada (CES), el valor del potencial osmótico que se obtenga corresponde al que encontraría una raíz en el suelo a saturación. De acuerdo con (1), (2) y (3) el potencial total del agua del suelo se puede expresar como:

326

La determinación de los tres parámetros Az, n, p basta para caracterizar el estado energético del agua en suelos de matriz rígida. Sus gradientes, junto con el potencial gravitacional, constituyen la base para la teoría del transporte de agua.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Comprobar experimentalmente que la presencia de sales disminuye la ten­ sión de vapor del agua. Colocar dos vasos, uno con agua pura y otro con agua con sal, bajo una campana hermética, a)

Medir la CE inicial en cada vaso.

b)

Comparar los niveles en ambos vasos al cabo de cierto tiempo.

c)

Justificar el proceso.

2. En un Aquent fase no salina, en un momento dado la capa freática se halla a 50 cm de profundidad, de forma que el agua del suelo en la zona no satu­ rada llega a equilibrarse con la capa freática. Calcular el valor de los compo­ nentes del potencial total, y el del potencial hidráulico.

Respuesta. 2.

c.4)

Se tomará como nivel de referencia el de la capa freática. cm

VP m

VP m

VP m

vP m

Vpm

0

-50

0

50

0

0

10

^10

0

40

0

0

20

-3 0

0

30

0

0

30

-2 0

0

20

0

0

40

-10

0

10

0

0

50

0

10

-10

0

0

60

0

20

-20

0

0

70

0

0

0

0

0

Potencial de presión en suelos expansibles

En suelos con arcillas expandibles (Cap. 7), tales como los Vertisoles (Caps. 5, 19 y 20), u otros suelos de características vérticas o en suelos que sufran una com327

pactación por el paso de maquinaria, la matriz sólida no es rígida. Los estados energéticos del agua del suelo no quedan suficientemente definidos con los com ­ ponentes del potencial total descritos hasta aquí. Al secarse el suelo, las partículas sólidas dejan de estar en íntimo contacto, por lo que una fuerza externa aplicada al suelo se transmitirá al agua e influirá en su estado energético. El término Vertisol (de vertere, revolver) indica cambios en la geometría del espacio de huecos al humectarse el suelo, que también puede verse afectadapor unavariación en la presión de aire. Con ello varía la curvatura del agua en la interfase(Jury et al. 1991). El concepto de potencial matricial es mucho menos útil en estos suelos, para los que se introducen dos nuevos componentes (Bolt, 1976): Suelo no saturado: V|/t = \|/g + \|/0 + q/pa +\|/pe + \)/pw Suelo saturado: y, = \|/g + vj/0 + vj/pu + y pe y pc = Potencial de presión envolvente o de cubierta. Es el incremento de q/p debido a la aplicación de una sobrecarga Pe a una muestra de suelo con un determinado contenido de humedad. Pc = Presión mecánica ejercida por el material suprayacente suelto, sobre el agua del suelo.

vppe = 0 en el caso de suelos de matriz rígida. v|ípw= potencial de humedad. Es el valor del potencial matricial en el caso en que la pre­ sión del aire sea cero, APa = 0, y la presión envolvente también lo sea, Pe = 0. Vj/pL'+ +V|ípw= potencial matricial en el caso de suelos expandibles.

c.5)

Potencial hidráulico

Teniendo en cuenta que el potencial osmótico no influye en el flujo de agua, se puede dejar de considerar a efectos de estudiar el movimiento. Ello lleva a introdu­ cir el concepto de potencial h id ráu lico definido como: Vh = V8 + VP \|/H= potencial hidráulico. t|/g = potencial gravitacional. \|/p = potencial de presión. Expresado por unidad de peso de suelo: H=z+h

328

H = potencial hidráulico (m). z = potencial gravitacional (m). h = potencial de presión (m).

en J kg“‘

Este potencial resulta útil para evaluar la dirección y magnitud de las fuerzas que provocan el movimiento del agua. La suma de los potenciales matricial y osmótico tiene interés en relación a la absorción de agua por las plantas. En árbo­ les muy altos adquiere importancia igualmente el potencial gravitacional.

Medida del potencial total y sus componentes

d)

Los distintos componentes del potencial total pueden medirse del siguiente modo: — Potencial gravitacional: por la distancia vertical al estado de referencia. — Potencial osmótico: en un extracto de solución del suelo midiendo la pre­ sión osmótica (rc), la concentración de sales (Cs) o la conductividad eléc­ trica (CE), estas últimas son medidas indirectas. — Potencial de presión: piezómetro tensiómetro sensores de material poroso. — Potencial matricial + osmótico: psicrómetro (medida indirecta). d. 1)

P iezóm etro: M ed idas e n s u e lo s sa tu ra d o s

Un piezómetro es un dispositivo para medir el potencial de presión hidrostática en pun­ tos situados por debajo del nivel de la capa freática. Está constituido por un tubo de unos pocos centímetros de diámetro, 2,56 cm, por ejemplo, abierto por ambos extremos o con un pequeño orificio taladrado al nivel del punto de observación. El diámetro del tubo debe ser suficientemente grande (2 a 3 cm) para que no haya efecto capilar y cualquier variación en el potencial de presión hidrostática sea equilibrado de forma inmediata. Para instalar un piezómetro en el suelo se hace a percusión, colocando una bola de acero en su extremo inferior biselado, de manera que evite la obturación por entrada de tie­ rra en el interior del tubo. Al llegar a la profundidad deseada se tira ligeramente del tubo de forma que la bola quede separada del orificio. Después de cierto tiempo el nivel del agua en el tubo se equilibra con la presión hidrostática a la profundidad de instalación.

Bola metálica para im pedir la obturación

Zo Instalación a percusión Suelo de m atriz rígida

Suelo expandióle con presión hidrostática diferente a la debida al nivel freático.

329

El extremo superior del piezómetro se halla a la presión atmosférica, P„, mientras que el inferior, si está situado por debajo del nivel freático, permite la entrada de agua sometida a una determinada presión hidrostática, en el caso de suelos no expandióles. El piezómetro mide:

% = Vpu + Vpe =

\|íp“ = potencial de presión hidrostática. Pw(Zx - Zo)

i|/pe = potencial de sobrecarga (en suelos no expandióles es nulo).

A veces se utiliza incorrectamente el término piezómetro para designar un tubo con per­ foraciones a distintos niveles, en este caso se trata de un pozo, con entrada de agua a distin­ tas profundidades, dispositivo que se utiliza para medir la profundidad del nivel freático.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Justificar por qué existe una diferencia de nivel del agua en un tubo piezométrico y en un tubo con perforaciones en toda su longitud, instalados ambos en un Haploxerert ácuico (Cap. 19), con el extremo inferior situado a 50 cm por debajo del nivel freático estable en el momento de la medida.

2.

Discutir cual será la relación entre las distancias de la lámina de agua en dos piezómetros cuyos extremos se hallan a 75 y 100 cm de la superficie del suelo. La capa freática establecida se halla a 50 cm de profundidad y el suelo es un Halaquept (Cap. 19).

3.

Al comparar las lecturas en dos piezómetros contiguos, cuyos respectivos extremos inferiores se hallan a 75 y 100 cm, se obtiene que la lámina de agua se halla a 60 y 70 cm, respectivamente.

d.2)

a)

Dibujar el diagrama de potencial (suponiendo que el suelo no contiene arcillas expandibles).

b)

Deducir el nivel y comportamiento del agua en el suelo.

Tensiómetro: Medidas en suelos no saturados

En zona no saturada el agua no entra en un piezóm etro. En estos casos el estado energético del agua del suelo se mide con un tensióm etro. C onsiste en una célula (cápsula cerám ica) de m aterial poroso, saturada de agua y en íntim o contacto con el suelo a la profundidad a la que se quiere realizar la m edida. La célula se halla colocada en el extrem o de un tubo totalm ente lleno de agua que por su otro extrem o está conectado a un m anóm etro de agua o de m ercurio, a un vacuóm etro o a un transductor de presión electrónico. El tubo tiene cierre her­ mético. Para realizar las m edidas se debe esperar a que se produzca la hum ecta­ ción de la parte exterior de la cápsula porosa y se alcance el equilibrio con el agua del suelo. Buchter et al. (1999) han estudiado la influencia de la tem peratura en las medi­ das con un tensióm etro, recom endándose tom ar las lecturas durante la noche. 330

En esquema un tensiómetro puede representarse:

_ .. , Tensióm etro con vacuóm etro

Tensióm etro de m anóm etro de mercurio

La cápsula porosa debe estar en íntimo contacto hidráulico con el suelo que la rodea para que las medidas sean correctas. En estas condiciones permanecerá prác­ ticamente saturada de agua, permitiendo la difusión de agua con sus solutos. El potencial osmótico dentro y fuera de la célula es el mismo, por lo que puede ser ignorado al analizar el proceso. Al salir agua se crea una depresión dentro del ten­ siómetro, que mide el manómetro o un vacuómetro. Llega un momento en que los potenciales dentro y fuera se igualan y dejará de salir agua:

V.s = Vgs + Vos + VpS* + Vp“

s = suelo en B

Vt¡ = Vgi + Vo¡ + Vp? + VP“

i = interior del tensiómetro en B

Al alcanzarse el equilibrio: V is

= V.i

siendo: \j/gs = \|/g¡

para tensiómetros de columna de poca longitud la diferencia entre ambos poten­ ciales es despreciable. Por ello se pueden considerar igual a la elevación z.

Vos = Voi ¡gual concentración, dado que la cápsula es porosa a los solutos. =0

no hay presión hidrostática (al no haber capa freática por encima de B).

V|/p'í' = 0 no hay interacciones con la matriz dentro del tensiómetro (al no haber más que agua). La condición de equilibrio es: V

P?

S =

V p U¡

s

331

El potencial matricial puede medirse de forma directa a partir del potencial de presión hidrostática en el interior del tensiómetro. En el punto A situado en la superficie de separación agua-mercurio y en el punto C, en el equilibrio se cumple:

Las variaciones de ZHg son más fáciles de medir que los cambios de \|/pu¡. Un tensiómetro instalado en el campo irá siguiendo los cambios en el potencial matricial, si bien con cierto retardo. El intervalo de trabajo del tensióm etro se extiende hasta -8 0 k P a (adecuado si se utiliza este equipo para determ inar el momento en que hay que regar). Por debajo de este valor entra aire disuelto en el agua a través de la cápsula porosa, se forman burbujas, y la columna de agua se rompe. Esto exige ir purgando los tensiómetros de cuando en cuando y verificar su normal funcionamiento. d.3)

Psicrómetro de termopar

En una posición determinada en el suelo a presión atmosférica, el agua se evaporará hasta que se alcance el equilibrio entre su potencial y el del vapor de agua en el aire circun­ dante. Tal evaporación depende de las fuerzas actuantes sobre el agua, derivadas de la matriz y de los iones en solución. La medida de la humedad relativa por medio de un psicrómetro de termopar permite conocer la suma del potencial matricial y el potencial osmótico:

hr =

■ 100 = exp ( — Pvs

(Edlefsen & Anderson, 1943).

' PwRT /

hr = humedad relativa. Pv = presión parcial de vapor de agua en el aire en equilibrio con el agua del suelo a la temperatura T.

332

Pvs = presión parcial de vapor de agua en aire saturado a la temperatura T. Mw = peso molecular del agua. Vw = VPm+ V» El psicrómetro se basa en la medida de la diferencia de temperatura en termómetros de bulbo húmedo y de bulbo seco que se ven influenciadas de distinto modo por la demanda evaporante de la atmósfera. Las medidas en el suelo requieren un instrumental extremada­ mente preciso. Los psicrómetros de termopar miniaturizados cumplen esta condición. Un termopar consiste en una unión doble de los metales desemejantes. Una unión va dentro de una cápsula porosa hueca que se instala en el suelo, de forma que el vapor de agua en la atmósfera que rodea al termopar esté en equilibrio a través de los poros con el agua del suelo. Por el efecto Peltier, esta unión actúa de bulbo húmedo, mientras que la otra unión, aislada, hace las veces de bulbo seco. Los termopares son fáciles de leer con equipos electrónicos, pudiendo medir pequeñas variaciones de humedad relativa con gran precisión. Las medidas con psicrómetro requieren calibración. El intervalo de trabajo de este equipo se extiende de -10 a -7000 kPa, si bien en suelos húmedos pierde precisión (Bruce y Luxmoore, 1986).

ESTUDIO DE CASOS Calcular la humedad relativa (hr) de una muestra de un horizonte cuyo agua se halla a un potencial de -1,2 MPa y a una temperatura de 18° C. Sabiendo que el peso molecular del agua Mw = 0,018 kg mol-1 y la constante de los gases R = 8,31 J k~1 mol-1.

Respuesta: En este caso será de aplicación la expresión deducida por Edlefsen & Anderson (1943) para el psicrómetro:

hr = exp

MwVm PwRT

= 0,9911

teniendo en cuenta que: 1 M Pa = 103 kPa 1 k Pa = 1 J kg-1

5.

Retención de agua en ei suelo

5.1. Curva característica de humedad El suelo es capaz de retener agua, de modo que el potencial matricial está rela­ cionado con el contenido de humedad, por medio de la fu n c ió n c a r a c te r ís tic a d e la h u m e d a d o función potencial matricial-contenido de agua: V)/pm = f (9). Una 333

curva característica de humedad es uno de los parámetros más importantes para estudiar el flujo de agua en el suelo. Es una función que depende de:

— Sentido en que tiene lugar el cambio en el contenido de agua (humectación o dese­ cación). — Velocidad de cambio. — Estabilidad en el tiempo de la estructura, así como tamaño, forma y conexión entre huecos. — Los cambios de volumen del suelo: expansión-retracción. — Condiciones en la interfase agua-aire. Esta relación no es unívoca, aspecto sobre el que se insistirá más adelante y se pone de manifiesto al obtener dos ramas de la curva por efecto de histéresis:

ESTUDIO DE CASOS Si se compara el contenido de humedad después de dos o tres días de una llu­ via o de un riego, se observará que es menor en un suelo de textura arenosa (un Psamment, p.ej.) que en otro de textura más fina, habiendo recibido ambos la misma cantidad de agua. Discutir tal circunstancia.

334

5.2.

Construcción de curvas características de humedad

La curva característica de humedad se puede construir a partir de medidas experimentales o de ecuaciones empíricas. Los equipos utilizados obligan a deter­ minar el contenido de humedad en equilibrio con cada uno de los sucesivos valo­ res del potencial matricial aplicado. En el campo se puede utilizar el tensiómetro, para potenciales matriciales altos, mientras que en laboratorio se recurre a placas de succión, equipo de placas de presión y al desecador de vacío, según los casos. A modo de síntesis, cada una de estas técnicas puede describirse como sigue: EN CAMPO Tensiómetro: V|/pm en un intervalo de 0 a -80 kPa. Requiere la medida en paralelo del contenido de agua por un método indirecto. Refleja el efecto de la estructura del suelo. EN LABORATORIO Placa de succión: Intervalo de trabajo de 0 a -100 kPa. Una muestra de suelo saturada de agua se coloca encima de una placa porosa (cerámica o de cristal fritado) de un embudo, algunas técnicas utiliz.an arena como base. El embudo se conecta por medio de un tubo flexible a un manómetro de columna de agua. En el momento inicial, el nivel del agua es Z = 0, cada vez que se baja el nivel del manómetro se crea una desorción en la placa porosa. Al cabo de cierto tiempo se alcanza una nueva situación de equilibrio. M uestra de suelo ¡nicialmente saturada de agua

0-

^

Escala

Z

Tubo flexible

2

Via = 0 (agua libre)

i|/lB = 1)/™ + pwgz en el equilibrio:

vpm= - pwgz

para cada Z se determina el correspondiente 0m. Siendo Z = B - A. 335

Se puede trabajar por sorción, para ello se deja equilibrar la muestra con un potencial bajo y posteriormente se va elevando la columna manométrica y determinando la 0m correspondiente. Este equipo se utiliza en horticultura para caracterizar el comportamiento hídrico de sustratos de cultivo y con muestras inalteradas de suelo. Equipo de placa de presión (Richards, 1965): Intervalo de trabajo de -10 a menos de -2000 kPa. Este dispositivo permite producir potenciales más bajos, pudiendo llegar hasta los -2000 kPa. Las muestras, inicialmente saturadas de agua, se dejan equilibrar con la presión creada por aire, t|/p. Transcurrido el tiempo de equilibrio, se despresuriza la cámara y se determina gravimétricamente la humedad, lo que permite determinar un punto de la curva. Para trabajar a potenciales menores, la placa cerámica debe susti­ tuirse por una lámina de acetato de celulosa. Por lo general, se trabaja con muestras tamizadas a 2 mm, si bien en determinados equipos se puede operar con muestras inal­ teradas.

M uestra inicialm ente saturada de agua Evacuación del agua

E ntrada de aire a presión M em brana de caucho

Placa porosa

A lam bre de herm etism o

P = P 0 + AP Anillo de gom a

0«

^

Placa porosa C ám ara de aire a P 0 M em brana de caucho

Detalle circulación del agua

en el equilibrio: i|rpm+ v|/pa = 0 v|/pa = AP para \|rpm= -AP,

336

x{/p' = -AP se determina 0m

Psicrómetro de termopar. Intervalo de trabajo de -500 a -2000 kPa. D e s e c a d o r d e v a c ío .

La humedad de una muestra de suelo colocada en un desecador de vacío se equilibrará con la humedad del aire en el interior. Si el desecador contiene una sal higroscópica, la humedad del aire vendrá controlada por la sal y puede ser extremadamente baja, siendo posible precalibrarla. Con CuS04 se puede conseguir un iypa = -3900 kPa a 20° C. El agua del suelo se evaporará hasta que se equilibre con esta humedad en el desecador y su vj/pm= -3900 kPa.

5.3.

Histéresis en las relaciones entre potencial matricial y contenido de agua

La curva característica de humedad no es unívoca. La curva obtenida partiendo de una muestra saturada de agua no coincide con la determinada a partir de una muestra seca: la función presenta dos ramas principales:

Para un mismo potencial de equilibrio se tendrá que: 0j (desorción) > 0¡ (sorción) Lo que equivale a decir que un m ism o contenido de hu­ medad 0j es retenido con ma­ yor energía si el suelo se está secando que si se está humec­ tando:

\j/j > \|/j (el signo es negativo).

Este comportamiento indica que existe un fenómeno de histéresis: la historia de la muestra influye sobre la situación final de equilibrio. Se ha observado que, partiendo de un determinado contenido de humedad, 0, según per­ tenezca a la rama de sorción o de desorción, el estado siguiente será distinto según se siga humectando o por el contrario se deseque: 337

Las ramas principales son las envolventes de una serie de puntos situados entre ellas, que corresponden a situaciones intermedias que definen curvas de paso en un proceso de barrido, característico de la redistribución de agua dentro de un suelo, según se halle parcialmente húmedo o parcialmente seco.

El efecto de histéresis es más pronunciado en suelos de textura gruesa a potenciales altos: los poros se vacían a potenciales mucho menores (succión más elevada) que a los que se llenan. Las causas de los fenómenos de histéresis son las siguientes:

Falta de uniformidad en la geom etría de los poros individuales, que se mani­ fiesta en el denominado efecto «botella de tinta».

Desorción

2

4

< -

338

Sorción

AP = —

r

controla el vaciado (desorción),

— Carácter compuesto del sistema de poros: Poros interagregados: condicionan la rehumectación. Poros intragregados: condicionan la desecación. La penetración de agua resulta más lenta en un horizonte arenoso que en uno de tex­ tura más fina. — Efecto del ángulo de contacto en las interfases: Meniscos que avanzan: ángulo de contacto y radio de curvatura mayores. Meniscos que retroceden: en la desorción el potencial matricial será menor que en la humectación. — Aire atrapado dentro de los agregados: Hace disminuir el contenido de agua en suelos recién humectados: no se alcanza un verdadero equilibrio. — Fenómenos de expansión retracción: En suelos expandióles varía la geometría del espacio de poros, de distinta manera según ia historia de la humectación. En sentido estricto no se trata de un fenómeno de histéresis, ya que hace cambiar la geometría del espacio de poros. La complejidad de los fenómenos de histéresis hace que corrientemente se trabaje úni­ camente con la curva de desorción que, por otra parte, es la que resulta más fácil de obtener con una cámara de placas de presión.

5.4.

Interpretación de curvas características

Las características de humedad varían de unos horizontes a otros, los principa­ les factores de control son: — Estructura: Espacio de poros: • A potenciales altos (0 a -100 kPa) la retención de agua se ve muy influenciada por la estructura (distribución de tamaño de poros), por lo que hay que trabajar con muestras inalteradas. • A potenciales bajos predominan las fuerzas de adhesión, por lo que influirá la superficie específica de las partículas y mucho menos la estructura. Se puede tra­ bajar con muestras tamizadas a 2 mm. Compactación: • Disminuye la porosidad total y, en especial, la proporción de los poros de mayor tamaño. — Textura: hace variar la forma de la curva.

339

Al estudiar curvas características de humedad cabe atender a su forma en sus distintos tramos:

es

Partiendo de una muestra saturada de agua, al aplicar una succión creciente, no se produce salida de agua hasta que se supera un determinado valor crítico, que varía según las caracte­ rísticas de la muestra (región de entrada de aire) y se puede definir empíricamente como:

Potencial hídrico de entrada de aire (i|/c): v Pm = Ve(Q/es)-b

0 = contenido de agua. 0S, = contenido de agua a saturación. b = pendiente de la curva.

para y pm< y e 0 = 0S para y pm> y ,

Resulta más nítida la entrada de aire en los suelos de textura más gruesa, al ser los poros de tamaño más uniforme. Al ir aumentando la succión, cada vez se irán vaciando poros de tamaño progresivamente menor y las partículas irán quedando recubiertas con envueltas de agua de cada vez menor espesor. El segundo tramo de la curva constituye la región capilar, en la que predominan las fuerzas de adhesión y de cohesión. En muestras de textura arenosa y en aquellas que posean predominantemente poros grandes, se requiere poco incremento de succión para extraer cantidades importantes de agua en este tramo. En él, la curva tiende a ser horizontal. 340

La parte de la curva característica correspondiente a potenciales matriciales altos resulta de interés en relación con las propiedades de drenaje del suelo. El tramo definido por los potenciales matriciales más bajos determina la disponibili­ dad de agua para las plantas. Si bien resulta imprescindible en muchos casos con­ siderar además el potencial osmótico.

5.5.

Capacidad de retención de agua disponible (CRAD)

Un concepto útil en determinadas aplicaciones, riego por gravedad, por ejemplo, es el de capacidad de retención de agua disponible para las plantas. Se basa en una clasifica­ ción biológica del agua del suelo que considera como disponible para las plantas el agua retenida entre dos situaciones, que algunos autores han considerado de «quasi-equilibrio»: la denominada capacidad de campo y el punto de marchitamiento permanente que fue­ ron introducidas por Briggs. La significación física de estos conceptos es dudosa. La capa­ cidad de campo no es un término preciso (Boersma et al., 1972) y se ha podido comprobar que el punto de marchitamiento permanente varía con la planta y con factores de medio (poder evaporante de la atmósfera, velocidad del viento, entre otros). — La capacidad de campo se define como: • El contenido de agua en el suelo después de 48 horas de un riego o de una lluvia abundante. Se supone que transcurrido este tiempo empieza un drenaje lento del agua contenida en el suelo. • Se trata en cierta medida del contenido máximo de agua que puede retener el suelo cuando la mayoría de la macroporosidad está ocupada por aire: • Por la dificultad de su medida de acuerdo con la definición, se suelen realizar esti­ maciones a partir del valor del contenido de agua que retiene una muestra de suelo en equilibro con una presión de 33 kPa, en un equipo de placas de presión. Esto puede conducir a grandes errores, ya que en condiciones de campo influyen las condiciones de drenaje del suelo. Por ello la «capacidad de campo» debe medirse «in situ». El proceso de drenaje puede representarse, del siguiente modo:

Tiem po de secado días

-*

341

— El punto de marchitamiento permanente se define como: • El contenido de agua por debajo del cual las plantas mesofíticas (en concreto el girasol enano) no son capaces de extraer agua del suelo. Viene a corrresponder al límite inferior del agua retenida por fuerzas capilares absorbible por las raíces. • Se estima como el contenido de agua que retiene una muestra de suelo equilibrada con una presión de 1500 kPa en un equipo de placas de presión. El valor de la CRAD tiene importancia en el suministro hídrico a las plantas, por lo que sigue siendo utilizado en trabajos dedicados al riego. Se define como:

CRAD = £(CC - PMP)¡ e¡ i

siendo

CC = capacidad de campo del horizonte i (m3 n r3). PMP = punto de marchitamiento permanente del horizonte i (m3 nrr3). e¡ = espesor del horizonte i (m).

ESTUDIO DE CASOS Con un equipo de placas de presión (placas Richards) se determina el conte­ nido máslco de agua de un suelo de perfil Ap (0-27 cm) y Bw (27 a 90 cm), en muestras no perturbadas, que han servido para terminar la densidad aparente. 1.

Determinar el volumen máximo de líquido que se puede aportar al suelo después de la estación seca, en el caso de que exista capa freática a 120 cm, de forma que el líquido no alcance de forma Inmediata la capa freática (drenaje en las primeras 48 horas). Ap

Bw

— D iá m e tro in te rio r de lo s c ilin d ro s m u e s tre a d o re s , m e d id o c o n un c a lib ra d o r.

6 ,7 8 cm

7 ,0 2 cm

— A ltu ra d e l cilin d ro .

3 .6 6 cm

3 ,6 4 cm

— P e so s e c o d e la m u e stra .

1 6 2 ,0 5 g

1 6 7 ,0 0 g

— C o n te n id o d e h u m e d a d a c a p a c id a d d e c a m p o

20,2

2 8 ,6 %

— C o n te n id o de h u m e d a d a 1 5 0 0 kPa.

9 ,8 %

1 3 ,7%

Datos:

2.

Indicar si el potencial osmótico tiene influencia sobre la «capacidad de campo» y sobre el «coeficiente de marchitamiento».

Respuesta 1.

Volumen máximo de líquido, a)

Densidades aparentes:

Ap M

342

pb _ _^s_ _ H

V,

1

1.62^05 g 132,07 cm3

= 122y k m_3 M

->

Bw

ph = 1.186 kg m 3

b) Contenidos volumétricos de agua. Ap

0VCC= 6m

= 24,78 %

ev,5oo = 12,02%

Pw

Bw

0VCC= 33,91%

0vt5OO= 16,25%

c) Capacidad de retención de agua disponible de cada horizonte: Ap Bw d)

« m3 agua . ^ m 2 suelo CRAD = 0VCC- 0,500 — , 6, e m suelo-------- — n r suelo 1 ha

. . . _. , , , = 344,5 m3 ha

CRAD = 938 m3 ha' 1 Capacidad de retención de agua disponible hasta 90 cm.

CRAD = Z(CRAD); = 1282,5 m3 ha' 1 i De este modo quedará una franja de protección de 30 cm a la capa freática, si se dis­ tribuye un volumen de líquido de unos 1.300 m3 ha 2. La «capacidad de campo» no se ve influenciada por la salinidad, dado que no depende del uso de agua por la planta. El «punto de marchitamiento» y el agua dis­ ponible sí se ven afectados por la salinidad, al estar influenciados por la absorción de agua por la planta.

Para una primera aproximación, si no se dispone de más análisis que la textura, se pue­ den utilizar valores medios para el equivalente de humedad (numéricamente igual a la capacidad de campo). El contenido de humedad a -33 kPa se puede estimar a partir de la expresión propuesta por Gardner, según la textura. Para evitar graves errores debería procederse a una calibración.

■4

Arena

Eqh = 0,555 Ac + 0,187 L + 0,027 Ar

Según G ardner (USBR. 1964)

343

ESTUDIO DE CASOS Estudiar la forma de las curvas características en los siguientes supuestos: (1) horizonte C (20-60) de un Xeropsamment. (2) horizonte Bss (60-100 cm) de un Xerert. (3) horizonte Ap (0-27 cm) de un Xerochrept (SSS, 1996), con CES = 4 d S n r1 a 25° C. Contenido de agua (%) 0

10

20

30

40

50

60 0

Discutir o determinar los siguientes aspectos: 1.

Comportamiento del agua después de un riego en (1) y (2).

2.

Suponiendo un perfil en el que el material arenso estuviese superpuesto a un horizonte arcilloso, indicar cual será el modelo de circulación del agua según que la secuencia fuese arenoso-arciiloso o bien arcilloso-arenoso.

3.

Capacidad de almacenamiento de agua para las plantas (CRAD) en los horizontes C y Bss.

4.

La porosidad del horizonte C y del Bss.

5.

La densidad aparente de cada horizonte, pb = 2650 kg n r 3.

6.

La densidad aparente de los horizontes C y Bss en el campo, suponiendo que se hallan a un potencial matricial de -2 0 0 kPa.

7.

Aplicando el modelo capilar, y en la hipótesis de poros cilindricos unifor­ mes, calcular para el horizonte Bss el diámetro de aquellos que se están vaciando al aplicar una succión de 20 kPa. Justificar si sería el mismo en el caso de que el suelo se estuviese humectando.

8.

Justificar la forma que presentaría la curva obtenida antes y después de compactar con el paso de maquinaria el horizonte Ap del Xerochrept (3).

9.

La CRAD del horizonte C y del Bss referida a una hectárea de terreno.

344

Los valores de la CRAD para suelos con régimen de humedad xérico o arídico pueden interpretarse de acuerdo con los siguientes criterios: CRAD en 150 cm

Criterios de interpretación (USD A, 1983)

250

muy baja baja moderada alta muy alta

ESTUDIO DE CASOS Los agricultores de una comarca cuyo clima corresponde a la banda más seca del semiárido, consideran que los suelos formados a partir de una arenisca son más «frescos» (presentan mayor cantidad de agua disponible para las plantas), que los que proceden de una calcilutina (Cap. 7). Discutir: 1.

Qué fundamento puede tener tal afirmación.

2.

Cuál será la situación en el caso en que tales suelos sean transformados en regadío.

3.

Cuál de ellos contendrá mayor cantidad de agua a los tres días del riego.

Respuestas 1.

Comparar las curvas características de humedad teóricas de uno y otro suelo, para un aporte escaso de agua. Se observa que para una misma cantidad de agua infiltrada, en el suelo arenoso habrá más agua disponible para las plantas que en el franco-limoso.

2.

La situación se invierte, ya que con agua abundante el condicionante es la capacidad de retención de agua disponible (CRAD).

3.

El suelo formado a partir de las calcilutitas por su mayor CRAD.

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Bolt, G. H. (Chairman): Soilphysics terminology. Bull. ISSS. 49:26-36. 1976. Hanks, R. J.: Applied Soil Physics. Springer-Verlag, 176 pp. Berlín, 1992. Hillel, D.: Environmental Soil Physics. Academic Press, 771 pp. San Diego, 1998. Marshall, T. J.; Holmes, J. W., y Rose, C. W.: Soil Physics. Cambridge University Press. 453 pp. Cambridge, 1999. 345

6.2.

Bibliografía de referencia

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347

_______________ 13 Propiedades hidrológicas del suelo: movimiento del agua

1.

El suelo como medio poroso

El suelo puede dejar pasar agua a su través dado que se trata de un medio poroso, con un sistema de poros interconectados. En campo, raramente se dan unas condiciones de equilibrio termodinámico en el sistema suelo-agua. El movi­ miento del agua en forma líquida, en muchos casos, puede explicarse como resul­ tado de diferencias de potencial hidráulico entre distintos puntos. Los procesos implicados en el movimiento del agua son el de entrada en el suelo (infiltración, entradas laterales o ascenso a partir de una capa freática); la redistribución entre distintos puntos (transferencia y acumulación); la absorción por parte de las plantas; y la evaporación. El estudio del movimiento del agua en el suelo puede abordarse desde distintos enfoques:

— Estudio de la geom etría del espacio de poros: Enfoque descriptivo con algunas determinaciones semicuantitativas. Permite explicar los procesos de transferencia por medio del estudio de la geome­ tría de los poros en muestras relativamente inalteradas. De interés para interpretar situaciones reales de campo: por ejemplo la ineficacia de sistemas de drenaje. Las técnicas de estudio utilizadas son la macromorfología, micromorfología, submicroscopía y análisis de imagen (Cap. 4). — Estudio del flujo laminar de agua en tubos capilares: El enfoque microscópico del flujo de agua se basa en el estudio de la dinámica de la circulación en los microconductos, que se asocian a tubos cilindricos de tipo capilar. Este planteamiento permite una mejor comprensión de los procesos de transfe­ rencia, frente a un enfoque macroscópico.

349

El caudal que fluye a través de un tubo cilindrico de tipo capilar es proporcional a la cuarta potencia del radio del tubo y a la pérdida de carga de la presión hidrostá­ tica por unidad de longitud. Esta relación se conoce como ley de Poiseuille: Q=-

K R4AP ^ L T|

O bien

„ n R4 dPh O = ------------— 8 Ti dx

Q = caudal R = radio AP = pérdida de presión hidrostática L = longitud del tubo T| = viscosidad dinámica dPh .. . ... — = gradiente de presión hidrostática dx F

Esta expresión es válida para flujo laminar en tubos capilares en una matriz rígida, lo que implica velocidades de flujo muy lentas y que la geometría de los poros no varíe durante el proceso de transferencia. El suelo difiere de un sistema de poros capilares (por ejemplo, la tortuosidad, cambios de diámetro, etc.), por lo que no es posible extrapolar los resultados de la escala microscópica a lo que realmente ocurre en el suelo a escala global. Sin embargo, este enfoque tiene interés para explicar aspectos importantes, tales como el avance o el retardo del flujo de contaminantes, el efecto de la compactación sobre la infiltración o la permeabilidad, entre otros. — Estudio del movimiento del agua por medio de ecuaciones de flujo m acros­ cópico. El enfoque macroscópico se basa en el estudio cuantitativo global del proceso de transferencia, desde un punto de vista determmístico. Las ecuaciones de flujo de agua se han deducido asumiendo que el suelo tiene una matriz sólida continua, y que el agua ocupa posos en un suelo saturado, mien­ tras que en un suelo no saturado forma películas en las paredes de los poros y ocupa los más pequeños. Este enfoque permite abordar los problemas de diseño y cálculo para proyectos de riego y de drenaje y, en general, los problemas de trans­ ferencia de agua en el suelo, por lo que tiene gran utilidad. No obstante, no habrá que olvidar que describe de una manera inadecuada el flujo de agua a través de huecos, tales como grandes grietas, canales de lombrices o de raíces y en general los macroporos, cuyo comportamiento frente al agua difiere considerablemente del de la matriz rígida circundante.

En el presente capítulo se estudia el movimiento del agua en el suelo com o sis­ tema poroso, por medio de las ecuaciones de flujo macroscópico. Como hipótesis se supone que el agua es pura, y que la transferencia tiene lugar en condiciones isotermas. El flujo real en los suelos afecta a un agua con solutos, por lo que resulta más com plejo, al tener que considerar la difusión de iones entre distintos puntos del fluido y los fenómenos de adsorción, y las condiciones pueden no ser isotermas. 350

2.

Flujo de agua en el suelo

En un sistema en equilibrio, el potencial hidráulico del agua tiene el mismo valor en todos sus puntos. En los demás casos habrá procesos de transferencia de agua que pueden tener lugar como:

— Flujo saturado: El espacio poroso está lleno de agua. Es el flujo en los suelos con capa freática cir­ culante, lo que puede permitir una alimentación de las plantas a partir de este agua. Si el flujo fuese muy lento y no hubiera suficiente renovación de oxígeno podrían generarse condiciones de hidromorfismo, anaerobiosis por un mal drenaje. Siendo el potencial hidráulico '1JH= f (x, y, z, t) en este caso A'f',, * 0 0 = 9S, lo que implica que el potencial matricial 4*™= 0 — Flujo en suelo no saturado: 0S< 4*™< 0 Este tipo de flujo es el más corriente en suelos que se humectan o que se secan. Resulta más difícil de describir que el flujo saturado. El mecanismo de transferencia de agua varía según que el suelo esté: • Relativamente seco: adquiere importancia la transferencia en forma de flujo de vapor, con una gran influencia de los gradientes térmicos. • Relativamente húmedo: flujo capilar en cualquier dirección. En un suelo no saturado el aire puede existir en forma discreta, tal como burbujas (sistema cerrado) o bien de forma continua, en canales y galerías (sistema abierto); en lo que sigue se toma en consideración este segundo supuesto.

El estudio experimental del flujo de agua en un medio poroso, realizado por Darcy en 1856, haciendo pasar agua a través de una columna de arena llevó a este ingeniero francés a deducir una importante ley, que lleva su nombre y está basada en la ecuación general de flujo. Fue deducida de nuevo cincuenta años después por Buckingham (1907), si bien en este caso con una base termodinámica, lo que ha permitido darle una mucho mayor genera­ lidad. La ley que describe el flujo del agua en condiciones de régimen saturado se deno­ mina ley de Darcy, mientras que la del flujo en suelo no saturado se conoce como ley de Buckingham-Darcy.

A escala de los poros, el flujo del agua del suelo a nivel microscópico viene dificultado por la tortuosidad (T) de la trayectoria ( 1) seguida por el agua, cuya velocidad variará de un punto a otro y que describen las ecuaciones de Stokes-Navier. La tortuosidad de la trayec­ toria entre partículas se puede expresar por medio de la relación: 351

1 = distancia real L = distancia en línea recta

L

a L

L= I

L< I

Las características de la circulación del agua en un medio poroso pueden establecerse a partir del valor del núm ero de Reynolds, que relaciona las fuerzas debidas a la viscosidad y las fuerzas inerciales, permitiendo evaluar la turbulencia del fluido. Se define como:

Re = número de Reynolds v = velocidad media del fluido d = diámetro efectivo medio de los poros pw= densidad del fluido T|w = viscosidad dinámica del fluido

Cuando el agua circula por huecos tales como fisuras estructurales, galerías de gusanos o macroporos en arenas gruesas y gravas, el flujo es turbulento y el número de Reynolds toma valores superiores a la unidad.

2.1. a)

Régimen saturado

Ley de Darcy

Darcy puso de manifiesto experimentalmente que la descarga de agua es direc­ tamente proporcional a la sección transversal de la colum na y a la diferencia de carga o potencial hidráulico, e inversam ente proporcional a la longitud de la columna. El dispositivo utilizado por Darcy consistía en un cilindro lleno de arena, por el que hacía circular agua en régimen saturado: 352

— La relación empírica establecida por Darcy es: TI

L_I

A ID

Q = - K —2-j-— - A = - K—

A

Ley de Darcy

Donde Q = caudal, fL3 T-1] A = sección transversal de la columna, [L2] T m= H = potencial hidráulico, medido con un manómetro de columna AT,, = diferencia de potencial hidráulico L = longitud de la columna, [L] Describe el flujo macroscópico uniforme del agua a bajas velocidades en un medio poroso, con un valor del número de Reynolds inferior a la unidad.

L

11- = gradiente hidráulico. En condiciones de flujo saturado es igual a la unidad. K = conductividad hidráulica del material poroso (coeficiente de transporte) en condiciones de flujo saturado. A veces se representa como Ks.

La ecuación de dimensiones de K es: [L3T->] - [K J [L2]

[K J = [L T 1]

corresponde a una velocidad y se suele expresar en cm h ', m día-1. Por convenio se puede considerar que el flujo de agua ascendente es positivo (p.ej. eva­ poración), mientras que el flujo de agua descendente (p.ej. drenaje) es negativo (Jury et al., 1991). La ley de Darcy puede expresarse en forma de flujo (Jw): Jw = Q/A 353

ESTUDIO DE CASOS 1.

Discutir la distinta significación del potencial hidráulico al expresarlo como T H 0 como H.

2.

El flujo de agua se denomina estacionario si el caudal o volumen de agua que pasa por una sección determinada en la unidad de tiempo permanece constante. Expresar esta condición matemáticamente.

Respuestas 1.

Th y H son equivalentes, corresponden a expresiones del mismo potencial en distintas unidades:

T h se expresa por unidad de masa: J kg-1, o de volumen J nrr3 H = h + z se expresa por unidad de peso h = Potencial de presión, [L], en metros z = potencial gravitacional, [L], en metros H en metros: JN~1 = m 2.

b)

3T/3t = 0

d0/dt = O

Conductividad hidráulica

Por su importancia, tanto teórica com o práctica, la conductividad hidráulica debe estudiarse con detalle. En relación a ella cabe destacar que:

• Es el factor de proporcionalidad de la ley de Darcy aplicada al flujo viscoso de agua en el suelo, por unidad de gradiente hidráulico. • Expresa la capacidad de un medio poroso (suelo) para transmitir agua. La resistencia del suelo al flujo de agua es debida a las fuerzas entre las moléculas del líquido y entre éste y las paredes de los poros. • A igualdad de las demás condiciones, cuanto mayor es la tortuosidad del sistema de poros, menor es la conductividad hidráulica. • Es función, entre otros factores, del contenido de agua y por ello del potencial matricial: conductividad hidráulica no saturada: K = K (9)

Si 9 = 05

K = f(0s) = Ks conductividad hidráulica saturada

0 = f(T pm) luego K = f(Tp') • En condiciones de flujo saturado y condiciones isotermas es constante con el tiempo, si no hay cambios en la estructura del suelo.

354

• En suelos homogéneos es constante con la posición. • Depende de la viscosidad del agua. Su valor aumenta aproximadamente un 3 % por cada grado que asciende la temperatura (Youngs,I991). • La medida de la conductividad hidráulica a distintas profundidades en un suelo per­ mite poner de manifiesto diferencias en la capacidad de transmisión de agua por parte de los distintos horizontes debido a la heterogeneidad del suelo (anisotropía en sen­ tido vertical). Es un parámetro espacial y temporalmente variable en un suelo (Warrick y Nielsen,1980). • Se ve fácilmente alterada por cambios estructurales debidos a procesos naturales o a actividades de manejo. • En proyectos de drenaje agrícola, para resolver problemas medioambientales o de ingeniería relacionados con el movimiento del agua, los cálculos hidráulicos se basan en los valores de la conductividad hidráulica saturada.

c)

Forma diferencial de la ley de Darcy

La generalización de la ley de Darcy a tres dimensiones permite el estudio de flujos tridimensionales.

En un medio uniforme: Q = -K A d'f'n/dx

qs = Q/A - - K d T H/ds

s = dirección del flujo qs = densidad de flujo

La densidad de flujo de agua que se mueve en una determinada dirección es la cantidad de agua que pasa a través de un plano perpendicular a la dirección considerada, durante un intervalo de tiempo, por unidad de superficie y de tiempo, en condiciones isotermas. El flujo expresa el volumen por unidad de tiempo y de superficie (m3 n r 2 s_l equivalente a m s '1). Considerando el flujo tridimensional: qx = -K x dHV^x

qy = -K y dHVdy

qz = -K 7 d'V^dz

que se puede abreviar escribiendo: qs= -K s a ^ y a s Expresado de forma vectorial:

q*=-[kxanyaxi +Kyany^yj +kzanyazk] En un medio homogéneo: q* = -K V T „

Ley de Darcy generalizada a tres dimensiones. VM'h = gradiente del potencial hidráulico

355

d)

Conductividad hidráulica equivalente

En la ley de Darcy se ha supuesto que el medio era uniforme y rígido y el flujo satu­ rado, con lo que la conductividad hidráulica no varía con la posición ni con el tiempo. En los suelos los cambios en las direcciones (x, y) suelen ser suficientemente graduales para que la hipótesis Kx= KY sea generalmente cierta para distancias no demasiado gran­ des. La existencia de horizontes de características hidrológicas muy distintas explica la posibilidad de cambios bruscos en sentido vertical. La v ariab ilid ad espacial de los suelos lleva a in tro d u cir el concepto de conductividad hidráulica equivalente, definida como: Valor de K que da origen al flujo medido bajo las mismas condiciones que si el suelo fuese uniforme. Depende de las condiciones del contorno. La calidad de las predicciones del flujo de agua en suelos no uniformes depen­ derá de la significación que tenga la medida de la conductividad hidráulica equivalente (Youngs, 1991).

Referir las medidas de la conductividad hidráulica a cada unidad cartográfica de suelos de una zona a escala detallada resulta algo obligado para mejorar las predicciones. Al ser menor la variabilidad espacial dentro de cada unidad cartográfica, las medidas de K tendrán mayor significación. Ello es así porque los métodos usuales de medida de la conductividad hidráulica se basan en el supuesto de que el suelo es uniforme. Aún así existe una gran variabilidad dentro de muchas unidades cartográficas.

e)

Permeabilidad intrínseca

La conductividad hidráulica depende de las características del suelo, así como de las del fluido. En aquellos casos en que se requiera separar la influencia de la viscosidad del líquido de la conductividad del medio o ver los cambios de estructura al hacer circular dis­ tintos fluidos (por ejemplo aire o agua), se introduce el concepto de permeabilidad intrín­ seca que expresa el poder de resistencia a la circulación que presenta el suelo frente a cual­ quier fluido. Es una propiedad intrínseca de un medio poroso estable:

Expresa la resistencia que ofrece el suelo al flujo de un fluido: K¡ = permeabilidad intrínseca [L2] q w= viscosidad dinámica [ML~'T“'] K = Ki • f Ki = r |wK/pwg K = conductividad del fluido [LT'J pw= densidad del fluido [ML 3] f_Pwg g = aceleración de la gravedad [LT'2] flw f = fluidez [L~' T 1]

356

f)

Limitaciones de la ley de Darcy La ley de Darcy se basa en las siguientes hipótesis que restringen su aplicación:

— Fue establecida a partir de experimentos con material poroso uniforme, lo que se presupone en los métodos de medida de la conductividad hidráulica. Al suponer el medio isótropo se está considerando que se cumple: K = Kx = Ky = K, s = dirección considerada 0K/3s = 0 — Parte de la base que el suelo no se expansiona ni se contrae con la humectacióndesecación, ni se modifica el espacio de poros (estructura), lo que implica que la conductividad hidráulica no varia con el tiempo: 3K/3t = 0 — El agua del suelo es: • Homogénea. • Incompresible — La transferencia tiene lugar en condiciones isotermas: • No hay variaciones de viscosidad ni de densidad en el agua, ni hay gradientes térmicos. — Existe proporcionalidad entre la velocidad y el gradiente de potencial. Al ser bajas las velocidades: • Se puede despreciar la energía cinética. • El régimen de flujo es laminar, formado por capas fluidas superpuestas y parale­ las: las fuerzas de inercia son despreciables frente a la viscosidad. Esta situación es la que suele darse en condiciones de campo. • El valor del número de Reynolds (Re) que debe ser inferior a la unidad, para que se cumpla la ley de Darcy:

Intervalo de valided de la ley de Darcy

Con velocidades muy bajas, caso de suelos arcillosos y gradientes de potencial bajos, no se induce flujo o éste es menos que proporcional al gradiente. El agua deja de compor­ tarse como un líquido newtoniano.

357

A pesar de estas limitaciones, la validez general de la Ley de Darcy ha sido confirmada y su uso es habitual en el estudio del m ovimiento de la capa freática, así como de filtraciones (seepage) y similares. La conductividad hidráulica pre­ senta una variabilidad espacial grande, y para que los valores tengan validez deben realizarse en las distintas unidades de suelos, con repeticiones. Interesa conocer la heterogeneidad que pueda existir en el terreno a que afecte el flujo. Las medidas deben realizarse a una escala considerablem ente grande. Con fines hidrológicos, los flujos de agua se estudian a escala de campo y a escala regional a nivel de cuenca de drenaje.

2.2.

Régimen no saturado

La zona no saturada adquiere una gran importancia, ya que la mayor parte de los procesos de transferencia de agua en los suelos tienen lugar en régimen no saturado. En régimen no saturado el volumen de poros está sólo parcialmente lleno de agua. Dado que el transporte de agua se ve influenciado por la pérdida de continuidad de poros con agua, la conductividad hidráulica deja de ser constante en régimen no saturado, pasa a depender del potencial matricial y será menor que en régimen saturado. De acuerdo con la ley de Poiseuille, el caudal que fluye es proporcional a la cuarta potencia del radio, por lo que los poros de mayor tamaño llenos de agua son los que más contribuirán al flujo. Al ser estos los que primero se vacían al pasar de estado saturado a no saturado, la conductividad hidráulica disminuirá muy deprisa con el contenido de agua.

Ley de Buckingham-Darcy

a)

Buckingham demostró que la ecuación de Darcy también se cumple cuando el suelo no está saturado. La densidad de flujo se expresa en este caso como: q = -K (0) a n y a s

K(9) = conductividad hidráulica no saturada 4*,, = potencia] hidráulico s = dirección considerada V4' I1 = gradiente hidráulico en la dirección del flujo

^ = -K(9)

vt„

Ley de Buckingham-Darcy

Esta ley generaliza el flujo a condiciones de régimen no saturado.

b)

Conductividad hidráulica no saturada

En la zona no saturada la conductividad hidráulica varía no sólo de un suelo a otro, sino que para un mismo suelo es función del contenido de agua. La medida de la conducti­ vidad hidráulica no saturada resulta mucho más difícil de medir con precisión que la satu­ rada, y no existe un método cuya validez sea general para todos los suelos y circunstancias (Dirksen, 1991). 358

Expresando el potencial hidráulico como: H=h+z

en m

La ley de Buckingham-Darcy para flujo en la dirección Z permite escribir: q = densidad de flujo deagua, m3 m2s_l q* = -K(0) dH/dz = -K(9) dh/dz - K(0) h = potencial de presión, que en flujo no saturado corresponde a un potencial negativo, el potencial matricial. La relación existente entre 0 y h hace que K sea una función de h y que, por consi­ guiente, presente histéresis, al igual que la función 0(h), si bien para muchos problemas se suele considerar que el fenómeno de histéresis es despreciable. Las medidas directas de K(9) son difíciles y consumen tiempo (Klute y Dirksen, 1986), por lo que a menudo se estima a partir de ecuaciones empíricas que utilizan la conducti­ vidad hidráulica saturada: Gardner (1958):

K(0)

=

K, exp (a ¥ H)

Gardner y Mayhugh (1958):

K(0)

=

Ks exp [a (T H- 4^)]

a [L~'] = coeficiente empírico relacionado con la textura; frecuentemente 0.01 < a < 0.1 cm 1 *Eh [L] = potencial hidráulico del agua en el suelo 4*A [L] = potencial hidráulico en el punto de entrada de aire; si la matriz del suelo está saturada de agua 4*A- 0 Brooks y Corey (1964):

K (0)/Ks = |4/A/xEH]m

m = coeficiente que depende de la distribución del tamaño de los poros; frecuentemente 3 < m < 11

c)

Difusividad hidráulica

Para resolver más fácilmente la ecuación en derivadas parciales de un flujo en estado no estacionario en un suelo no saturado suele ser conveniente introducir una variable deno­ minada difusividad hidráulica del suelo, definida como:

D = difusividad hidráulica [L2T~'] D = D(0) = K(0)

11

K = conductividad hidráulica [LT"1] T h = potencial hidráulico 0 = contenido de humedad [L3 L~3]

En este caso la densidad de flujo de agua puede expresarse como: a_ d'P» _ Kf0i 34^ x 30 _ n „ 30 q - “ K(0) " ~K(0) “ a F "3s"- “D(0) ”3¡~

359

de donde: AA q = -D(0) -z— = -D(0) V0 ds

Ley de Fick

Esta expresión resulta más fácil de tratar, al ser función de las variaciones del contenido de agua, sin embargo, sólo puede aplicarse a un número mucho más reducido de situa­ ciones. D(0) sólo se ha definido matemáticamente y su valor varía según se trate de un proceso de secado o de humectación.

d)

Sortividad (Philip, 1957)

La sortividad (Kutílek y Nielsen, 1994) expresa la capacidad de un suelo para absor­ ber agua cuando el flujo tiene lugar bajo el efecto de un gradiente de potencial de presión únicamente. Es una propiedad más fácil de medir que K(0) y D(0), con las cuales está rela­ cionada (Dirksen, 1975). La cantidad de agua absorbida es función de la sortividad:

I = cantidad acumulada de agua absorbida, (L3L 2) I = S (0|,0n) VI"

0O= contenido inicial de agua 0, = contenido de agua después de un intervalo de tiempo t S = sortividad, que es función de los contenidos de agua inicial y final [LT-|/2j

Para estimar S se han propuesto diversas formas, revisadas por Parlange (1975) y que la expresa por: S2= f (1 + 0) D d0 Jo que es la expresión más precisa cuando D varía rápidamente con el contenido de humedad 0 (Lockington y et ai, 1988).

3.

Ecuaciones del flujo de agua

3.1. Ecuación de continuidad Los procesos de humectación y de desecación en el suelo tienen lugar de forma que el contenido de agua 9 y el potencial m atricial son función del punto y momento considerados: 9 = 0 (x, y, z, t) 4 7 = 4* (x, y, z, t) Se trata de flujos en estado no estacionario, cuya descripción requiere el correspondiente desarrollo matemático para llegar a establecer la ecuación de continuidad o de conservación. 360

El principio de conservación de la materia permite afirmar que: El agua que entra en un volumen de suelo es igual a la que sale, más la variación de la que se almacena durante el mismo intervalo. Se expresa por medio de la ecuación de continuidad. Para describir el flujo en régimen no permanente o transitorio se considerará un elemento diferencial de volumen: dV = dx dy dz

Siendo: dV = elemento de volumen de suelo dV = dx dy dz dQx = cantidad de agua que entra en el elemento de volumen en la dirección del eje x en dt qx = densidad de flujo: cantidad de agua transferida a través de la superficie, por uni­ dad de área y de tiempo en condiciones isotermas [LT^1] La cantidad de agua que entra por la cara considerada es: dQx= qx dy dz dt La cantidad de agua que sale por la capa opuesta es: dQvKix = qx+dx dy dz dt El total acumulado es: dQxi

= dQ x -

dQx+jx

= (qx - qx+dx) dy dz dt

La función qx+_ 3x dx+-^9*_ dx2

2¡

+ ...

361

Despreciando los infinitésimos de orden igual o superior a 2, se tendrá: dQxl = —

dx ¿y dz dt

dx

Análogamente dQv, = 3

dy

dx dy dz dt

dq,. dx dy dz dt dz

dQZi =■

Por tanto, para un flujo de agua tridimensional: dflx

dQi = d Q xl + d Q yl + dQzl =

j . _dqv_ + dqz

dx

dy

dx dy dz dt

dz

Por el principio de continuidad, el total acumulado debe ser igual a la variación del con­ tenido de agua en relación al tiempo: 0 = 0 (x, y, z, t) d0 dx dy dz dt = dt d0

ir

dqx dx

dx

dqv dy

dy

dx dy dz dt

dz

dqz dz

Ecuación de continuidad

que se puede escribir en la forma:

= -div q*

3.2. Ecuación general del flujo Se trata en primer lugar el flujo en régimen no saturado y, como caso particular, el flujo saturado en régimen estacionario.

Régimen no saturado: Ecuación de Richards

a)

Substituyendo la ley de Darcy en la ecuación de continuidad se obtiene:

dt

_d_ dx L

k

dx

1

d dy L y d X dy2

_d0_ dt donde: T H= T™ + Vg

= potencial hidráulico

362

+ K,

dy

J

dz2

d dz

K

1 I 9ro

30

dz

Ecuación de Richards

4*™= potencial matricial T g = potencial gravitacional 0 y 4*p están relacionados por la curva característica de humedad K = K(0) por tratarse de un suelo no saturado

El tratamiento matemático y experimental clásico de este tipo de ecuaciones de flujo no saturado se facilitaba transformando las expresiones semejantes a las de difusión y conduc­ ción de calor, para las que se han desarrollado soluciones matemáticas. Para ello resulta útil expresarlas en función de la difusividad:

qx = - K(0) 4 ^ - = - K(0) 3x qy = -D (0)

30

3x

= -D (0 )

36 3x

30 3y

qz = —D(0) — ------K(0) 3z Sustituyendo en la ecuación de continuidad: 920 , 320 . 320 1 . 3K(0) + -------+ -------- + — - —— 3x2 3y2 3z2 J 3z

90

=D(0)

^ 3t

= D(0) V20 + _dK(9) 3z

3t

Vz = operador lapciano

Ecuación general del flujo no saturado

Estas ecuaciones son válidas para suelos de matriz rígida, dejando de serlo para aque­ llos que contienen arcillas expandibles en los que el movimiento del agua respecto a un sis­ tema de coordenadas fijo se ve afectado por el cambio de volumen y de geometría de poros durante la humectación. Estos suelos requieren un tratamiento matemático específico (Yong & Warketin, 1975). La utilización de métodos de cálculo numérico se ha generalizado a partir de los años 80 para el análisis de los procesos de flujo de agua en el suelo (Cap. IS).

b)

Régimen saturado: Ecuación de Laplace

Un caso particular de la ecuación de Richards es el de flujo en suelo saturado, en régi­ men estacionario: 363

3t

luego:

Ecuación de Laplace En un medio isótropo Kx = Ky = Kz = K, la ecuación se puede expresar utilizando el operador laplaciano, V2: V2 4 ^ = 0 Para resolver la ecuación de Richards o la de Laplace deben fijarse las condiciones ini­ ciales y de contorno aplicables en cada caso y utilizar métodos de cálculo numérico: dife­ rencias finitas o bien elementos finitos (Becker et al., 1981; Pinder y Gray, 1977). Las líneas equipotenciales y las de flujo proporcionan información referente al flujo, tales como la distribución de potenciales, descarga y dirección de flujo.

ESTUDIO DE CASOS 1.

Deducir la expresión que permite calcular la densidad de flujo en un suelo en el que 0S< 1, en el supuesto de flujo unidireccional vertical.

2.

Aplicarla a un flujo en régimen estacionario.

3.

Interpretar la forma que toman las curvas que relacionan la conductividad hidráulica K con el contenido de humedad o el potencial matricial h(cm) para un suelo arcilloso (1) y para un suelo arenoso (2), de acuerdo con los datos de Jury et al., (1991): 103 Conductividad hidráulica Ks cm I r 1

Suelo (1)

Potencial matricial cm

364

- 105

- 103

- 10'

10-7

Respuestas 1.

6S es el índice de saturación o saturación relativa, que al ser inferior a la unidad indica que Vw < Vv, es decir, el suelo no está saturado:

qz =

dz

La necesidad de emplear derivadas parciales se debe a que el potencial hidráulico es T p = ^ (z , t) y al derivar respecto a z se supone que t es constante. Por otro lado, hay que recordar que la ley de Darcy no permite tratar t, lo que obliga a introducir la ecuación de continuidad.

4 'H = 4'™ + z = h + z

qz = -K(9) - f aZ

2.

+ z) = -K(0)

Oz

+ 1 -K(0)

3h + 1 0Z

El estado estacionario se caracteriza por no haber cambios en el contenido de agua, que es independiente del tiempo:

qz = -K(0) 3.

potencial hidráulico.

dh + 1 dz

De la forma de las curvas se deduce: — La función K = K (T™) no es lineal. — El suelo (1) es arcilloso, mientras que el (2) es arenoso. K saturada are­ noso > K saturada arcilloso, por el tamaño de poros, según pone de manifiesto la ley de Poiseuille. — De acuerdo con la curva característica de humedad de uno y otro suelo, los macroporos del arenoso se vacían a potenciales matriciales más altos que los del arcilloso, lo que hace caer su K ( Y £ ) o K (0). A poten­ ciales bajos hay discontinuidad de poros llenos con agua y el arenoso no presenta movimiento del agua retenida por fuerzas de adhesión.

4.

Infiltración

La in filtración designa el proceso de entrada, generalmente vertical, de agua a través de la superficie del suelo, lo que constituye la primera etapa en el movi­ miento del agua en el suelo. Con el agua penetran en el suelo las sustancias que lleve disueltas y en suspensión. Al iniciarse una lluvia, un riego o llegar una corriente de agua sobre un suelo seco, la entrada tendrá lugar en condiciones no saturadas, principalmente bajo la influencia de los gradientes de potencial matricial por diferencias en el contenido de agua y, en menor medida, de la gravedad. El estudio de la infiltración tiene interés en: 365

— Proyectos de regadío: • • • •

Transformaciones en regadío. Selección de equipos de riego. Manejo del agua de riego. Determinación de la pluviometría del riego por aspersión

— Estudios medioambientales: • • • •

Degradación de suelos por erosión hídrica: estudios sobre escorrentía. Determinación del caudal de aguas residuales que es capaz de infiltrar un suelo. Mejora de suelos afectados por salinidad. Estudio del ciclo hidrológico.

La cantidad de agua aportada por una lluvia o por un riego condiciona el proceso, siempre y cuando se cumpla que: P< 1

P = Precipitación I Infiltración acumulada (mm)

En aquellos casos en que la intensidad de la lluvia vaya aumentando, llegará un momento en que el suelo no será capaz de infiltrar toda el agua que recibe: P>1 El exceso de agua formará charcos si el terreno es llano y, si se trata de una ladera, se movilizará a favor de la pendiente, dando lugar a escorrentía superficial. Suponiendo que no haya evaporación ni intercepción por la vegetación, ni encharcamiento en depre­ siones se cumplirá: P= I+ E

E = Escorrentía superficial

En este caso el proceso de infiltración viene controlado por las características del suelo, en especial las de su superficie.

Cabe distinguir los siguientes conceptos: — Infiltración acumulada: cantidad de agua que se ha infiltrado en la unidad de super­ ficie de un suelo a lo largo de un determinado lapso de tiempo. Por ejemplo una lluvia. I = I(t)

Unidades: [L3L~2]

1 mm = 11 m'2

— Velocidad de infiltración: tasa o velocidad a la que el agua entra en el suelo en cada instante. Cantidad de agua infiltrada por unidad de superficie y de tiempo. Dis­ minuye muy rápidamente a lo largo de los primeros momentos del proceso, par­ tiendo de unas condiciones de suelo seco y tiende a estabilizarse asintóticamente a lo largo del tiempo. Se denomina también velocidad de infiltración instantánea.

366

I(t)= Infiltración acum ulada cm

Velocidad de infiltración cm h- '

15

30 r

10

20

5

10 -i--------- 1------- 1-------1----- 1--------- 1--1 2

f ' i( t) d t

Jo

4

6

8

10

12 14

Tiem po h

-j--------- 1-------1------- 1----- 1--------- 1---- ' Tiem po 2 4 6 8 10 12 14 h

— Velocidad de infiltración media: cantidad acumulada de agua infiltrada por unidad de superficie a lo largo del tiempo que ha durado el proceso. ... im = E Q/A Z t =

A = superficie t = tiempo parcial T = tiempo total

— Velocidad de infiltración básica o final: es la velocidad de infiltración que corres­ ponde a un régimen relativamente estabilizado, lo que suele ocurrir al cabo de 3 a 5 horas de iniciado el ensayo. lim i(t) = if

[LT-1]

t —» oo

4.1.

Descripción cualitativa del proceso de infiltración

Partiendo de una situación inicial de suelo seco, por ejemplo 4,¡J' < -2000 kPa, con un perfil homogéneo y con igual contenido de humedad en todos sus puntos, 0„, la entrada de agua provoca la aparición de una zona húmeda en la parte superior, mientras la inferior per­ manece seca. Ambas están separadas de forma más o menos abrupta lo que define el frente de humectación. En la zona húmeda durante la infiltración se pueden diferenciar cuatro partes distintas: — Zona saturada: corresponde a la superficie. El contenido de humedad 0V= 0S siendo el potencial: T = 4^ + dado que 4'™ = 0 La velocidad de infiltración viene condicionada por la conductividad hidráulica. — Zona de transmisión: debajo de la anterior. Régimen no saturado, si bien 0Vestá muy próximo a la saturación, bastante uniforme en toda ella. El potencial: 4* = 4*g dado que 4*™—0 — Zona de humectación: el contenido de humedad decrece bruscamente hasta que se alcanza 0V= 0O — Frente de humectación. 367

El perfil hídrico resultante se debe al potencial hidráulico: ¥ H= T p + T g que caracte­ riza el estado energético del agua en los distintos puntos del sistema. C ontenido inicial

T

Entrada de agua por infiltración

T

T

Saturación

T

C ontenido de agua zona de saturación zona de transición

ii

zona de transmisión

frente de humectación en el instante t2

Estado inicial del perfil hídrico

4.2.

Perfil hídrico a lo largo del proceso

Factores de control de la infiltración

La infiltración viene condicionada por: — Características de la lluvia o del riego por aspersión: intensidad, tamaño de las gotas, energía cinética de la lluvia. — Características del suelo: Estado de la superficie: rugosidad, sellado, cncostramiento, pedregosidad, etc. Una buena estructura del epipedión mejora la infiltración. Existencia de grietas en suelos con arcillas expandióles. Granulometría: los suelos arenosos tienen una velocidad de infiltración más alta. Conductividad hidráulica de los distintos horizontes. Capacidad de almacenamiento de agua. Contenido inicial de humedad. Sal inidad-sodicidad. Suelos hidrófobos. Cubierta vegetal. Cubiertas artificiales. — Características de calidad del agua: Contenido salino. Partículas en suspensión. Temperatura. Sodicidad. 368

— Características del medio: Pendiente. Vegetación. — Factores ¡nterferentes: Aire atrapado, laboreo reciente. Pisoteo: compacta la superficie del suelo, con lo que disminuye la velocidad de infiltración, especialmente en suelos arcillosos y arcilio-arenosos. Por ella se reco­ mienda que en los campos de deportes se utilice un material arenoso con menos de un 8% de arcilla, Trial: compacta el terreno y hace disminuir la velocidad de infiltracción aumentando el riesgo de erosión.

El impacto de las gotas de lluvia sobre agregados de baja estabilidad produce un efecto salpicadura (Cap. 23). La delicuescencia y desintegración de los agregados lleva asociada una colmatación de los huecos en una capa superficial de unos 2-5 mm de espesor. Se pro­ duce un sellado del suelo que al secarse da lugar a una costra superficial de apelmaza­ miento (Cap. 11), que hace disminuir la infiltración. Para interpretar el comportamiento hidráulico de una costra superficial hay que recurrir a su estudio en lámina delgada a partir de muestras inalteradas (Cap. 4). Se caracteriza por presentar un modelo de huecos cavitarios, no comunicantes, lo que permite explicar su ine­ ficacia para la transferencia de agua. La densidad aparente de la costra es más elevada que la del material subyacente, como resultado del relleno de huecos por material fino proce­ dente de la disgregación de los agregados. Su conductividad hidráulica también es menor hasta unas 2000 veces, por ello y como consecuencia del sellado y de la formación de cos­ tra superficial el comportamiento hidrológico del suelo cambia de forma muy importante, como se pone de manifiesto con las siguientes curvas:

Velocidad de infiltración cm h '1

3,0 r

2,0

Sin sellado

1,0

Con sellado Tiem po h 2

3

4

5

6

7

369

En los suelos con tendencia al sellado habrá que tener muy en cuenta este hecho en las interpretaciones, para no sobreestimar la velocidad de infiltración a partir de los valores de las medidas con métodos que no reflejen procesos de sellado en condiciones naturales (Cap. 11).

ESTUDIO DE CASOS El análisis del proceso de infiltración en campo en un área con lluvias de inten­ sidad I, = 30 mm h~1; l2 = 40 mm h-1; l3 = 50 mm h~1, permite observar que el suministro de agua controla la infiltración en los dos primeros casos, mientras que no ocurre así en el tercero, partiendo en todos ellos de unas condiciones iniciales de suelo seco. 1. Explicar el proceso y acotar la velocidad de infiltración. 2. Indicar qué implicaciones tienen las lluvias con l3. 3. Interpretar los tres modelos de curvas de la velocidad de infiltración en fun­ ción del tiempo, qué se indican en la figura.

370

Respuestas 1.

En los dos primeros casos el régimen de lluvia hace que el aporte sea infe­ rior a la infiltración. La velocidad de infiltración se halla acotada entre l2 e l3.

2.

Las lluvias con l3: P = I + E al ser P > I implica que E * o (escorrentía) por consiguiente hay riesgo de erosión.

3.

a = suelo uniforme o con mayor humedad inicial que el b. b = suelo con un horizonte superficial muy poroso. c = suelo con sello superficial.

En todos los casos, partiendo de una situación inicial de suelo seco, la veloci­ dad de infiltración inicial es elevada ya que el agua penetra rápidamente por efecto de la alta sortividad llenando el máximo de poros interconectados. Poste­ riormente al alcanzarse la condición de saturaciión, la velocidad de infiltración se hace constante (V y H = 1, K = Ks, lim i = Ks). t —» oo

Al efecto saturación puede sumarse al efecto sellado (menor Ks).

4.3. Modelos y ecuaciones de la infiltración En el estudio de la infiltración se han seguido diversos enfoques según que se basen:

— En la ecuación de Darcy: Ecuación de infiltración del tipo Green-Ampt — En las ecuaciones de la difusión Ecuación de infiltración de Philip

Las ecuaciones de la infiltración se han desarrollado para flujo horizontal y para flujo vertical.

a)

Ecuación de la infiltración para flujo horizontal. Transformación de Boltzman

La infiltración horizontal en una columna de suelo se denomina absorción. Omi­ tiendo la fuerza de la gravedad, teniendo en cuenta la ecuación de Darcy en régimen no saturado, la ley de Fick y la ecuación de continuidad, se puede escribir para un flujo uni­ direccional: 371

qx= - K ( 0 ) ^ = - D ( 0 ) ^ dx dx _30_

__dq* dx

dt 30

_3_

IT

dx

D(0)

30 dx

Las condiciones iniciales y de con­ torno iniciales son: 0 = 0¡ para x > 0 y t = 0 0 = 0¡ para x— y t > 0 0 = 0, para x = 0 y t > 0 Esta ecuación puede transformarse en una ecuación diferencial ordinaria realizando un cambio de variables que introduzca la variable X, definida mediante: X = x r 1/2 lo que se conoce como transformación de Boltzman. Se cumple: 3X dx

1 — = ------- — x f 3/2 = Xr-i dt 2 2

= \rm

de donde, suponiendo que la difusividad sea constante: x 2

, .

p 30 / dX

d0 ~dk

las condiciones iniciales y de contorno transformadas son: 0 = 0i 0 = 0O

para X¡ —» °° para X¡ = 0

Integrando queda (Koorevaar et al., 1983): 0 (x, t) = 0¡ + (0O- 0¡) erfc í — — .2 VDt erfc = función de error complementario La infiltración acumulada en el tiempo t viene dada por: I(t) = f ' xd0 = f ' Xd0 t m = S 1/2 J% % siendo: S = sortividad I(t) = cantidad acumulada de agua infiltrada en un tiempo t S = S (0O, 0 1, suelo) La velocidad infiltración o infiltración instantánea i = dl/dT = 1/2 S r l/2

372

b)

Ecuación de la infiltración para flujo vertical

En un proceso de infiltración vertical actúa el potencial gravitacional. El estudio puede abordarse por medio de modelos empíricos y de modelos mecanicistas (Jury et al., 1991). b.1)

Modelos empíricos

Se basan en una descripción analítica del proceso a partir de datos empíricos de campo. Proporcionan soluciones aproximadas, cuya validez depende de las hipóte­ sis de partida y del nivel de cumplimiento de las mismas en cada caso concreto.

— Ecuación de Kostiakov. De acuerdo con este autor, la infiltración acumulada se expresa por: I(t) = y t“

I(t) = infiltración acumulada en el tiempo t

a , y = parámetros a determinar con los datos de campo, dependen del tipo de suelo y varían con el tiempo. La infiltración instantánea: i(t) = dl/dt

i(t) = a y ta_1

Las condiciones iniciales y de contorno t=0

a = 1/2

t

a =1

°°

el autor limita el uso a t
0

C, = 0

lim T(z, t) = 0 —» Z —X »

luego:

T(z, t) = GeDrt e_zV^

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

. a» D

Con ello: T(z, t) = G eirol e ‘zV

d

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

/jÜL

'■\¡ 20

f

p!L)

e ¡Uút-zV 20 ) _

431

= G e~zV 2d

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

_ z / .JÍL. j

Para la condición de contorno indicada anteriormente: z=0

T(0, t) = G sen cot

t >0

T(z, t) = A 0 sen cot

G = A0

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

T(z, t) = A 0 e ZV 2d sen j cot —z

co 2D

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

Si T„ * 0 T(z, t) = Ta + M A 0 exp

432

riwT

sen cot - z

1/2

V 2D

5.2.

Métodos numéricos

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

, con el fin de garantizar la convergencia y estabilidad

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

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

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

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

t0 = 0 0 < i < 12

tj + 1

=tj

+3

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

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

so42-

so,2- -> s,o62-

s2o,2- -» s2459

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

S em anas

4.2.

Medida de ia actividad biológica del suelo

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

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

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

2.

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

Respuestas 1.

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

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

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

5.

Interacciones entre organismos del suelo

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

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

5.2.

Interacciones microrganismos-fauna del suelo

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

5.3.

Interacciones planta-microorganismos: Rizosfera

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

462

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

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

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

464

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

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

6.

Organismos del suelo y calidad ambiental

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

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

ESTUDIO DE CASOS 1.

2.

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

Respuestas 1.

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

2.

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

466

7. 7.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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7.2.

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468

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

1.

Formación de suelos: Enfoques conceptuales

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

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

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

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

Respuestas a. b.

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

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

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

2.

Procesos de meteorización

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

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

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

472

2.2.

Meteorización: Esquema general

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

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

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

a)

Meteorización física

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

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

a. 1)

Procesos endocinéticos

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

b)

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1

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1

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

475

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

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

b)

Meteorización geoquímica

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

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

Secuencias de meteorización: Estabilidad de los minerales

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

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

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

X

Biotita (127,69)

Albita (143,86)

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

/

X '

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

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

MINIMO 1 2 3

4

5

MODERADO 6 7 8 9 INTENSO 10 11 12 13 478

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

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

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

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

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

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

b.2)

Mecanismos de meteorización geoquímica y bioquímica

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

— — — —

b.2.1)

— Óxido-reducción — Intercambio-iónico — Complexación

Disolución Hidratación Hidrólisis Carbonatación

Meteorización por disolución

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

CATIONES SOLUBLES

• Cs

• Rb

• Ba

• K

PRECIPITADO POR HIDRÓLISIS

• Sr • Ca

• Na

>

Fe • Li

• Se

• Th • U • Zr

• Fe • Ga • Al

• Ti • Mn ------

«Be • C i

0

1

____ 1_______ 2

1

3

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

__ 1_____ ___ I___________I___________ 4

5

6

7

carga iónica Z

479

b.2.2)

Meteorización por hidratación

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

b.2.3)

Meteorización por hidrólisis

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

480

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

Minerales Feldespatos Albita Oligoclasa Anortita Ortoclasa Microclina

9-10 9 8 8 8-9

Micas Biotita Moscovita

8 7

Anfíboles Actinolita Hornblenda

11 10

Minerales

pH de abrasión

Piroxenos Augita Hiperstena Olivino Nefelina

10 8 10-11 11

Carbonatos Calcita Dolomita Siderita

8 9-10 5-6-7

Minerales de arcilla Caolinita Montmorillonita Cuarzo

6 7 6-7

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

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

b)

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

La secuencia puede ser: feldespato

vermiculita —» montmorillonita

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

481

c)

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

Al4Si4O |0(OH)8 + 8SÍO,

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

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

M edio muy percolante y agresivo (tropical)

La secuencia puede ser:

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

La reacción será: H A lS iA + H ,0

Al(OH)3 + 3S¡02

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

—»

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

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

M ete orizació n por carbo n ata ció n

La carbonatación se caracteriza por:

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

483

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

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

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

3.

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

4.

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

5.

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

Bases para la discusión 1.

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

2.

Aplicar la Ley de van’t Hoff.

3.

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

4.

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

5.

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

484

b.2.5)

M eteorización por óxido-reducción

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

incremento de volumen = 22 %.

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

M eteorización por intercam bio iónico

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

M eteorización por form ación de com plejos

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

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

Modelos y grados de meteorización

b.3)

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

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

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

486

Grado de meteorización

0

Mineral originario

1

Ligero Ejemplo: Pelicular, ligeramente meteorizado.

2

Moderado Ejemplo: Cruzado, moderadamente meteorizado.

3

Fuerte Ejemplo: Punteado, fuertemente meteorizado.

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

9

25 a 75 %

75 a 97,5 %

4

b.4)

> 97,5 %

Completo Ejemplo: Lineal, completamente meteorizado.

Factores de control de la meteorización química

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

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

c)

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

Meteorización biológica

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

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

487

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

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

d)

Meteorización y contaminación de suelos

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

488

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

3.

Procesos edafogénicos

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

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

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

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

ESTUDIO DE CASOS 1.

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

2.

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

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

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

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

491

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

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

Respuestas a)

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

b)

Haloisita y alófana.

c)

Vermiculita, m ica y caolinita.

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

3.2.

Principales procesos formadores

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

a) a.1)

Adiciones Incremento del contenido de materia orgánica

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

a.2)

Aportaciones

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

b)

Transformaciones dentro del suelo

b.1)

Meteorización

Descrita anteriormente con detalle (Cap. 17.2).

b.2)

Humificación

Se ha explicado con detalle en el Cap. 8.

b.3)

Edafoturbación

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

b.4)

Rubefacción (rubefacere = hacer rojo)

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

b.5)

Brunificación

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

b.6)

Gleificación (del ruso, masa de suelo fangoso)

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

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

b.7)

Formación de materiales sulfurosos

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

b.8)

Formación de materiales sulfúricos

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

b.9)

Ferrolisis

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

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

b.10)

Formación de un plácico

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

b.11)

Maduración

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

b.12)

Formación de fragipan (del lat. fragilis, frágil)

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

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

c)

Translocaciones

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

c.1)

Translocaciones en solución

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

c.2)

Translocaciones en suspensión

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

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

Poro lleno de agua con arcilla en suspensión

Vaciado

Poro vacío con revestimiento de arcilla

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

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

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

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

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

d) d.1)

Pérdida de componentes Eluviación

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

Lavado

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

Lixiviación

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

Erosión

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

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

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

e)

Procesos edafogénicos en ambientes tropicales

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

Ferralitización, meteorización ferralítica o alitización

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

Plintización o laterización

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

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

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

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

2.

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

Bases para la discusión 1. 2.

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

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

V = 1:1.000

Respuestas 1.

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

2.

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

4.

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

Procesos y categorías de suelos

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

a)

Concepto de Entisol

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

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

b)

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

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

506

4.2.

Procesos edafogénicos en los Inceptisoles

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

a)

Concepto de Inceptisol

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

b)

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

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

Formación de un endopedión sulfúrico Formación de un horizonte plácico

Horizontes Hon/Caract. Genéticos Diagnóstico A Úmbrico Sómbrico

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

Sulfúrico

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

Ag Bg Cg

Plácico

Sodificación Formación de un fragipán

Fragipán

Ferralitización

Plintita

Acumulación de materia orgánica en medio saturado de agua

Hístico

Argiloturbación

Ejemplos

Fragiaquepts húmico Endoaquepts vérticos Epiaquepts vérticos

—»

507

Horizontes Hor/Caract. Genéticos Diagnóstico

Procesos

Ejemplos

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

lluviación de arcilla

Lavado y acidificación

Formación de un contacto pelroférrico Carbonatación

Carbonatación y cementación

Gypsificación

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

4.3.

Procesos edafogénicos en los Andisoles

WRB (1998): Andosoles

a)

Concepto de Andisol

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

b)

Principales procesos edafogénicos Procesos

Horizontes Genéticos

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

508

Hon/Caract. Diagnóstico

Móllico Úmbrico Melánico Hístico

Ejemplos

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

Ag Bg Plácico

Placaquands

Procesos

Horizontes Genéticos

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

4.4.

Hor./Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Contacto petroférrico Cálcico Petrocálcico

Endoaquands petroférricos (1992)

Argílico Duripán Óxico

Hapludands álficos Durustands Hapludands óxicos

Vitritorrands calcicos Vitritorrands petrocálcicos

Procesos edafogénicos en los Vertisoles

WRB (1998): Vertisoles

a)

Concepto de Vertisol

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

b)

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

Hor./Caract. Diagnóstico

A Bw

Óchrico Cámbico

Bw

Cámbico

Translocación de carbonatos-Ca, Mg

Bk

Cálcico

Translocación de yeso Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

By

Gypsico

Ag Bg

Procesos

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

Ejemplos

Xererts

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

509

Procesos

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

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Sálico

Bkm, Km

Ejemplos

Salaquerts (1992) Salitorrerts (1992)

Duripán

Epiaquerts hálico (1992) Duraquert (1992)

Nátrico

Natraquert (1992)

Petrocálcico

Epiaquert sódico (1992) Calciusterts petrocálcicos (1992)

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

a)

Concepto de Afisol

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

b)

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

Meteorización Oscurecimiento

Horizontes Genéticos

Hor./Caract. Diagnóstico

A

Ochrico Úmbrico

Lavado de carbonatos-Ca, Mg

Translocación de carbonatos Ca-Mg

Bk

Cálcico

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

Bkm, Km

Petrocálcico

E Bt Btna Bt

Álbico Argílico Nátrico Argílico

510

Ejemplos

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

Procesos

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

4.6.

Horizontes Genéticos

Bt Ag Btg Cg

HorJCaract. Diagnóstico

Ejemplos

Argílico

Rhodoxeralfs Aqualfs

Duripán Fragipán Plintita

Durixeralfs Fragixeralfs Plinthoxeralfs

Procesos edafogénicos en los Aridisoles

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

a)

Concepto de Aridisol

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

b)

Principales procesos edafogénicos

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

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

511

Los principales procesos identificados en los Aridisoles son los siguientes:

Procesos

Horizontes Genéticos

Ejemplos:

Hor/Caract. Diagnóstico

SSS 1992

SSS 1998

A Bw

Óchrico Cámbico

Camborthids

Cambids(1994)

Bk.K

Cálcico

Calciorthids

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

Bkm, Km

Petrocálcico

Paleorthids

Translocación de yeso: Gypsificación Gypsificación y cementación de yeso

By, Y Bym, Ym

Gypsico Pctrogypsico

Gypsiorthids Gypsiorthids petrogypsicos Argids

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

Aigfiico con petrocálcico debajo Nátrico

Paleargids

Petroargids

Natrargids

Natrargids

Sálico

Salorthids

Salids (1994)

Argílico con un duripan debajo

Durargids

Petroargids dúricos

Duripán

Durorthids

Durids(l994)

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

4.7.

Bt

Bt con Bkm debajo Btna Cz Btcon Cqm debajo Cqm

Argílico

Procesos edafogénicos en los Mollisoles

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

a)

Concepto de Mollisol

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

b)

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

512

Procesos

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

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

A

Móllico Hístico

Epiaquolls hísticos Argiborolls páquicos ( 1996d)

Móllico de 50 cm o más

Cryaquolls cumúlicos

Bt

Argílico

Argiudolls

Btna

Nátrico

Natralbolls, Natrustolls Natrixerolls

Eluviación máxima

E

Álbico

Albolls

Formación de rasgos redoximórficos: gieificación

Ag Bg

Por aportes: cumulización Translocación de arcilla Translocación de arcilla sódica

Translocación y cementación de sílice

Aquolls Duripán

Duraquolls, Durustolls, Durixerolls

Translocación de carbonatos-Ca, Mg

Bk, K

Cálcico

Calciaquolls, Calciustolls, Calcixerolls

Translocación de yeso

By, Y

Gypsico

Calciaquolls, Calciustolls gypsicos, Calcixerolls

Petrocálcico

Calciaquolls petrocálcicos Calciustolls petrocálcicos

Translocación de carbonatos Ca-Mg y cementación

Bkm, Km

Acumulación muy acusada de sales más solubles que el yeso

Sálico

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

Acción de la fauna: vermificación Argiloturbación y sodificación

4.8.

Bt,na

Nátrico

Natrixerolls vérticos

Procesos edafogénicos en los Spodosoles

WRB (1998): Podsoles

a)

Concepto de Spodosol

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

b)

Principales procesos edafogénicos

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

Procesos

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Meteorización A

Úmbrico Hístico

Eluviación máxima

E

Álbico

Translocación de materia orgánica y aluminio

Bh

Espódico

Translocación de materia orgánica, aluminio y hierro amorfos

Bs

Espódico

Oscurecimiento: formación de humus tipo mor o moder

Formación de un fragipán Formación de un horizonte plácico

Epiaquods úmbricos (1992) Endoaquods hísticos (1992)

Fragipán

Fragiaquods

Plácico

Placaquods Aquods

Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Ag Bg

Translocación de arcilla

Bt

Argílico

Endoaquods árgicos Haplorthods álficos

Formación de un endopedión kándico

B

Kándico

Epiaquods álficos Epiaquods últicos Haplorthods últicos

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

a)

Concepto de Ultisol

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

b)

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

Procesos

Horizontes Genéticos

Hor/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Meteorización: Plintita

Formación de plintita

Caolinita

Hidrólisis y neoformación de arcilla Oscurecimiento Melanización

514

Plinthaquults Plinthohumults

A

Óchrico Úmbrico

Umbraquults Humults

—>

Procesos

Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Horizontes Genéticos

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

Aquults

Ag Bg Cg

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

Translocación de arcilla

Bt

Translocación muy acentuada de arcilla: cambio textural abrupto

Bt

Albaquults

Eluviación máxima

E

Albaquults

Formación de un fragipán

Bx

Fragipán

Fragiaquults Fragiudults

Formación de un kándico

Kándico

Kandiaquults

Formación de un sómbrico

Sómbrico

Sombrihumults

Rubefacción

Argílico

Rhodudults Kandiudults rhódicos

Ferralitización

Contacto petroférrico

Haplustults petroférricos

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

a)

Concepto de Oxisol

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

b)

Principales procesos edafogénicos Procesos

Meteorización Hidrólisis Lavado de bases y sílice

Horizontes Genéticos

Box

Oxico

Ejemplos

Rico en óxidos de hierro residuales Haplustox pl íntico

Formación de plintita: Ferralitización Formación de rasgos redoximórficos: gleificación

Hon/Caract. Diagnóstico

Ag Bg Cg

Aquox

515

Horizontes Genéticos

Procesos

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

B

Ferralitización

HorVCaract. Diagnóstico

Hístico

Eutraquox hístico

Kándico

Kandiperox

Contacto petroférrico

Acrudox petroférrico Haplustox rhódico

Rubefacción

4.11.

Ejemplos

Procesos edafogénicos en los Histosoles

WRB (1998): Histosoles

a)

Concepto de Histosol

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

b)

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

Procesos

Horizontes Genéticos

Acumulación de la materia orgánica en un medio saturado de agua

Hon/Caract. Diagnóstico

Ejemplos

H ístico

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

4.12.

Fibrist Hémists Sáprists

Procesos edafogénicos en los Gelisoles

WRB (1998): Cryosoles

a)

Concepto de Gelisol

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

b)

Principales procesos edafogénicos

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

5. 5.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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5.2.

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520

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

1.

Variabilidad espacial de los suelos

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

2.

Factores formadores

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

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

CLIM A LITO LO G IA

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

VEG ETACIÓ N

Erosión Meteorización TIE M P O

TIE M P O

Evolución LITO LO G IA

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

522

Hidromortismo

T O P O C LIM A

Componentes Régimen de humedad Régimen de Temperatura Colonización

VEG ETACIO N

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

3.

Material originario y sus relaciones con el suelo

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

3.1.

Información sobre el material originario

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

3.2.

Características del material originario

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

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

3.3.

Influencia del material originario sobre las características del suelo

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

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

3.4.

Tipos de rocas y características de los suelos

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

Granitoidcs Basalto y cenizas volcánicas básicas

Esquistos

Areniscas

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

3.5.

Características posibles en el suelo

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

Grado de uniformidad del material originario

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

Propiedades a considerar

Criterios

Geomorfológicos

Dinámica de las formas de un determinado paisaje.

Mineralógicos

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

Granulométricos

Estudio de la distribución de la arcilla.

Químicos

Composición de la fracción no arcillosa.

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

4.

Relaciones suelo-clima

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

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

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

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

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

4.2.

Clima y regímenes de humedad del suelo

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

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

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

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

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

Soil T ax o n o m j'

Pcrcolante No percolante

Údico Arídico Xérico Ustico Arídico Xérico Acuico

Ascensional Con saturación por agua

4.3.

Tendencias regionales en la distribución de suelos

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

2.100

1.200

300

0

Gelisol, Inceptisol, Spodosol, Alfisol, Mollisol

528

Aridisol

Ultisol, Oxisol

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

Acción probable del clima

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

5.

Relaciones suelo-paisaje

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

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

5.1.

Escalas de observación

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

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

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

Maerorrelieve

> 10

1:250.000 a 1:100.000

Grandes áreas Ej: Colinas

Mesorrelieve

1-10

1:50.000 a 1:10.000

Medianas Ej: Ladera

Microrrelieve

< 1

1:1.000

Parcela Ej: Gilgai

C a te g o ría

530

5.2.

Formas del relieve

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

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

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

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

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

%

C lase

D e sc rip c ió n

1 2 3 4 5 6

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

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

532

5.3.

Procesos y formas de las laderas

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

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

5.4.

Sistemas suelo-paisaje

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

5.5.

Relaciones suelo-paisaje: toposecuencia

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

Efectos sobre el suelo

Características de la forma

Inclinación de la ladera

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

Longitud de la ladera

Escorrentía. Erosión.

Orientación de la ladera

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

Posición en la forma

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

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

5.6.

Condiciones de drenaje y morfología de los suelos

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

D r e n a je

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

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

C rite rio s

Muy escasamente drenado

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

Escasamente drenado

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

Imperfectamente drenado

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

Moderadamente bien drenado

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

Bien drenado

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

Rápidamente drenado

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

Muy rápidamente drenado (Drenaje excesivo)

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

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

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

muy apto coste relativo 1,0 -1 ,2

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

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

5.7.

Relaciones suelo-paisaje: Influencia del clima

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

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

537

6.

Factores bióticos y antrópicos de la edafogénesis

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

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

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

Fauna del suelo

Animales excavadores

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

— Vertebrados grandes Marmotas Ratones Topos Conejos

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

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

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

Eisenia foetida

Requiere gran abundancia de materia orgánica sobre la que ejercen una acción descomponedora.

— Invertebrados artrópodos Insectos Himenópteros: hormigas Hormigueros Termiteros. Isópteros: termitas

Animales no excavadores — Invertebrados artrópodos Insectos Colémbolos Larvas de insectos Arácnidos Acaros — Invertebrados no artrópodos Nematoda: nematodos

No pueden excavar, salvo en extensión muy limitada. Descomponen la materia orgánica.

Los hay depredadores y saprofitos.

539

6.2.

Relaciones suelo-vegetación

La vegetación natural puede proporcionar inform ación acerca de las condicio­ nes del medio (suelo y clima), pues el que consigan im plantarse unas u otras plan­ tas en un determ inado lugar viene condicionado por el medio. La dependencia de la vegetación frente a la acidez del suelo (tolerancia o no al alum inio) es algo noto­ rio, así como la diferencia entre la vegetación de suelos ricos en carbonato cálcico (especies caldcólas) y la de suelos pobres o sin caliza (especies calcífugas). La presencia de especies indicadoras perm ite interpretar las características de los suelos. Como ejem plo cabe citar:

Scirpus caespitosus Sphagnum cuspidatum

Condiciones de saturación por agua y medio ácido (turberas).

Phragmites australis Typha latifolia

Condiciones de exceso de agua con posible inundación temporal

Calluna vulgarís

Medio ácido.

Cistus ladaniferus

Suelo sin carbonato cálcico.

Rosmarínus officinalis

Suelo básico.

Uapaca sobynsi Acalypha cupricola Tinnea obovata

Medio rico en cobre.

Viola calaminaria Thlaspi calaminare Silene vulgarís

Suelos ricos en cinc.

Suaeda vera Salicornia herbácea Arthrocnemum glaucum Atriplex halimus Frankenia pulverulenta Limonium sp. Puccinellia sp.

Suelos ricos en sales solubles.

Gypsophila hispánica Hemiaria fruticosa Lepidium subulatum Ononis tridentata

Suelos ricos en yeso.

Los geobotánicos han buscado establecer relaciones entre la distribución de la vegeta­ ción y las condiciones edafoclimáticas. Así, por ejemplo, en función de la temperatura media anual, la precipitación anual media y la relación entre la precipitación y la evapotranspiración, Holdrige (1947) propone un esquema simplificado que permite localizar de forma orientativa las principales formaciones vegetales del mundo: 540

ZONAS

LA PRECIPITACION EXCEOE A LA EVAPORACIÓN

P IS O S

La interrelación suelo-vegetación puede contemplarse desde otra perspectiva, la de considerar la vegetación como factor de la edafogénesis. Su papel directo en la formación del suelo deriva de su intervención en la meteorización (papel coloni­ zador de los liqúenes o al fragmentar la roca por el crecimiento de raíces) y por el aporte de materia orgánica al suelo, de la que carecía inicialmente el material ori­ ginario. La actividad microbiana heterotrófica incrementa el contenido de anhídrido carbónico del suelo y, en consecuencia, de la fase líquida del suelo. Aporta igualmente otros compo­ nentes ácidos, como ácido láctico, ácido acético e incluso ácido cítrico, que pueden actuar como agentes quelantes, contribuyendo tanto al incremento de algunos procesos de meteo­ rización (hidrólisis ácida), como al transporte de algunos elementos (Ca2+, en suelos calizos y Fe3+en suelos ácidos, p. ej.) en forma de quelatos. La microflora del suelo (bacterias, actinomicetes, hongos y algas) tiene acción sobre el suelo por su demanda de oxígeno, su papel en la meteorización, por intervenir en procesos de biodegradación de la materia orgánica y de los complejos órgano-metálicos. El papel indirecto de la vegetación deriva de su acción pantalla frente a la radiación solar y frente al agua de lluvia, lo que afecta al régimen de humedad del suelo, la infiltración, la escorrentía y la erosión. Según sea el sistema radicular, éste interceptará a distinta profundidad el agua, influyendo sobre la circulación de fluidos en el suelo, lo que tiene efectos sobre la translocación y el lavado de sus­ tancias en el suelo.

La vegetación interviene en la form ación, conservación y regeneración del suelo. Éste puede actuar com o depurador natural frente a ciertos vertidos gracias a la acción de la m icroflora y a la acción de m ezcla de m ateriales desarrollada por la fauna. Las principales acciones de la vegetación y sus efectos sobre el suelo son los siguientes: Efectos sobre el suelo

Acciones Directas — Interviene en la meteorización

Acelera la meteorización física, química y biológica.

— Aporta materia orgánica

Cantidad, distribución y naturaleza de la materia orgánica del suelo: horizonte 0 , A, o bien un H. Desarrollo de estructura por el aporte de materia orgánica y la acción de las raíces.

— Cohesiona las partículas — Construye el sistema de huecos

Favorece la circulación del agua y el aire, y el crecimiento de las raíces.

Indirectas — Actúa como filtro frente a: Radiación solar

Regula la temperatura, la evaporación y el régimen de humedad.

Lluvia

Intercepta las gotas de lluvia, con lo que evita el impacto directo y puede disminuir la erosión por salpicadura.

Escorrentía superficial

Aumenta la infiltración. Frena la velocidad del agua de escorrentía: disminuye la erosión por escorrentía superfi­ cial.

Agua de percolación

Las raíces de especies herbáceas absorben agua en los pri­ meros cm del suelo, con lo que disminuye la percolación y el lavado. La percolación provoca una acidificación progre­ siva del suelo, pérdida de componentes, formación de hori­ zontes E, etc.

Frena la erosión eólica, e intercepta el material transportado Viento por el viento. — Secreción de sustancias tóxicas por plantas superiores, la microflora o Inhibición de la germinación, efectos sobre el sotobosque, presencia de compuestos húmicos efectos sobre el metabolismo de los compuestos fosfatados. etc. Alelopatías. tóxicos.

— Sobre la fertilidad del suelo: ciclo biogeoquímico.

6.3.

Inmovilización y liberación de nutrientes.

Indicadores de la vegetación pasada

La sílice es reciclada por la vegetación, aunque no sea indispensable para la vida de las plantas (Duchaufour, 2001), por ello muchas plantas contienen cristales minerales en algu­ nas de sus células, aunque sólo sea en determinadas fases de su vida. En determinados 542

casos estos cristales pueden ser reconocibles en el suelo. Así, los tallos de las plantas pue­ den contener cristalizaciones de ópalo en sus células. Estos fitolitos toman la forma de las células que los alojan (citomorfos) y, al descomponerse el material vegetal, se endurecen y permanecen durante muchos años en el suelo, testimoniando una determinada vegetación. Tienen formas cilindricas y su longitud puede variar entre 50 y 100 pm. Su identificación por medio de estudios micromorfológicos y la taxonomía de estas formas (Bertoldi de Pomar, 1971) permite llevar a cabo estudios sobre la historia de la vegetación, el tipo de agricultura de otras épocas o las condiciones de formación de suelos enterrados (Benayas y cois. 1987, Riquier, 1960). Un medio edáfico que conserve la sílice favorece la acumula­ ción de fitolitos.

6.4.

Acción antrópica y formación de suelos: Sostenibilidad y edafotecnología

Cada vez hay una consciencia más clara de que se vive en un único ecosistema de ámbito mundial y, por consiguiente, cualquier acción en una parte del sistema tendrá repercusiones sobre la globalidad. A partir de 1980 se ha empezado a intro­ ducir el concepto de agricultura sostenible, sustenable o si se prefiere, agricultura durable, que se diferencia de la denom inada agricultura convencional, por su mayor preocupación por el medio ambiente (Cap. 8). No obstante, interesa recordar que desde los primeros años del ya histórico movimiento conservacionista, iniciado por H. H. Bennet en 1928 en Estados Uni­ dos, se sentaron las bases y la práctica de lo que se ha dado en llamar ahora agri­ cultura sostenible. Con su obra «Soil Erosión a National Menace» primero, y más tarde su libro titulado «Soil Conservation», Bennet estableció la teoría y las reco­ mendaciones prácticas para una agricultura respetuosa con el medio, y en concreto con el recurso suelo. Estas ideas no siempre han recibido la atención que desde un principio merecían. Los sistemas agrícolas convencionales, con producción basada en agroquímicos y en el uso intensivo de energía, están siendo revisados en muchos países. Se busca una agricultura rentable, más eficiente con los recursos y medioambiental­ mente compatible. La agricultura sostenible (Harwood, 1990) debe lograr un equi­ librio estacionario con el medio globalmente considerado. Este tipo de agricultura, frente a las agriculturas alternativas, no renuncia a los beneficios de la agroquímica y de la agromecánica, si bien pondera sus efectos y destaca las interrelaciones de todas las partes del sistema agrícola, incluyendo al agricultor y su familia y los equilibrios biológicos en el sistema (Cap. 8). La política agrícola comunitaria (PAC) propugna la conservación de los sue­ los, incluso en aquellos casos en que circunstancial mente dejen de ser usados para la producción. El recurso debe conservarse para posibles usos futuros. Las principales acciones antrópicas y sus efectos sobre los suelos son las siguientes: 543

Efectos

Acciones

Construcciones para el control de la erosión: — Bancales bien diseñados — Obras mal construidas

Conservación del suelo y mejora del mismo. Efectos positivos. Aumentar el riesgo de erosión.

Rehabilitación de suelos en áreas degradadas (graveras, minería a cielo abierto, áreas urbanizadas, vías de comunicación, etc.).

Posibilidad de implantar una vegetación (forestal, agrícola u ornamental).

Estercolado continuado a lo largo de muchos años

Mejora del suelo: estructura, características quí­ micas, fertilidad. Paso de un epipedión óchrico a un antrópico o a un plaggen.

Fertilización: — Adecuadamente planificada por medio de análisis, interpretación y recomendaciones.

Efectos positivos.

— Exceso de algún elemento fertilizante (nitratos u otros)

Cambios químicos en el suelo. Contaminación de la capa freática.

Enmiendas químicas: Encalado

En suelos ácidos: Disminución de los efectos tóxicos del aluminio, favorecer la acción de las bacterias, mejora la nutrición en calcio, etc. Paso de úmbrico a móllico. Paso de condiciones dístricas (ácidos) a éutricas (riqueza en bases).

Enyesado

En suelos sódicos: Mejora la estructura al favorecer la floculación de los coloides. Disminuye posibles efectos tóxicos del sodio.

Cultivo en huertos con regadío y aportes de ma­ teria orgánica

Mejora de suelos de zonas áridas y semiáridas. Horizonte antrópico.

Deforestación con talas no planificadas

Destrucción de la cubierta vegetal: erosión.

Transformaciones en regadío sin evaluación pre­ via del riesgo de salinización y/o sodificación y sin drenaje.

Riesgo de degradación del terreno.

Laboreo según líneas de máxima pendiente en suelos erosionables

Degradación y pérdida del suelo.

Laboreo en condiciones de humedad inadecuadas

Degradación del suelo por compactación.

Laboreo demasiado profundo con vertedera

Aparición en superficie de horizontes subsuperficiales más desfavorables.

Laboreo mínimo

Evita revolver el suelo. Disminuye la mineraliza­ ción de la m.o. Evita la compactación por paso de maquinaria. Exige el empleo de herbicidas.

Plantaciones realizadas sin aplicar criterios de mantenimiento

Degradación del suelo por erosión.

Aporte de purines y otros desechos — Indiscriminado

Contaminación de suelos y capa freática.

— Controlado

Efectos beneficiosos.

—> 544

Efectos

Acciones

Vías de comunicación muy frecuentadas

En las inmediaciones contaminación de la vege­ tación y suelo por metales pesados. Desprendi­ miento de ozono, de anhídrido carbónico, etc.

Cambios en una cuenca de recepción de agua de escorrentía (desagües de cunetas en carre­ teras, p. ej.).

Procesos erosivos por concentración de mayor caudal.

Movimientos de tierras — Indiscriminados

Destrucción del suelo.

— Con capaceo

Al retirar previamente el horizonte de superficie resulta posible rehabilitar el suelo después de la nivelación o la excavación.

Fragmentación de horizontes cementados

Se puede favorecer el paso de las raíces. Se puede aumentar la pedregosidad superficial. La retirada de los fragmentos debe justificarse económicamente. Con ello se influye sobre la morfología del suelo (Arent).

Arranque de horizontes pctrocálcicos o de estratos rocosos

Facilita el enraizamiento y aumenta el volumen explorable.

Despedregado con molienda

Facilita el laboreo. Se pierde el efecto acolchado debido a las piedras en superficie. Si no se ha estudiado previamente el perfil puede resultar ineficaz.

Enterrado de desechos y escombros

Los problemas que se pueden derivar en el futuro son difíciles de prever. Si se afecta una capa freá­ tica aparecerán contaminaciones no puntuales imposibles de corregir. Si se depositan sobre materiales muy poco permeables, los efectos negativos pueden no manifestarse.

Drenaje — Bien planificado técnica y económicamente

Mejora de suelos.

— De suelos salinos

Se pierden ecosistemas con comunidades halófilas. El suelo desalinizado, según las condiciones de medio puede tener unas producciones que no jus­ tifiquen la inversión.

— De suelos orgánicos

Controlar el nivel freático para evitar subsidencia e incendios.

Construcción de diques y polders

Se gana terreno al mar y puede crearse suelo agrícola.

Drenaje de zonas húmedas

Pérdida de lagunas y otras zonas húmedas de interés faunístico. El drenaje debe justificarse por medio de un estu­ dio de evaluación de impacto ambiental (E.I.A.).

Ciertas actuaciones del hombre sobre el suelo implican su destrucción (exca­ vaciones, nivelaciones, construcciones, etc.), el nuevo material dejado en superficie representa el momento cero en la edafogénesis y el estudio de su evolución puede 545

aportar información de interés para conocer el comportamiento bajo determinadas condiciones de medio (Cap. 28). Las acciones antrópicas para obtener nuevos suelos agrícolas mejorando los preexistentes deben tener una justificación técnica, económica y medioambiental. Algunos autores han introducido el término edafotecnología, para designar la implicación del hombre deliberada o planificada en la génesis de suelos, al deter­ minar los tipos de materiales a partir de los cuales se pueden formar nuevos suelos, escogiendo procedimientos para tratarlos y enmiendas para prom over la formación de suelos que resulten adecuadas para los fines para los cuales se necesiten. Para algunos la edafotecnología constituye una parte de la biotecnología.

7.

Dimensión temporal de los suelos

La dimensión temporal de los suelos se manifiesta de distinta manera según cual sea la característica considerada. Hay variaciones a lo largo del día (tempera­ tura de superficie, contenido de anhídrido carbónico, actividad biológica, etc.); a lo largo del año (salinidad, humedad, temperatura, pérdida de materiales por erosión, contenido de nutrientes, etc.); o bien cambios que se expresan muy lentamente a lo largo de muchos años (procesos de meteorización, diferenciación de horizontes, translocación de componentes, etc.). El tiempo como factor form ador del suelo afecta a las variaciones a lo largo de los años. No obstante, desde un punto de vista del estudio y uso del suelo, cambios a más corto plazo pueden adquirir una mayor significación. La edad de un suelo expresa el tiempo durante el cual han actuado los proce­ sos formadores, y para determinarla será necesario fijar un momento cero. Este coincide con el de formación de la superficie gcom órfica sobre la que se desarrolla el suelo o con el momento en que se acabó de construir una escombrera, por ejem ­ plo. Si se trata de una superficie de erosión, la edad geológica de los materiales nada tendrá que ver con la de la superficie, ni con la del suelo. Resulta totalmente incorrecto hablar de suelos paleozoicos, cretácicos..., por el hecho de que el suelo se esté formando a partir de materiales de estos períodos geológicos. El movimiento de materiales de un lugar a otro origina superficies de depó­ las que habrá coincidencia entre el momento de acabarse de depositar los materiales, la aparición de una nueva superficie y el inicio de la formación del suelo, si bien existe la posibilidad de nuevos aportes.

sito, en

Una nueva superficie puede tener su origen en un proceso erosivo, en un aporte de m ateriales aluviales o coluviales, en una regresión m arina, en un depósito morrénico, en el depósito de materiales piroclásticos, de una colada de lava, de una colada de barro, por un movimiento de tierras, etc. Los geomorfólogos australia­ nos han introducido el concepto de ciclo K (Butler, 1959) para designar el tiempo transcurrido desde la formación de una superficie geomórfica hasta su destrucción por erosión o por depósito de materiales. 546

Un suelo puede em pezar a desarrollarse a partir de un material depositado por coluvionamiento sobre un horizonte de otro suelo anterior que hubiese quedado exhumado por erosión, lo que puede evidenciarse a veces por la presencia de una línea de piedras (stone-line) entre ambos. El estado inicial de un suelo puede tam bién ser un suelo preexistente, que empiece a evolucionar bajo unas nuevas condiciones de medio, ligadas a un cam­ bio climático. En este caso habrá una superposición de rasgos, unos heredados o relictos y otros adquiridos bajo las nuevas condiciones. La evolución de un suelo puede cam biar de trayectoria por otras causas, como puede ser por movimientos a muy largo plazo derivados de la tectónica de placas, importante para suelos del pasado; por cambios en el propio suelo conducentes a una trayectoria progresiva o regresiva; o por alteraciones derivadas del uso del suelo por el hombre. La tasa de formación del suelo varía en distintos ambientes y conocerla puede resultar de interés para acotar qué pérdida m áxima de suelo por erosión puede aceptarse, sin que el recurso desaparezca progresivamente. Es lo que en conservación de suelos se denom ina pérdida tolerable de suelo (Cap. 23). En casi todos los casos, el número de años necesarios para la formación de un suelo supera con mucho al de la vida de un hombre, por ello se habla de recurso no renovable a corto plazo: Formación del suelo Muy rápida (sobre cenizas volcánicas y clima húmedo) Muy lenta (sobre calizas duras y clima templado-frío) Propiedades asociadas con el hidromorfismo Propiedades asociadas con la materia orgánica Propiedades asociadas con la meteorización Horizontes A Horizontes de alteración (Bw cámbico) Horizontes de acumulación Carácter ácuico Entisol (sobre material no consolidado) Vertisol Spodosol Ultisol Oxisol

7.1.

Tasa de formación (años) < 100 < l cm/5.000 años rápida rápida lenta

1-1.000 > 1.000 > 1.000 < 10 < too 3.000-18.000 1.000-8.000

106 105 a 2 x 106

Datación de suelos

La duración de los procesos edafogenéticos es tal que por lo general no per­ mite una m edida directa, ni su reproducción experim ental en laboratorio, por lo que las dataciones de suelos deben basarse en observaciones y m edidas indirec­ tas. La datación de suelos es una labor siem pre difícil, que utiliza técnicas tom a­ das de las investigaciones históricas, arqueológicas, geológicas, palinológicas o propiamente edafológicas. Unas conducen a dataciones absolutas, otras a datar de forma relativa: 547

Técnicas

Investigaciones históricas y arqueológicas

Investigaciones geológicas: Criterios geomorfológicos

Observaciones

A partir de hechos históricos o prehistóricos de datación conocida: edificios, cabañas neolíticas, riadas, erupcio­ nes volcánicas, etc. Datación de superficies del paisaje. Datación de terrazas fluviales, morrenas glaciares, etc.

Criterios paleontológicos

Cronología del Cuaternario a partir de fósiles.

Criterios estratigráficos

Estudio de los materiales depositados, secuencias de sedimentación, etc.

Tefrocronología

Datación a partir de correlaciones estratigráficas hechas por medio de cenizas volcánicas de erupciones sucesi­ vas.

Investigaciones palinológicas

Estudio del polen fósil: palinología del Cuaternario. El polen se conserva bien en medios anaerobios y ácidos (turberas); en suelos calizos tiende a desaparecer. Polen testigo.

Investigaciones con isótopos

C-14, 0-18, CI-36, Gs se han utilizado en determinadas condiciones.

Investigaciones edafológicas

Partiendo de análogas condiciones iniciales y bajo igua­ les condiciones de medio. Para dataciones relativas se pueden tener en cuenta la diferenciación de horizontes, espesor, características de los límites, así como la presencia de caracteres relictos o de caracteres paleo.

Datar un suelo exige un intenso trabajo de investigación, que ha sido realizado en pocos suelos, por lo que la edad de la mayoría de los suelos se desconoce de forma pre­ cisa. De forma cualitativa, basándose en criterios morfológicos se puede llegar a una datación relativa, estableciendo una gradación de los suelos más jóvenes que son aque­ llos que tienen poco espesor y escaso desarrollo, a suelos muy evolucionados, y a suelos muy viejos, lo que permite establecer cronosecuencias relativas. No obstante, cabe desta­ car que al hablar de suelo «joven» o «maduro», no se hace referencia a la edad del suelo en años, sino al grado de meteorización y de desarrollo del suelo. La información acerca de la duración de los procesos puede ser de utilidad en edafotecnología, para prever actuaciones que orienten o aceleren la evolución de determinados sue­ los o materiales hacia direcciones deseables, de acuerdo con los usos que se pretenda implantar. También debe utilizarse tal información para evitar efectos no deseados, deriva­ dos de procesos naturales o acciones antrópicas sobre los ecosistemas.

7.2.

Ciclos evolutivos: Suelos monocíclicos y policíclicos

Los suelos de menos de 10.000 años se han formado bajo unas condiciones de medio, en concreto de clima, muy semejantes a las actuales. Se denominan suelos de ciclo corto, monocíclicos o monogénicos, o simplemente suelos actuales. Por el contrario, a medida 548

que un suelo es más viejo, mayor es la posibilidad de que su evolución se haya visto afec­ tada por los cambios climáticos que han tenido lugar a lo largo del Pleistoceno. Los más significativos han sido los períodos glaciares fríos, con sus períodos interglaciares cálidos en las regiones templadas actuales, que se correspondieron a períodos pluviales húmedos y a interpluviales secos en las regiones semiáridas y áridas actuales. Los suelos de ciclo largo pueden presentar características cuyo origen sería difícil­ mente explicable, si se pretendiesen relacionar con el clima actual. Si uno de estos suelos ha permanecido siempre aflorante, se habrá visto afectado por diversos ciclos de evolución bajo los sucesivos climas, se trata de un suelo poligénico o policíclico que puede presentar tanto caracteres relictos como actuales. Son suelos cuya morfología suele ser difícil de interpretar, al presentar rasgos aparentemente contradictorios respecto a lo esperable.

ESTUDIO DE CASOS Al estudiar en lámina delgada material de un suelo procedente de una región actualmente semiárida, se observa la existencia de edaforrasgos cristalinos calizos, sobre edaforrasgos texturales de tipo arcilloso (Cap. 4). Justificar esta aparente anomalía y secuenciar los procesos formadores a lo largo de la historia del suelo.

Respuestas P u e d e e x p lic a rs e p o r u n c a m b io d e c o m p o s ic ió n d e l a g u a d e l s u e lo y d e l b a la n c e h íd ric o , m e n o s fa v o ra b le e n la e ta p a d e e v o lu c ió n m á s re c ie n te . La a c u m u la c ió n de a rc illa , d e p o s ita d a a n te s d e la lle g a d a d e lo s c a rb o n a to s , c o rre s p o n d e a u n a tra n s lo c a ­ ció n b a jo un c lim a m á s llu v io s o q u e fa v o re c ía un p ro c e s o d e d e s c a rb o n a ta c ió n , s e g u id o de l d e ¡lu v ia c ió n . El p rim e r s e q u u m d e b ió s e r: A B t B k p a ra p a s a r p o s te rio rm e n te a A B tk Bk.

Un suelo formado en un paisaje del pasado (Valentine y cois., 1976), ya sea monocíclico o policíclico, con caracteres relictos, heredados de la evolución bajo unas condiciones de medio diferentes de las actuales y poco afectado por éstas, recibe la denominación de paleosuelo. Un suelo que haya sido recubierto por un depósito de materiales de un espesor superior a 50 cm (S.S.S. 1975, 1999), se considera un suelo enterrado (carácter thapto) (Hall, 1999). Los suelos enterrados pueden presentarse próximos a la superficie, y seguir evolucio­ nando, o bien permanecer a cierta profundidad, e incluso formar parte de una serie sedimen­ taria; en este caso se trata de un paleosuelo fósil o simplemente de un suelo fósil. En España, por ejemplo, en la Alcarria (Guadalajara) o en el macizo del Garraf (Barcelona), es frecuente encontrar suelos rojos desarrollados a partir de calizas duras (Terra rossa, equivalente a Rho­ doxeralf, pp), cuya génesis se considera ligada a condiciones pasadas. En La Rioja alavesa se han encontrado Alfisoles fosilizados (Ocio et al., 1988), los Aridisoles con horizonte argílico de Almería (SE de España) y muchos horizontes petrocálcicos, son otros tantos ejemplos de formaciones debidas a unas condiciones de medio diferentes de las actuales. 549

El estudio de los paleosuelos fósiles puede resultar de gran interés para llegar a conocer paleoambientes y en contreto la paleoedafología de un determinado momento geológico (Freytet, 1971). Así, por ejemplo, el estudio de suelos rojos precámbricos (paleosuelos fósi­ les) ha proporcionado información acerca del desarrollo de la atmósfera terrestre inicial. Análogamente, los paleosuelos ordovícicos son indicadores útiles de la composición de la atmósfera en el tiempo en que se formaron, debido a que, antes de la aparición de las plan­ tas superiores terrestres, los efectos de la biosfera debieron ser mucho más débiles y pueden considerarse despreciables frente a los efectos de los procesos inorgánicos (Holland & Zbinden, 1988). La aparición de las gramíneas en el Terciario y la forma de ocupar un terri­ torio dio lugar a una diversificación en el tipo de suelos. No siempre resulta fácil demostrar que una unidad estratigráfica es realmente un paleosuelo, en caso de serlo será necesario identificar qué modificaciones puede haber sufrido por diagénesis o metamorfismo, para intentar reconstruir las características químicas y mineralógicas iniciales. Para el estudio de paleosuelos fósiles resultan útiles las técnicas de trabajo habituales en edafología, completadas con las de petrología, geoquímica y estratigrafía. La clasificación de los paleosuelos puede revestir dificultades, debiendo evitar forzar su inclusión en esque­ mas de clasificación concebidos para los suelos actuales.

ESTUDIO DE CASOS En una prospección edafológica se han identificado cuatro categorías de suelos que ocupan distintas posiciones geomorfológicas formando una toposecuencia. Se indican los horizontes, sin representar a escala sus espesores, y los colores en húmedo en el código Munsell. Establecer las correspondencias suelo-pai­ saje, justificando el por qué.

550

Respuestas 1.

En el fo n d o d e v a lle h a y h ld ro m o rfis m o , lo q u e se h a d e s c rito co n la le tra g al d e n o ­ m in a r lo s h o riz o n te s . L o s c o lo re s so n los m á s g ris e s (P -4; X, Q ).

2.

En la p la ta fo rm a , c o m o s u p e rfic ie m á s e s ta b le se h a lla n lo s s u e lo s m ás vie jo s, con p e rfil m á s d e s a rro lla d o y c o lo re s m á s rojos (P -1 ; Z, P).

3.

Las p o s ic io n e s de la d e ra se c a ra c te riz a n , la so m ita l p o r el p re d o m in io de los p ro ce ­ s o s e ro s iv o s , re ju v e n e c im ie n to d e l p e rfil y c o lo r c la ro en el A y s e m e ja n te s los co lo ­ re s d e lo s h o riz o n te s s u b s u p e rfic ia le s . En la p a rte b a s a l el s u e lo tie n e c a rá c te r c u m ú lic o , co n un h o riz o n te s u b s u p e rfic ia l m uy o scu ro , si la p e n d ie n te en P-3 es in fe ­ rio r al 2 5 % p u e d e s e r un c a rá c te r flu v é n tic o . (P-2: W , M y P -3. Y, N).

8.

Enfoque factorial en génesis de suelos: Perspectivas

La idea de que la interacción de diversos factores contribuye a la formación de un suelo dio lugar a la elaboración de la teoría de los factores de estado para ex­ plicar la génesis de suelos. A pesar de los años desde que fue formulada, sigue teniendo vigencia y es la que ha tenido mayor impacto en los estudios edáficos, ya que ha permitido llegar a entender la formación de los suelos y establecer modelos de distribución de los suelos en el paisaje. Esta teoría, además de revalorizar los trabajos de la Escuela de Dokuchaev, ha propuesto una metodología para la cuantificación en Edafología. Ello ha servido de base para desarrollar otros modelos de génesis de suelos; para la cuantificación en Soil Taxonomy; proporcionar un esquema para estudios ecológicos y de ecosis­ temas (Wilding, 1994). Constituye un enfoque útil en el esfuerzo para llegar a entender y controlar el cambio global (Vitousek, 1994). El desarrollo de modelos se ha generalizado, al proporcionar un medio para or­ ganizar ideas y hechos en un esquema conceptual y generar hipótesis contrastables para separar causa y efecto. El enfoque inicial de Jenny (1941) ha recibido diversas críticas por:

— Plantear una ecuación fundamental general que nunca ha podido ser resuelta. — Asumir de forma implícita una monogénesis para los suelos. — Tener una visión demasiado simplista de los procesos en laderas. — Establecer correlaciones empíricas sin llegar a determinar las verdaderas causas (caja negra). — No considerar suficientemente las interrelaciones entre factores, en un afán de bus­ car situaciones en que dichos factores fuesen variables independientes.

551

No obstante, cabe destacar que este enfoque ha contribuido positivam ente a que en génesis de suelos se haya llegado a un adecuado nivel de com prensión de los suelos en un determ inado am biente o sucesión de am bientes. Además, ha lle­ vado a profundizar en la investigación de los procesos edafogénicos, de las rela­ ciones entre factores, de las variaciones en los suelos y m odelos de distribución en el paisaje, perm itiendo avanzar en cartografía de suelos. La aportación de Jenny tiene su continuación actual en los modelos m atem áti­ cos de sim ulación y los m odelos de sistem as, así com o en el análisis estadístico m ultivariante con aplicación de bases de datos y sistem as de inform ación geo­ gráfica (Petersen et al., 1992).

9. 9.1.

Bibliografía Bibliografía básica

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9.2.

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554

19 Soil Taxonomy La clasificación de suelos se desarrolló como un medio para comparar perfiles de suelos.

1.

Clasificación de suelos: Criterios científicos y criterios utilitarios

En el capítulo 5 se ha expuesto cómo se pueden denominar los suelos. El obje­ tivo era introducir al lector en la utilización de la terminología de suelos. En el pre­ sente capítulo se da una panorámica acerca de la clasificación de suelos, reseñando los principales antecedentes históricos y profundizando en las bases de Soil Taxo­ nomy. El objetivo es establecer las bases para llegar a clasificar un suelo auxilián­ dose de las claves de clasificación que corresponda. El desarrollo de una clasificación de suelos se propone ordenar los conoci­ mientos y tiene claras implicaciones en la transferencia de conocimientos y de tec­ nología. La taxonomía de suelos debe permitir alcanzar la máxima solidez en la identificación y descripción del objeto, en este caso el suelo, que sirve de soporte a distintos usos: agrícola, forestal, ingeniería civil, de ocio, depuración natural, etc. Una clasificación ascendente organiza en categorías los suelos individuales semejantes en muchas de sus propiedades (Birkeland, 1984). Una clasificación científica elabora una síntesis de propiedades y relaciones, de forma que resulte más fácil recordarlas y trans­ mitirlas. Una clasificación utilitaria se interesa por lograr una mejor utilización del recurso suelo. Las ventajas e inconvenientes en basar una clasificación en criterios científi­ cos o en utilitarios son:

Criterios científicos: Ventajas: Se basan en caracteres intrínsecos del suelo. Tienen mayor vigencia en el tiempo. Permiten disponer de mucha información. Permiten extraer información para derivar múltiples cartografías utilitarias.

555

Inconvenientes: Consumen bastante tiempo en su elaboración. Requieren personal cualificado para trabajos de campo. Exigen recursos económicos importantes para obtener la información. Sus aplicaciones van dirigidas a especialistas. Criterios utilitarios: Ventajas: Información directamente utilizable por no especialistas. Información más barata y rápida de obtener al basarse en menos propiedades y características. Inconvenientes: Información para un fin determinado: por lo que es menos completa. Menor vigencia en el tiempo. Escasas posibilidades de derivar otras cartografías.

2.

Taxonomía de suelos: Antecedentes

Dokuchaev (1846-1903), considerado el fundador de la Edafología, estableció las bases de una primera clasificación de suelos con criterios científicos, si bien fue su discípulo Sibirt7.ev (1860-1899) quien formuló la teoría del origen climático de los suelos o «ley de la zonalidad» basando en ella el primer esquema jerarquizado de clasificación de los suelos: División

Tipo Lateritas Suelos de loess-eólico Suelos de estepa-desierto Suelos chernozem Suelos forestales grises Suelos podzolizados Suelos de tundra

A.

Suelos totalmente desarrollados (Zonales): características y evolución dominada por el clima y la vegetación.

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

B.

Predominio de algún factor local, litología o relieve (Suelos intra7.onales).

8. Suelos alcalinos 9 Suelos bog y moor

C.

Suelos inmaduros (azonales)

10. Suelos esqueléticos 11. Suelos aluviales

En Ciencia del Suelo la dificultad para llegar a esquemas jerárquicos válidos no ha sido superada de una forma satisfactoria, como lo demuestra el hecho de que se hayan ido pro­ poniendo múltiples sistemas taxonómicos. La dificultad estriba en que el suelo no es un cuerpo discreto, como ocurre con los animales y plantas. Ello obliga a definir previamente la unidad a clasificar, atendiendo a propiedades y características seleccionadas según la finalidad a alcanzar. 556

No obstante, no hay que olvidar que cualquier sistema de clasificación refleja el nivel de conocimientos en un momento histórico determinado y, por consiguiente, debe ir siendo modificado a medida que se avance en el conocimiento científico y tecnológico de los suelos. Los distintos sistemas taxonómicos jerarquizados que se han ido elaborando se basan en: — Factores formadores: Sibirtzev (1895). — Factores y procesos formadores: Marbut (1927). Baldwin, Kellog, Thorp (1938). Thorp, Smith (1949) (revisión). Kubiena (1952). Aubert-Duchaufour (1956) y CPCS (1967). Mückenhausen (1962). — Constituyentes: Fauck y cois. (1979). — Morfología del suelo: Huguet del Villar (1937). Soil Taxonomy (1960, 1975, 1987, 1990, 1992. 1994, 1996, 1998, 1999). FAO-UNESCO (1971) y WRB (1998). Un sistema de clasificación puede basarse en las propiedades o bien en la interpretación de cómo ha llegado el suelo a adquirir tales propiedades y características. En este último caso, se habla de clasificaciones genéticas que resultan muy especulativas y subjetivas, ya que la interpretación de la génesis de un suelo puede serlo en aquellos emplazamientos que no hayan sido objeto de estudios previos. Algunos autores han preferido basar la clasifica­ ción en la morfología y composición del suelo (Simonson, 1962), lo que evita tener que realizar interpretaciones, en este caso se trata de clasificaciones morfométricas. Las clasificaciones modernas son morfométricas, en este caso la subjetividad se tras­ lada al momento en que el constructor del sistema taxonómico ha tenido que decidir qué propiedades debía tomar en consideración y cómo cuantificar y establecer límites. El pros­ pector y el cartógrafo aplicarán los criterios con objetividad y dos personas suficientemente entrenadas llegarán a un mismo resultado al clasificar un suelo. Huguet del Villar (1937) fue un precursor en este enfoque, que fue el utilizado por G. Smith al desarrollar la clasifi­ cación Soil Taxonomy (SSS, 1960).

3.

Principios de Soil Taxonomy

La clasificación Soil Taxonomy empezó a elaborarse a raíz de que el Soil Survey Investigations del USDA se plantease, en 1951, la necesidad de buscar solución a los problemas que dejaba sin resolver la clasificación de Baldwin, Kellog y Thorp de 1938 y la revisión llevada a cabo por Thorp y Smith en 1949. La principal dificultad con que se enfrentaban consistía en que una vez reconocidas y establecidas las series de suelos de las regiones más importantes de EE.UU., en número de varios millares, era preciso evitar duplicidades. Se requería una comparación sistemática de 557

los suelos. Esta correlación no era fácil de conseguir, a menos que existiese un sistema de jerarquización de los elementos a comparar, es decir, un sistema de clasificación de utiliza­ ción objetiva. La elaboración requirió un gran esfuerzo por el volumen de información a utilizar y la labor de síntesis que exigía. Detalles de esta etapa y de la labor realizada pueden encon­ trarse en Cline (1979). El producto al que se llegó fue presentado en Madison (USA) en 1960, en el Congreso de la International Society of Soil Science, bajo la denominación de 7th Approximation, que posteriormente ha pasado a ser conocida como Soil Taxonomy. Soil Taxonomy representó pasar de una concepción cualitativa o semicuantitativa a otra cuantitativa, lo que indirectamente ha contribuido a la normalización de los métodos de aná­ lisis y a la creación de laboratorios para poder satisfacer esta demanda. Desde 1960, Soil Taxonomy ha sido mantenida por el Soil Conservation Service del USDA, lo que ha supuesto su revisión y puesta al día constante. Esta labor ha dado lugar a diversos borrado­ res, las modificaciones de 1964, 1967 y finalmente, en 1975, a la edición oficial. En la actua­ lidad se han creado diversos comités de especialistas en los diversos Ordenes, que revisan y proponen modificaciones, que han visto la luz en las Keys to Soil Taxonomy de los años 1987, 1990, 1992, 1994, 1996 y 1998. Con toda la experiencia colectiva adquirida en todo el mundo ha sido posible publicar la segunda edición de Soil Taxonomy (S.S.S. 1999), que incluye muchas mejoras. Añade dos nuevos órdenes de suelos, los Andisoles y los Gelisoles. Define las arcillas de baja actividad y desarrolla diversas categorías de suelos. Soil Taxonomy abandonó definitivamente el esquema zonal, que ya había sido criticado por diversos autores (Stephens, 1950, Gorshenin, 1968, Harris, 1968). Reconoce que los suelos intrazonales tienen propiedades en común con los suelos zonales con los que están en contacto, por lo que no los separará al rango taxonómico máximo, sino a uno más bajo, y sin tomar en consideración los conceptos de zonal o intrazonal. Si se comparan suelos de perfil A BwC y A Bj, Cs por un lado y A BIg Cg, A Cg y A Bp C por otro se puede afirmar que:

Los su elos de p e rfile s ta le s com o: A

A

Bw

Bg

C

cg

O ch re p t (SSS, 1996)

Aquept

tienen m ás ca ra cte rísticas en co m ú n q ue los sig u ie n te s su elos hidrom orfos: A

A

A

Btg

cg

Bg C

cg A q u a lf

Aquent

Aquept

Por ello, en la Soil Taxonomy no existe el Orden «Hidrosol», para reunir todos los sue­ los con caracteres hidromorfos que quedan distribuidos en diversos Ordenes, cada uno de ellos agrupa suelos de características más semejantes entre ellos. 558

La clasificación Soil Taxonomy no utiliza los tipos de humus (Cap. 8), porque éstos cambian si el suelo se labra, ha sido encalado o fertilizado, con lo que cambiaría la clasifi­ cación tras este tipo de prácticas agrícolas. Las propiedades tomadas en consideración lo fueron con una visión pragmática, atendiendo a su importancia práctica, en especial los usos agrícolas, más que por su relación con la génesis del suelo. Los límites cuantitativos utilizados surgen de los factores que controlan directamente la formación del suelo y de las propiedades morfogenéticas como marcadores del desarrollo edáfico. Las ventajas de Soil Taxonomy son: — Los taxones quedan definidos de forma que sean mutuamente excluyentes. — Clasifica suelos y no procesos formadores, por lo que sólo requiere conocer las pro­ piedades y características del suelo y no su génesis. Distintas interpretaciones sobre la génesis no influirán en la clasificación de un suelo. — Tiene en cuenta que los suelos son objeto de uso por el hombre, por lo que debe ser aplicable a suelos agrícolas, sin necesidad de referirse a suelos vírgenes más o menos hipotéticos. — Considera propiedades que por lo general tienen significación frente al uso. — La terminología utilizada, si bien puede resultar extraña al principio, resulta autoexplicativa cuando se llega a entender las normas de nomenclatura. Resulta, a partir de este momento, clara y no requiere traducción a los distintos idiomas. — Define con igual precisión todos los niveles jerárquicos, por lo que puede utilizarse tanto a nivel detallado como de generalización. — Se puede aplicar de forma objetiva, ya que se basa en información cuantificada.

4.

Estructura del sistema Soil Taxonomy permite clasificar los suelos en base a los siguientes criterios:

— — — — —

Suelos minerales y suelos orgánicos. Horizontes de diagnóstico, algunos de ellos mutuamente excluyentes, otros no. Características de diagnóstico. Régimen de humedad del suelo, Régimen de temperatura del suelo.

4.1. Diferencias entre suelos minerales y suelos orgánicos La m ayoría de suelos están constituidos predom inantem ente por material mineral, sin embargo, los suelos desarrollados en turberas son totalmente orgáni­ cos. En el caso de los suelos desarrollados a partir de materiales volcánicos (Andisoles) suelen ser suelos minerales, si bien algunos de ellos pueden ser orgánicos (SSS, 1999). 559

La definición de un suelo mineral se basa en el espesor de los horizontes que varía según la clase de material. Un horizonte O es un horizonte orgánico de un suelo mineral, m ientras que un H es un horizonte orgánico de un suelo orgánico. (Cap. 2).

4.2. a)

Horizontes y características de diagnóstico

Horizontes de diagnóstico

El concepto de horizonte de diagnóstico y su uso en taxonom ía de suelos ha sido una de las aportaciones de Soil Taxonomy. Representa poder cuantificar, lo que significa un avance frente a clasificaciones anteriores. Se han indicado ya los epipediones y endopediones establecidos por SSS (1999) y se han reseñado sus características sim plificadas (Cap. 2). Inicialmente, los horizontes de diagnóstico constituyeron objeto de discusión por parte de algunos edafólogos. Hacia 1980 ya se había conseguido una aceptación general. El concepto de horizonte de diagnóstico surge de estudiar suelos completos, como una abstracción, no como unidades independientes. La relación entre la génesis de un suelo y los horizontes de diagnóstico resultantes es manifiesta. En algunos casos se observa que la Soil Taxonomy puede que haga un uso excesivo de alguno de los horizontes de diagnóstico, a los que ha conferido demasiada importancia, caso del endopedión argílico en opinión de algunos autores. No obstante, se puede afirmar que la aceptación ha sido tal que otros sistemas taxonó­ micos o leyendas de mapas han incorporado el concepto e incluso los nombres, si bien en algunos casos cambiando alguna de las definiciones, lo que debe tomarse en consideración para evitar confusiones y errores. Teniendo en cuenta las sucesivas modificaciones habidas, se precisa que en esta obra se utiliza la edición de 1999. Para disponer de una información permanentemente actualizada puede recurrirse a la consulta por internet a: http://soils.usda.gov

b)

Características de diagnóstico de suelos minerales

Las características diagnóstico consideradas para los suelos m inerales son las siguientes (SSS, 1999): Cambio textural abrupto: transición brusca de un epipedión óchrico o de un hori­ zonte álbico a un horizonte argílico existiendo en la zona de contacto un aumento consi­ derable del contenido de arcilla en una distancia vertical muy pequeña. Materiales álbicos: materiales del suelo con un color que está determinado principal­ mente por el color de las partículas de limo y arena más que por el color de sus revesti­ mientos. Propiedades ándicas: se deben principalmente a la presencia de cantidades importan­ tes de alófana, imogolita, ferrihidrita o de complejos aluminio-humus.

560

Condiciones anhidras: hacen referencia a la capa activa en suelos de desiertos fríos y otras áreas con permafrost y baja precipitación. COLE (coeficiente de extensibilidad lineal): relación entre la diferencia de longitud de un terrón en húmedo y la longitud del terrón en seco respecto a la longitud en seco. Expresa la susceptibilidad a la expansión/retracción. Durinodos: nodulos de débilmente cementados a endurecidos de diámetro > 1 cm. El cemento es S i02. Propiedades frágicas: características esenciales de un fragipán. Carbonatos secundarios identificables: carbonato cálcico autigénico translocado que ha sido precipitado «in situ» de la solución del suelo, más que heredado del material ori­ ginario. Lnterdigitaciones de materiales álbicos: materiales álbicos que penetran 5 cm o más en un horizonte argílico/kándico/nátrico subyacente a lo largo de las caras verticales de los agregados y en menor grado de las caras horizontales. Banda de arcilla iluviada Extensibilidad lineal (LE): la LE de una capa de suelo es el producto de su espesor en cm por su COLE. La LE de un suelo es la suma de las LE de todos los horizontes del suelo. Discontinuidades litológicas (Cap. 2) Valor n: relación entre el porcentaje de agua en condiciones de campo y los porcenta­ jes de arcilla y humus. El valor de n prevé si el suelo puede ser pastado o si puede sopor­ tar otras cargas. Prevé igualmente la subsidencia después de drenar el suelo. Contacto petroférrico: límite entre el suelo y una capa continua de material endure­ cido en la cual el cemento más importante es el hierro, mientras que la materia orgánica no existe o sólo se presenta en trazas. Plintita (Cap. 2, 17). Minerales resistentes (Cap. 17). Caras de deslizamiento (slickensides) (Cap. 2). Materiales espódicos: evidencian que materiales orgánicos y aluminio con o sin hierro se han movido de un horizonte eluvial a un horizonte iluvial. Minerales meteorizables (Cap. 17).

c)

Características de diagnóstico de suelos orgánicos Las características diagnóstico para los suelos orgánicos (SSS, 1999) son:

Fibras Materiales fíbricos Materiales hémicos Materiales sápricos Material humilúvico Materiales límnicos 561

d)

Características de diagnóstico de suelos minerales y orgánicos

Las características consideradas diagnóstico tanto para suelos m inerales como orgánicos (SSS, 1999) son: Condiciones ácuicas: los suelos con condiciones ácuicas son aquellos que de forma continua o periódica presentan saturación con agua y condiciones reductoras. Cryoturbación: perturbaciones mecánicas en el suelo producidas por la acción del hielo. Contacto dénsico: contacto entre el suelo y materiales dénsicos. Materiales dénsicos: materiales relativamente no alterados y no cementados, con una densidad aparente o una organización tal que las raíces no pueden penetrar, excepto a través de grietas, p. ej., desechos de minas. Materiales gélicos: materiales minerales u orgánicos del suelo que presentan eviden­ cias de procesos de cryoturbación. Capa glácica: capa de hielo. Contacto lítico (Cap. 3). Contacto paralítico (Cap. 3). Materiales paralíticos: materiales relativamente no alterados, moderadamente o fuer­ temente cementados. Permafrost: condición térmica en la que un material (incluyendo material del suelo) permanece a menos de 0° C durante dos años consecutivos o más. Materiales sulfurosos: materiales minerales u orgánicos del suelo con componentes sulfurosos que, sometidos a condiciones aerobias, sufren un descenso brusco (2 meses) del pH alcanzándose pH < 4,0. Horizonte sulfúrico (Cap. 2).

Dentro de este grupo de características de diagnóstico se destacan dos dada su gran importancia para el crecim iento de los cultivos y los procesos en el suelo:

Regímenes de humedad. Regímenes de temperatura.

e)

Regímenes de humedad del suelo

El régimen de humedad de la sección control (Cap. 2) viene caracterizado por la duració n de los estad o s de su elo seco ( y < -1 .5 0 0 kP a), su elo h ú m ed o (\|i >—1.500 kPa) y suelo saturado ( y = 0) a lo largo del año. En las definiciones de los distintos regímenes de hum edad (S.S.S. 1998), las expresiones «la m ayoría de años» y «seis años de cada diez» (S.S.S. 1996) han quedado sustituidas por el concepto de año normal, que es aquel que: 562

Tiene una precipitación que queda dentro del intervalo definido por la precipitación anual a largo plazo (30 años o más) ± desviación típica y análogamente pasa por lo menos ocho de los doce meses del año. El término «régimen» indica el modo de funcionamiento de una máquina en estado nor­ mal. En el caso del suelo, representa la sucesión normal de estados de humedad y de sequía a lo largo de un período de tiempo. La variación del estado de la sección control (SCH) a lo largo del año permite establecer siete criterios, según esté seca, parcialmente húmeda o húmeda (SSS 1975, 1992): A = Seca toda ella durante más de la mitad de los días acumulados por año, cuando la temperatura del suelo a una profundidad de 50 cm es superior a 5° C. B = Húmeda total o parcial menos de 90 días consecutivos o más cuando la temperatura del suelo a 50 cm es superior a 8o C. C = Seca o parcialmente seca 90 días acumulados o más. D = Seca 45 días consecutivos o más en los 4 meses siguientes al solsticio de verano. E = Húmeda 45 días consecutivos o más en los 4 meses siguientes al solsticio de invierno. F = Parcialmente húmeda 180 días acumulados o más. G = Parcialmente húmeda 90 días consecutivos o más. Estos criterios permiten establecer una serie de ecuaciones lógicas, que definen los diferentes regímenes de humedad. Cuando un criterio se cumple, esto se indica igualando su sigla a la unidad, en caso contrario se iguala a cero (Jarauta, 1989): Parámetros de temperatura

tn(il5 < 22° C y 8 > 5° C (Areas frías y templadas)

tv s > 2 2 ° C y /o 6 < 5 ° C (Areas tropicales)

Régimen de humedad

Ecuación lógica

ARIDIC (1) U D IC (l) UST1C (I)-l USTIC (1)-I1 XERIC-1 XERIC-II XERIC-1II

(A = 1) y (B = 0) (C = 0) y (D = 0) (A = 0) y (C = 1) y (D = 0) y (E = (A = 0) y (C = 1) y (E = 0) (A = 0 )y (B = 0 )y ( D = 1) y (E = (A = 1) y (B = 1) y (D = 1) y (E = (A = 0 )y (B = I ) y (D = l) y ( E =

ARIDIC (2) UDIC (2) USTIC (2)-I USTIC (2)-II USTIC (2)-III

(A = 1) y (B = 0) (C = 0) (C = 1) y (F = 1) (C = 1) y (F = 0) (C = 1) y (F = 1) y (G = 1)

1) 1) 1) 1)

La notación utilizada para las variables de temperatura es la siguiente: tmas = Temperatura media anual del suelo a 50 cm. tmsv = Temperatura media del suelo durante el verano. tnls¡ = Temperatura media del suelo durante el invierno.

^

hnsv

L is i

563

Según el grado de cumplimiento de cada criterio a lo largo de una serie de años, expre­ sado porcentualmente, se definen las distintas clases de regímenes de humedad, siempre considerando que el suelo no es objeto de riego, ni de barbecho, para aumentar el contenido de agua: Régimen de humedad

Temperatura del suelo a 50 cm

Aridic U d ic(l)

Criterios Soil Taxonomy (% de cumplimiento) A

B

>50

>50

tm» < 22° C y

C

D

50 >50

50 >50

^ 22° C y/o W _ tmsi < 5° C tmas < 22° C y tmsv-tmS¡2:5°C

50 >60 >60 >60

>60 >60 >60

En el caso del régimen arídico, por ejemplo, se indica que el suelo está seco (A = 1) en toda la sección control más del 50 % de los días acumulados por año y está húmeda toda ella o en alguna parte durante menos de 90 días consecutivos en el año normal. Para conocer de forma rigurosa el régimen de humedad, debería determinarse experimentalmente, a partir de medidas de campo. La falta de este tipo de información ha obli­ gado a desarrollar modelos de simulación para estimar el régimen de humedad de los sue­ los a partir de datos climáticos. El modelo de uso más generalizado es el desarrollado para los suelos de las Great Prairies de Estados Unidos (SSS, 1975; Newhall, 1976). La aplicación del modelo a suelos del Valle del Ebro (Tavemier y Wambeke, 1976; Jarauta, 1989) da por resultado numérico un régimen ústico, lo que no resulta aceptable de acuerdo con el estudio de la vegetación natu­ ral y la respuesta de los cultivos. El análisis detallado del modelo de Newhall ha permitido poner de manifiesto los siguientes aspectos (Jarauta y Porta, 1990), que pueden limitar su aplicabilidad: — No modeliza bien la variabilidad de la capacidad de retención de agua disponible para las plantas (CRAD). — No contempla la posibilidad de disponer de datos de precipitación diaria. — No tiene en cuenta las pérdidas por escorrcntía superficial, considerando eficaz toda la lluvia caída. — Modeliza de forma muy simple la evapotranspiración. — No considera las diferencias reales entre suelos a efectos de infiltración y evapo­ transpiración. — No tiene en cuenta las características de las lluvias ni de la orografía. 564

La debilidad de las estimaciones del régimen de humedad a partir de datos de observa­ ciones meteorológicas ha sido puesta en evidencia por diversos autores (Guthrie, 1985). Frente a este problema, muchos sistemas de clasificación optan por prescindir de esta infor­ mación al definir las categorías taxonómicas altas. Este es el caso, por ejemplo, del sistema de clasificación de suelos de Canadá, en el que el régimen de humedad no se utiliza más que para dividir los Subgrupos en Familias, nivel taxonómico bajo. En esta clasificación se define un índice de humedad climática (IHC), que expresa la precipitación durante la estación de crecimiento, como un porcentaje del agua potencial­ mente utilizada por los cultivos anuales, cuando el agua se halla disponible en el suelo. La FAO opta por separar la información de suelos de la de regímenes de humedad y tempera­ tura, dejando para una segunda fase la superposición de información climática. Dado que Soil Taxonomy utiliza el régimen para el rango de Orden (Aridisoles) y para diversos Subórdenes, se hace imprescindible poder disponer de este tipo de información, cuyo interés, por otro lado, reside en que describe las disponibilidades de agua para las plantas a lo largo del año. La dificultad de disponer en la práctica de datos acerca del estado de la sección control a lo largo del año, y en algunos casos la falta de observatorios meteorológicos en ciertas áreas, ha llevado a diversos autores a proponer criterios pragmáticos para aproximar los regímenes de humedad, en especial para establecer la extensión de la zona con régimen arí­ dico en España. El criterio más común ha sido la altitud (Díaz, 1987; íñiguez y cois., 1988, Pérez y cois., 1987), o la altitud más la orientación (Alias y cois. 1987, 1988, Torre y Alias, 1987) y en otros casos, se incluye además la distancia al mar Mediterráneo o la longitud (Alberto y cois., 1984). Jarauta (1989) ha estudiado el modelo Newhall y su aplicabilidad investigando los con­ tenidos de humedad de la sección control por medio de medidas de campo a lo largo de cuatro años estableciendo los perfiles hídricos, con una periodicidad de 7 a 14 días. Basán­ dose en el mismo enfoque conceptual que el método de Newhall, propone una serie de modificaciones para mejorar dicho modelo. Los resultados obtenidos con un nuevo modelo «método Newhall modificado (Jarauta, 1989)» se ajustan mucho mejor a los datos de campo. Las características de diseño de este modelo son las siguientes: Klcmentos de diseño

Implementación en el modelo de Newhall

Propuesta de modificación del modelo de Newhall (Jarauta, 1989)

Modelización del perfil del suelo

Perfil homogéneo, isótropo, bien drenado, de 200 mm de capacidad de retención de agua disponible (CRAD), dividido en 8 x 8 = 64 casillas de idéntica capacidad (las filas segunda y tercera constituyen la sección de control de humedad).

Perfil homogéneo, no isótropo, bien dre­ nado, de capacidad de retención de agua disponible (CRAD) variable, adaptable a las características del perfil.

Cantidad de agua infiltrada en el suelo.

Toda la precipitación mensual.

La precipitación mensual corregida tenien­ do en cuenta la eficacia de las precipitacio­ nes. Posibilidad de emplear datos de preci­ pitación diaria.

Cantidad de agua evapotranspirada

Fórmula de Thornthwaite ( 1945).

Adaptación del modelo de Blaney-Criddle.

565

Iniplententación en el modelo de Newhall

Propuesta de modificación del modelo de Newhall (Jarauta, 1989)

Secuencia de llenado del perfil

Por casillas de izquierda a derecha y de arriba hacia abajo. Secuencia universal, fija para todos los tipos de suelos.

Adaptable a las características de los sue­ los, con una secuencia de referencia.

Secuencia de vaciado del perfil

U niversal por diagonales, de iz­ quierda a derecha y de arriba hacia abajo.

Adaptable a las características de los sue­ los, con una secuencia de referencia.

Mecanismo de entrada de agua en el perfil

Tres entradas de precipitación al mes: la mitad el día 15 y las otras dos partes iguales los días 1 y 16. Imposibilidad de utilizar dalos de precipitación diaria.

Entrada diaria de la precipitación corres­ pondiente (datos de precipitación diaria). En caso de disponer sólo de datos mensua­ les, la mitad de la precipitación total men­ sual el día 15 y el resto repartida en canti­ d ad es ig u a le s para cad a d ía (d ato s de precipitación mensual).

Elementos de diseño

Criterios de la Soil Taxonomy Cálculo del régimen de (1975). humedad del suelo

Criterios de la Soil Taxonomy (1975), eli­ minando la coincidencia de subtipos.

Los regímenes de humedad definidos en Soil Taxonomy (1999) son:

Régimen ácuico y perácuico El régimen de humedad ácuico (aquic) es característico de suelos hidromorfos, que son aquellos que tienen un drenaje deficiente y están saturados de agua por la presencia de una capa freática sin renovación suficiente. El nivel freático suele oscilar a lo largo del año, pero en cualquier caso la falta de oxígeno afecta a la zona radicular en épocas del año en que las plantas requieren oxígeno, considerando que esto ocurre cuando la temperatura del suelo es superior a 5o C. Los suelos en los que la capa freática está siempre en superficie o muy cerca de ella se dice que tienen régimen perácuico. Con régimen ácuico hay asfixia radicular y muerte de la vegetación sensible, por ejem­ plo, los melocotoneros; se ven favorecidos los microorganismos anaerobios que provocan la reducción del hierro, manganeso, azufre, etc. El uso de estos suelos requerirá drenaje artificial, portainjertos resistentes, etc.

Criterios de diagnóstico: Mal drenaje, condiciones reductoras, rasgos redoximorfos asociados con la hume­ dad, y que resultan de la reducción y oxidación de los compuestos de hierro y man­ ganeso: colores grises, moteados, nodulos y concreciones (SSS, 1999). Vegetación hidrófila. Raíces muertas, mal descompuestas. Rango taxonómico: Hidromorfismo afectando a la parte superior del perfil: Suborden. Hidromorfismo en profundidad: Subgrupo.

566

Régimen údico y perúdico Este régimen caracteriza los suelos de climas húmedos con una distribución regular de la pluviometría a lo largo del año. En verano llueve lo suficiente para que con el agua alma­ cenada se iguale o supere la evapotranspiración (ET). Si hay sequías, éstas son cortas e infrecuentes. Al tratarse de un régimen de humedad percolante hay pérdidas importantes de calcio, magnesio, potasio, entre otros elementos. Los suelos viejos, con régimen údico, tienden a ser ácidos e infértiles. En aquellos casos en que las condiciones sean muy húmedas, y P > ET todos los meses del año, el régimen se denomina perúdico. El rango taxonómico en el que se indica que el suelo tiene régimen údico es el Suborden (Udult, p. ej.) y Grupo (Udorthent, p. ej.).

Régimen ústico El régimen ústico refiere que el suelo dispone de agua coincidiendo con el período de crecimiento de las plantas. En invierno puede haber una cantidad limitada de agua, al igual que a finales de verano. Este régimen es no percolante, por lo general, por lo que los suelos son en general fértiles. En secano pueden producir trigo, siendo el maíz y el sorgo los cultivos más frecuentes, así como los pastos. En regiones templadas corresponde a climas subhúmedos y semiáridos con estaciones lluviosas en primavera y verano o en primavera y otoño. En regiones tropi­ cales y subtropicales este régimen caracteriza al clima monzónico con una estación lluviosa de tres meses o más. El rango taxonómico para indicar que el régimen es ústico es el Subor­ den (Ustalf, p. ej.) y el Grupo (Ustipsamment, p. ej.).

Régimen xérico Este régimen de humedad es el que se presenta en suelos de clima mediterráneo, carac­ terizado por inviernos fríos y húmedos y veranos cálidos y con sequía prolongada. Las llu­ vias se producen en otoño o en invierno, momento en que la evapotranspiración es mínima y esta humedad es particularmente efectiva para provocar una cierta translocación dentro del suelo. El agua permanece en el suelo a lo largo del invierno. Suele haber otro máximo relativo de lluvias en primavera, la reserva de agua se agota pronto por la elevada evapo­ transpiración. Las lluvias durante el verano son poco frecuentes y, aunque son importantes por la cantidad de agua caída, son muy poco eficientes por su elevada intensidad. La mayor parte del agua de estas lluvias se pierde por escorrentía superficial. Al corresponder a un régimen no percolante, los suelos tienden a ser fértiles, siendo la falta de agua en la estación cálida, junto con la erosión, los condicionantes principales. El rango taxonómico al que se indica este régimen de humedad es el Suborden (Xeralf, p. ej.) y Grupo (Xerofluvent, p. ej.).

Régimen arídico o térrico Los suelos de las regiones áridas (Cap. 26) y de las semiáridas, si tienen poco espesor o un horizonte petrocálcico muy superficial, se caracterizan por tener un régimen de hume­ dad arídico. La precipitación es inferior a la ET la mayoría de los meses del año normal. La escasa recarga hace que en los casos extremos no sea posible ningún cultivo, y en los de aridez menos acusada las cosechas son menguadas y con elevado riesgo de fracaso. 567

Los Aridisoles (Cap. 26) se distribuyen en España en tres áreas principales: Almería-Cartagena, las áreas meridionales de las Islas Canarias y la parte central del Valle del Ebro. Las dos primeras constituyen las regiones más áridas del Oeste europeo (Herrero y Porta, 1991). Para otras zonas del mundo puede consultarse el Map o f the worid distribu­ tion ofarid regions (UNESCO, 1979). El rango taxonómico en el que se utiliza este criterio es a nivel de Orden en los Aridisoles, y de Grupo (Torriorthent, p. ej.).

f)

Regímenes de temperatura del suelo

Los regímenes de temperatura hacen referencia a la temperatura media anual del suelo medida a una profundidad arbitraria de 50 cm (o contacto dénsico, lítico o paralítico), que se ha escogido por corresponder a la zona radicular y por no verse influenciada por los cambios diarios de temperatura, sino únicamente por los cambios estacionales. En Estados Unidos las isotermas que definen los límites corresponden al de las zonas con distintas potencialidades para el uso agrícola (cultivo dominante). Con este mismo objetivo hay que ver el interés de su uso en otras áreas geográficas. La falta de medidas de campo supone una dificultad grande para su aplicación en taxonomía de suelos, por lo que suele deducirse a partir de datos de temperatura del aire. La relación entre la temperatura media mensual del suelo a 50 cm (Ts) y la temperatura media mensual del aire (Ta) es muy similar en los meses de primavera y otoño, pero en invierno y verano hay un desfase. Soil Taxonomy (SSS, 1999) propone que, a falta de medidas en campo, se puede apro­ ximar el régimen de temperatura considerando la relación entre la temperatura media anual del suelo ( t^ J a 50 cm de la superficie y la del aire (tmaa): thnas = tlmaa + I o ^C Los regímenes de temperatura se utilizan para definir las categorías más bajas de la cla­ sificación (series). Los regímenes de temperatura establecidos son: cryico, frígido, mésico, térmico, hypertérmico, isofrígido, isomésico, isotérmico c isohypertérmico (SSS, 1999).

Régimen

Temperatura anual del suelo

Temperatura media del suelo en verano (tmav)

t|mv

1 m,i

tnu»(°C)

Cryico verano demasiado frío

s. minerales 0 < tmas < 8

suelos minerales No saturado con agua en alguna parte del verano

Saturado con agua en alguna parte del verano

sin h. O

con h. O

sin h. O

Orden

Suborden

Rendolls Cryolls

Xerolls

Ustolls

Udolls

Grupo

Calciaquolls Argiaquolls Epiaquolls Endoaquolls Cry rendolls Haprendolls Duricryolls Natricryolls Palecryolls Argicryolls Calcicryolls Haplocryolls Durixerolls Natrixerolls Palexerolls Calcixerolls Argixerolls Haploxerolls Durustolls Natrustolls Calciustolls Paleustolls Argiustolls Vermustolls Haplustolls Natrudolls Calciudolls Paleudolls Argiudolls Vermudolls Hapludolls

Alfisoles Aqualfs

Cryalfs

Ustalfs

Cryaqualfs Plinthaqualfs Duraqualfs Natraqualfs Fragiaqualfs Kandiaqualfs Vermaqualfs Albaqualfs Glossaqualfs Epiaqualfs Endoaqualfs Palecryalfs Glossocryalfs Haplocryalfs Durustalfs Plinthuslalfs Natrustalfs Kandiustalfs Kanhaplustalfs Paleustalfs Rhodustalfs Haplustalfs

575

Orden

Suborden

Xeralfs

Udalfs

Grupo

Durixeralfs Natri xeralfs Fragixeralfs Plinthoxeralfs Rhodoxeralfs Plaxereralfs Haploxeralfs Natrudalfs Ferrudalfs Fraglossudalfs Fragiudalfs Kandiudalfs Kanhapludalfs Paleudalfs Rhodudalfs Glossudalfs Hapludalfs

Inceptisoles Aquepts

Anthrepts Cryepts Usteps

Xerepts

Udepts

Sulfaquepts Petraquepts Halaquepts Fragiaquepts Cryaquepts Vermaquepts Humaquepts Epiaquepts Endoaquepts Plagganthrepts Haplanthrepts Eutrocryepts Dystrocryepts Durustepts Calciustepts Dystrustepts Haplustepts Durixerepts Calcixerepts Fragixerepts Dystroxerepts Haploxerepts Sulfudepts Durudepts Fragiudepts Eutrudepts Dystrudepts

Entisoles Aquents

Arents

576

Sulfaquents Hydraquents Cryaquents Psammaquents Fluvaquents Epiaquents Endoaquepts Ustarents

Grupo

Suborden

Orden

Xerarents Torriarents Udarents Cryopsamments Torripsamments Quartzipsamments Ustipsamments Xeropsamments Udipsamments Cryofluvents Xerofluvents Ustifluvents Torrifluvents Udifluvents Cryorthents Torriorthcnts Xerorthents Ustorthents Udorthents

Psamments

Fluvents

Orthents

7.

Modificaciones de Soil Taxonomy

Al nivel jerárquico más elevado se han establecido dos nuevos órdenes, el de los Andisoles en 1990, segregado de los Inceptisoles (Andepts); y el orden de los Gelisolesen 1998. Las modificaciones en el rango de suborden son las siguientes: O rd e n

S u b o rd e n

S u p rim id o

Gelisoles

S u b o rd e n

N uevo

Todos

1998

Cryods

1992

Todos

1990

Perox Udox

1987 1987

Aquerts Crycrts

1992 1992 1994 1994 1994 1994 1994 1994

Histosoles Spodosoles

Ferrods

1992

Hurmox Orthox

1987 1987

Andisoles Oxisoles Vertisoles Orthids

1994

Cryids Salids Durids Gypsids Calcids Cambids

Mollisoles

Borolls

1998

Cryolls

1998

Alfisoles

Boralfs

1998

Cryalfs

1998

Inceptisoles

Andepts Plaggepts

1990 1998

Anthrepts Cryepts

1998 1998

Aridisoles

Ultisoles

_>

577

Orden

Suborden

Tropepts Ochrepts Umbrepts

Suprimido

Suborden

Nuevo

1998 1998 1998

Ustepts Xerepts Udepts

1998 1998 1998

Ehtisoles

8. 8.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Buol, S. W.; Hole, F. D., y McCracken, R. J.: Soil Génesis and classification. Iowa State Press/Ames, 527 pp. I997. Soil Survey Staff: Keys to Soil Taxonomy. USDA N.R.C.S. Washington, D.C. 326 pp. 1998. S.S.S.: Soil Taxonomy. A Basic System o f Soil Classification fo r Making and Interpreting Soil Surveys. N.R.C.S. USDA Washington, D.C. 869 pp. 1999.

8.2.

Bibliografía de referencia

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20 Base de referencia mundial para los recursos de suelos: World Reference Base (WRB)

1.

Leyenda de un mapa versus clasificación de suelos

Los sistemas taxonómicos jerarquizados recubren un universo de pediones o polipediones, mientras que las listas de unidades de suelos de una leyenda de un mapa constituyen algo más limitado, al referirse únicamente a los suelos delinea­ dos en un mapa. Las Unidades de Suelos FAO-UNESCO (1971, 1988) surgieron como una leyenda de un mapa a escala pequeña. Al tratarse del mapa de suelos del mundo, la muestra y la población han tendido a confundirse. De este modo, de una mera leyenda de mapa, se ha pasado a una clasificación de suelos (Driessen & Dudal, 1991), de la que deriva la Base de Referencia M undial para Recursos de Suelos (WRB) publicada por Bridges et al. (1998). A pesar de que ha sido objeto de una gran preocupación el hecho de que des­ pués de más de cien años de Ciencia del suelo no se haya podido llegar a un sis­ tema de clasificación de suelos de aceptación general (Dudal, 1990), la situación al iniciarse el siglo xxt es que existen dos esquemas de referencia para clasificar los suelos, de uso generalizado a nivel mundial:

— Soil Taxonomy: Sistema taxonómico jerarquizado, diseñado para poder llegar a cartografía en mapas detallados (escala grande) de suelos. Propuesto y m antenido por el Soil Conservation Service del USDA. Colaboración de grupos de trabajo a nivel internacional organizados en tom o a cada Orden.

— WorI Reference Base for Soil Resources: WRB (Base de referencia mundial para recursos de suelos): Propuesta inicial de FAO (1971). Grupo de trabajo de Base de referencia de la International Union of Soil Science (1998) con la colaboración de la IUSS, ISRIC y FAO. El nombre «Base de referencia» quiere destacar la función de común deno­ m inador que se propone tener ese sistema.

579

Además de estos dos esquemas de clasificación, siguen siendo utilizados sistemas de carácter nacional, tales como los de Africa del Sur, Alemania, Australia, Canadá, Escocia, Francia, Inglaterra, Irlanda, etc. Esta dispersión se justifica en parte por el hecho que los suelos constituyen un continuum, que requiere ser dividido en clases mediante el estableci­ miento de convenciones. La situación se mantiene por razones históricas: por la docu­ mentación cartográfica ya disponible, elaborada en cada país con su propio sistema de cla­ sificación; y por la existencia de equipos entrenados en cada uno de ellos en su propio sistema, todo ello frena un cambio a un solo sistema de referencia. Cabe destacar que esta situación desorienta y desalienta a los usuarios potenciales de información de suelos y no beneficia para nada la imagen y la eficacia de la Ciencia del suelo.

2.

Base de referencia mundial (WRB) versus Soil Taxonomy

Para conocer la evolución histórica de los sistem as de clasificación pueden consultarse los trabajos de Cline (1979), Finkl (1982), Porta et al. (1993), FAO (1998), entre otros. La Base de referencia WRB (FAO, 1998; Deckers et al., 1998; Bridges et al., 1998) ha sido planteada para alcanzar los siguientes objetivos:

— Manual técnico para científicos del suelo y correlatores (Cap. 21) de suelos: • Definición y criterios de diagnóstico para horizontes, propiedades y materiales del suelo. • Reglas y guías para clasificar suelos de referencia. — Conocer la diversidad y distribución de los suelos. — Facilitar el intercambio de información y experiencias. — Proporcionar un lenguaje científico para intensificar la com unicación con otras disciplinas.

Un estudio com parado permite establecer com o principales diferencias entre la WRB (FAO, 1998) y Soil Taxonomy (SCS, 1998):

Soil Taxonomy

WRB

Autoexplicativa

Tradicional + Autoexplicativa

Horizontes de diagnóstico

Sí

Sí

Régimen de humedad Régimen de temperatura

Sí Sí

No No

Sí Órdenes Subórdenes etc.

Sí Grupos de suelos Unidades de suelos

Terminología

Propiedades de diagnóstico Subdivisiones

580

Se observa una notable convergencia entre los dos sistemas de clasificación, si bien se m antienen com o principales diferencias: la term inología utilizada para denom inar los suelos y el hecho de que la Base de referencia (WRB) no utilice información referente a los regímenes de humedad y de temperatura del suelo. Ese planteamiento se justifica en la WRB por la dificultad en poder disponer de este tipo de información en muchas partes del mundo, ante lo cual se opta por prescindir de ella en la definición y clasificación de los suelos, a pesar de su evidente interés para la interpretación de información de suelos para el uso y manejo de suelos. El enfoque de la WRB se basa en superponer capas de información por medio de téc­ nicas GIS (Cap. 21). Así, por ejemplo, al mapa de suelos se superpone información climática, lo que permite definir zonas agroecológicas a nivel mundial (Cap. 22). El hecho, desafortunado, de que ambos sistemas utilicen los mismos nombres para ciertos horizontes de diagnóstico, si bien con definiciones y requerimientos distintos puede inducir a confusiones y errores. Esta circunstancia ya venía ocurriendo entre la Leyenda del Mapa de Suelos (FAO, 1988) y Soil Taxonomy (SCS, 1975, 1998).

3.

Principios de la Base de referencia mundial para Recursos de Suelos (WRB)

Los principios generales sobre los que se basa la WRB (FAO, 1998) son los si­ guientes: — La clasificación se basa en propiedades del suelo definidas en términos de horizontes de diagnóstico y características que tienen en cuenta los procesos formadores. A ser posible observables y medibles en campo. — No se aplican parám etros clim áticos para la definición de suelos ni clasifica­ ción. — Perm itir correlaciones con los sistem as utilizados por cada país, para facili­ tar la com unicación a nivel internacional. — El prim er nivel jerárquico (categoría alta) es el Grupo de suelos. Se esta­ blecen 30 grupos de suelos de referencia atendiendo al proceso formador principal. — El segundo nivel jerárquico (categoría baja) es la Unidad de suelos, defini­ das por medio del empleo de un conjunto de prefijos calificadores (o modifi­ cadores), para tener en cuenta un proceso form ador secundario y para reflejar variaciones espaciales y poder establecer relaciones dentro del paisaje. — El tercer nivel jerárquico debe acomodarse a la diversidad local a nivel de país, para dar m ayor énfasis a los rasgos del suelo que sean importantes para el uso y el manejo del suelo. — La WRB se basa en la Leyenda revisada del M apa de Suelos del Mundo FAO/UNESCO (1988). — La nom enclatura utilizada para los grupos retiene la nomenclatura tradicio­ nal e introduce términos fáciles para el lenguaje común.

581

4.

Estructura de la Base de Referencia Mundial

4.1. Horizontes, propiedades y materiales de diagnóstico Los autores de WRB indican que preferirían introducir la expresión «horizonte de referencia» en lugar de horizonte de diagnóstico, si bien mantienen ésta última denom inación, de acuerdo con la term inología en uso. En la WRB se definen adicionalmente los materiales de diagnóstico del suelo y propiedades de diag­

nóstico. El término diagnóstico indica que el horizonte, la propiedad o el material ha alcanzado el suficiente grado de expresión que le hace ser aparente, m edible, importante, relevante y objeto de aplicación de criterios cuantitativos. En el caso de un horizonte se requerirá un espesor mínimo para poder tener la condición de diagnóstico.

a)

Horizontes de diagnóstico

El número de horizontes de diagnóstico se amplía considerablem ente respecto a la Leyenda del M apa de Suelos del M undo (FAO, 1998). Para cada horizonte de diagnóstico se da una descripción general, se establecen los criterios de diagnós­ tico y los de identificación en campo, así como caracteres adicionales, si es el caso, y se indican las relaciones con otros horizontes de diagnóstico. Los horizontes de diagnóstico establecidos por WRB (1998) son los siguientes:

Epipediones Fólico Fúlvico Hístico Melánico Móllico Óchrico Takyrico Umbrico Yérmico Endopediones Albico Argico Cálcico

b)

Chérnico Espódico Ferrállico Férrico Frágico Gypsico Nátrico Nítico Petrocálcico Petrodúrico Petrogypsico Petroplíntico P1íntico Sálico Vértico

Horizontes antropogénicos Térrico Irrágico Plággico Hórtico Antrócuico Hidrágico En superficie o subsuperficiales Ándico Cryico Vítrico

Propiedades diagnóstico Las propiedades diagnóstico consideradas son las siguientes:

582

Cambio textural abrupto Lenguas albelúvicas: lenguas de material eluvial empobrecido en arcilla y hierro. Propiedades álicas: material mineral muy ácido y con elevado contenido de aluminio intercambiable. Propiedades arídicas: con bajo contenido de m.o. y evidencia de actividad eólica. Roca dura continua Propiedades ferrálicas: material mineral con una CIC relativamente baja. Propiedades géricas: material mineral con una CICE muy baja o que incluso actúa como cambiador de aniones. Propiedades gléicas: material completamente saturado de agua procedente de la capa freática. Condiciones reductoras. Permafrost Carbonatos secundarios Propiedades estágnicas: material temporalmente saturado de agua procedente de superficie. Propiedades fuertemente húmicas: elevado contenido de m.o. en el primer metro.

c)

Materiales diagnóstico

La utilización de los materiales originarios como criterio de diagnóstico del suelo sirve para reflejar la influencia de dicho material, en aquellos casos en que los procesos formadores todavía no han sido suficientemente activos para haberla desdibujado. Se toman en consideración los siguientes: Materiales antropogeomórficos: material mineral u orgánico no consolidado produ­ cido por actividades humanas. Materiales calcáreos: presenta fuerte efervescencia con HC1 del 10%. Materiales flúvicos: sedimentos fluviales, marítimos y lacustres que reciben aportes frescos a intervalos regulares. Materiales gypsíricos: material que contiene un 5% (vol.) o más de yeso. Materiales orgánicos: restos orgánicos que se acumulan en superficie. Materiales sulfídicos: depósitos inundados que contienen azufre, principalmente en forma de sulfuras y con cantidades moderadas de carbonato cálcico. Materiales tétricos: materiales no consolidados de origen volcánico.

4.2. Grupos de suelos de referencia a)

Elementos formativos de los grupos de suelos

Las denominaciones iniciales de suelos (FAO, 1971) se basaban en términos tradicionalmente utilizados por los agricultores en los distintos países. Para los Grupos de suelos de introducción reciente (WRB, 1998) los nombres se forman mediante un elemento formativo, al que se le añade la terminación sol. 583

Los elementos formativos de los nombres de los Grupos de Suelos de WRB y su etimología son: Acri

L. acer

Fuertemente ácido, saturación de bases (V) baja.

Albcluvi

L. albus Leluere

Blanco; eluviación de arcilla y hierro

Ali

L. alumen

Elevado contenido en aluminio.

Ando

Japonés

An = oscuro; do = suelo. Oscuro, desarrollado a partir de materiales ricos en vidrios volcánicos, bien evolucionados.

Anthro

Gr. anthropos

Hombre, actividades humanas.

Areno

L. arena

Suelo desarrollado sobre materiales arenosos.

Calci

L. cal

Con acumulación de carbonato cálcico.

Cambi

L. cambiare

Referente a cambios de color, estructura y consistencia.

Cryo

Gr. Kryos

Frío, hielo. Permanentemente helado.

Chernozem

Ruso

Chern = negro; zemlja = tierra. Rico en materia orgánica, color oscuro.

Duri

L. durum

Duro. Cementación por sílice (Siü2).

Ferral

L. ferrum y alumen

Alto contenido en sesquióxidos.

Fluvi

L. fluvius

Depósitos aluviales.

Gley

Ruso

Exceso de agua.

Gypsi

L. gypsum

Con acumulaciones de yeso.

Histo

Gr. histos

Con materiales orgánicos frescos o parcialmente descompuestos en condiciones anaerobias.

Kastanozem

L. castanea Ruso zemlja

Rico en materia orgánica y óxidos de hierro color pardo o castaño.

Lepto

Gr. leptos

Suelo de poco espesor débilmente desarrollado.

Lixi

L. lixivia

Acumulación de arcilla iluviada y fuerte meteorización.

Luvi

L.luere

Acumulación de arcilla iluviada.

Niti

L. nitidus

Caras de agregados brillantes.

Phaeozem

Gr. phaios Ruso zemlja

Rico en materia orgánica, color oscuro.

Plano

L. planus

Suelo formado en zonas llanas o deprimidas anegado estacional mente.

Plintho

Gr. plinthos

Ladrillo, materiales arcillosos moteados que se endurecen cuando exponen al aire.

Podzols

Ruso

Pod = debajo; zola = ceniza. Con horizonte blanquecino.

Regó

Gr. rhegos

Material suelto sobre una roca consolidada.

Solonchak

Ruso

Suelo salino.

Solonetz

Ruso

Suelo sódico.

Umbri

L. umbra

Sombra. Color oscuro

Verti

L. verterc

Suelo con movimientos internos, arcillas expansibles.

584

Esquema de los Grupos de Suelos

b)

Las categorías de suelos de mayor nivel jerárquico se pueden agrupar aten­ diendo a los siguientes criterios: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.

9. 10.

Suelos orgánicos: Histosol. Suelos minerales condicionados por influencias antrópicas: Antrosol. Suelos minerales condicionados por el material original: Andosol/Arenosol/Vertisol. Suelos minerales condicionados por la topografía: Fluvisol/Gleysol/Leptosol/Regosol. Suelos minerales condicionados por su edad limitada: Umbrisol/Cambisol. Suelos minerales condicionados por un clima frío: Cryosol. Suelos minerales condicionados por un clima húmedo tropical o subtropi­ cal: Plintosol/Ferralsol/Nitosol/AcrisoL/Alisol/Lixisol. Suelos minerales condicionados por un clima árido o semiárido: Solonchak/Solonetz/Gypsisol/Calcisol/Durisol. Suelos m inerales condicionados por un clim a estepario: Kastanozem/ Chernozem/Phaeozem/Greyzem. Suelos minerales condicionados por un clima templado húmedo o subhúmedo: Luvisol/Albeluvisol/Panosol/Podsol.

4.3.

Unidades de Suelos

a)

Reglas generales para definir Unidades de Suelos

Los criterios para diferenciar Unidades de suelos se han seleccionado de forma que estén íntimamente relacionados con los criterios de diagnóstico definidos al primer nivel, y sean relevantes para los niveles inferiores de clasificación. La utili­ zación de fases se reduce al mínimo. Las reglas generales para definir unidades de nivel inferior son las siguientes: 1.

Los criterios de diagnóstico aplicados a nivel inferior derivan del grupo de referencia. 2. Se definen y denominan sobre la base de la presencia de horizontes de diagnóstico 3. No se toman en consideración los factores formadores. 4. Hay un conjunto de criterios de diagnóstico para definir las unidades de suelo de nivel inferior. 5. Para establecer nuevas unidades se requiere que se documenten con descrip­ ciones del suelo y datos de laboratorio 6 . Las reglas de prioridad en el uso de los nombres de las unidades de nivel inferior deben seguirse estrictamente para evitar confusiones.

585

b)

Elementos formativos de las Unidades de Suelos

Los elem entos form ativos para las unidades de nivel inferior (Unidades de Suelos) son las siguientes: Abruptic Aceric Acric Acroxic Albic Alcalic Alie Alumic Andic 10 Anlhraquic Anthric Anthropic Arenic Aric Aridic Arzic Calcaric Calcic Carbic 20 Carbonatic Chemic Chloridic Chromic Cryic Cutanic Densic Duric Dystric Entic 30 Eutric Eutrisilic

5.

40

50

60

Ferralic Ferric Fibric Folie Fluvic Fragic Fulvic Garbic Gelic Gelistagnic Geric Gibbsic Glacic Gleyic Glossic Greyic Grumic Gypsic Gypsiric Haplic Histic Flortic Humic Hydragric Hydric Hyperochric Hyperskeletic Irragric Lamellic Leptic Lithic

70

80

90

Lixic Luvic Magnesic Mazic Melanic Mesotrophic Mollic Natric Nitic Ochric Ombric Oxyaquic Pachic Peí lie Petric Petrocalcic Petroduric Petrogypsic Pctroplinthic Petrosalic Placic Plaggic Planic Plinthic Posic Profondic Protic Reductic Regic Rendzic Rheic

Rhodic Rubic Ruptic Rustic Salic Sapric 100 Silic Siltic Skeletic Sodic Spodic Spolic Stagnic Sulphatic Takyric Tephric 110 Terric Thionic Toxic Turbic Umbric Urbic Vetic Vermic Vertic Vitric 120 Xanlhic Yermic

Grupos de suelos: Síntesis Los treinta Grupos de Suelos y sus características principales son los siguientes: Caracteres principales

Grupo de Suelos

Suelos poco desarrollados

Suelos jóvenes, desarrollados sobre materiales aluviales recientes Perfiles deposicionales más que edafogénicos. Materiales flúvicos Correlación: Fluvent

Fluvisol

Suelos con propiedades gléicas dentro de los primeros 50 cm. Requieren drenaje Correlación: Aquent, aquept

Gleysol

586

-»

Suelos débilmente desarrollados, formados a partir de materiales no consolidados con un perfil AC. Con epipedión óchrico Correlación: Orthent

Regosol

Suelos poco desarrollados

Suelos muy superficiales. Presentan una roca dura continua o material altamente calcáreo o una capa cementada continua (no un horizonte cementado) dentro de los primeros 25 cm; o suelos muy pedregosos. Correlación; Orthent líticos

Leptosol

Suelos de edafogénesis controlada p o r el m aterial originario

Suelos arenosos. Débilmente desarrollados. Con menos de un 35% de fragmentos de roca.

Arenosol

Suelos jóvenes en depósitos volcánicos. Horizonte vítrico, ándico. Suelos muy fértiles. Adsorción de aniones que afecta a los abonos P. Correlación: Andisol

Andosol

Suelos con arcillas expandióles (a > 30%) de color oscuro. Grietas que se abren y cierran periódicamente. Horizonte vértico. Correlación: Vertisol

Vertisol

Suelos en una etapa inicial de form ación

Suelos ácidos. Epipedión úmbrico

Umbrisol

Suelos con endopedión cámbico Correlación: lnceplisol

Cambisol

Suelos con acum ulación caliza, yeso, sílice o sales solubles

Suelos con endopedión cálcico o pelrocálcico Suelos con endopedión gypsico o petrogypsico dentro de los 100 cm; con yeso acumulado bajo condiciones hidromorfas

Gypsisol

Suelos con acumulación secundaria de sílice. Endopedión dúrico o pelrodúrico

Durisol

Suelos sódicos. Endopedión nátrico dentro de los 100 cm Suelos fuertemente salinos. Sales más solubles que el yeso.

Calcisol

Solonetz Solonchak

Suelos con una m arcada acum ulación de m ateria orgánica. S aturados en bases en la p arte superior del suelo.

Suelos de estepa. Epipedión móllico, profundo. Con acumulación caliza dentro de los 100 cm Suelos de estepa de zona templada. Epipedión móllico, profundo, muy oscuro. Endopedión cálcico. Suelos de pradera. Epipedión móllico. Porcentaje de saturación de bases V > 50%. Sin carbonato cálcico dentro de los 100 cm.

Kastanozem Chernozem Phaeozem

Suelos con una acum ulación por iluviación

Suelos con acumulación de arcilla de alta actividad. Endopedión árgico con una CIC > 24 cmol(+) kg 1de arcilla. Correlación: Alfisol

Luvisol

Suelos ácidos. Endopedión árgico dentro de los 100 cm. Límite superior con un límite irregular. Lenguas albelúvicas.

Albeluvisol

Suelos con un horizonte eluvial, temporalmente saturados de agua. Propiedades estágnicas. Cambio textural abrupto dentro de los 100 cm. Horizontes lentamente permeables. Correlación: Albaqualf

Planosol

—>

587

Suelos ácidos. Endopedión espódico cuyo límite superior está a menos de 200 cm. Correlación: Espodosoles

Podsol

Suelos dom inantes en regiones tropicales y subtropicales con m eteorización intensa

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de baja actividad y saturación de bases de media a alta

Lixisol

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de baja actividad (CIC < 24 cmoK+jkg"1arcilla) y saturación de bases menor del 50% entre 25 y lOOcm. Más lavados que los Luvisoles, pero insuficientemente meteorizados para Ferralsol.

Acrisol

Suelos con acumulación de arcilla. Endopedión árgico con arcilla de alta actividad (CIC > 24 cmol(+)kg 1arcilla) propiedades álicas entre 25 y lOOcm. Suelos tropicales muy bien desarrollados. Profundos. Endopedión nítico con límite superior dentro de los 100 cm. Límite entre horizontes gradual o difuso. Generalmente formados a partir de rocas básicas.

Alisol Nitosol

Suelos de zonas tropicales húmedas. Profundos. Fuertemente meteorizados. Endopedión ferrálico entre 25 y 200 cm. Correlación Oxisol

Ferralsol

Suelos tropicales de zona húmeda. Endopedión petroplíntico o plíntico

Plinthosol

Suelos condicionados por el frío

Suelos con un horizonte cryico (permafrost) dentro de los 100 cm.

Cryosol

Suelos orgánicos

Suelos orgánicos o turbosos. Horizonte hístico o fólico Correlación: Histosol

Histosol

Suelos fuertem ente modificados p o r el hom bre

Suelos cuya formación está condicionada por influencias humanas

Anthrosol

Para una caracterización completa con fines de clasificación deberá consultarse la clave (FAO, 1998; Bridges et al. 1998).

6. 6.1.

Bibliografía Bibliografía básica

Bridges, E. M.; Batjes, N. H. y Nachtegaele, F. O. (ed.): World Reference Base fo r Soil resources. ACCO. Leuven/Amersfoort, 79 pp. I998. Beckers, J. A.; Nachtegaele, F. O. y Spaargaren, O. C. (ed.): World Reference Base fo r Soil Resource. ACCO. Leuven/Amersfoort, I65 pp. 1998. Driessen, P. M. y Dudal, R.: The Major Soils o f the World. Lecture notes on their geography, formation, propieties and use. Agr. Univ. Wageningen, 310 pp. 1991.

6.2.

Bibliografía referencia

Dudal, R.: An International Reference Base fo r Soil Classification (IRB). In Trans. 14th Int. Congress Soil Sci. Kyoto, 5:38-43, 1990. FAO: World Soil Resources. Report N. 3. Roma, 1968. 588

FAO: Soil Map o f the world. Vol 1. Legend. UNESCO. París, 1974. FAO: FAO/UNESCO. Soil Map o f the World. Revised Legend. World Resources Report. N. 60, FAO. Rome Reprinted as Technical Paper 20, ISR1C. Wageningen, 1988. FAO: World Reference Base for Soil Resources. World Soil Resources Reports. FAO, Rome. N. 84, 88 pp. 1998. Finkl, C.W.: Soil Classification. Benchmark papers in soil Science. Hutchinson. Ross. Publishing Co. Stroudsburg. Pennsylvania. Vol. 1. 400 pp. 1982. Porta, J.; López-Acevedo, M. y Roquero, C.: Edafología para la agricultura y el medio ambiente. Primera edición. Ediciones Mundi-Prensa. 803 pp. Madrid. 1994. SCS: Key to Soil Taxonomy. USDA Natural Resources Conservation Service. Washington, DC. 326, 1998.

589

21 Cartografía de suelos y sistemas de información geográfica La elaboración de mapas detallados de suelos implica la aplicación del método científico a la cartografía de suelos, por lo que se trata más de una actividad de investigación que de una actividad técnica de pura rutina. G. A t k i n s o n , 1993

1.

Inventario y cartografía del recurso de suelo

C ualquier actuación sobre el territorio puede tener efectos medioambientales, económ icos o sociales. La asignación de usos al suelo traduce en muchas ocasio­ nes una concepción del suelo com o si se tratara de una cubierta uniforme, como si cualquier superficie de suelo pudiese ser sustituida por cualquier otra. No es cierto que todos los suelos tengan los m ism os atributos y el m ism o com portam iento frente a distintos usos. A pesar de que se hable del «suelo» en singular, como si se tratase de un cuerpo hom ogéneo, en realidad el térm ino «suelo» sirve para desig­ nar un ente genérico: la colección de cuerpos naturales de suelos que integran un paisaje determinado. El estudio de la evolución de la mancha correspondiente a un área urbana por medio de fotografías aéreas de distintas épocas permite evidenciar que los crecimientos urbanos raramente se hacen atendiendo a la calidad de los suelos, sino por criterios de mercado. Muchas ciudades, incluso cuando ha habido planes generales de urbanismo, han crecido invadiendo las llanuras aluviales circundantes, cuyos suelos eran de regadío y de gran calidad para usos agrícolas sostenibles/sustentables. Son precisamente estos suelos los que permiten explicar el emplazamiento inicial de la ciudad allí donde se halla. Nos podemos preguntar si esta forma de actuar sobre el territorio se debe a la falta de mapas que infor­ men sobre la calidad de los suelos o bien a una falta de sensibidad frente a un recurso no renovable como el suelo. Quizás, en un momento en que los países de la Unión Europea tienen una agricultura de excedentes, haya quien pueda pensar que no tiene importancia que vayamos perdiendo los suelos buenos para la agricultura, por un cambio de uso. De ser así, no dejaría de ser una percepción muy a corto plazo, que puede llegar a hipotecar objetivos de sostenibilidad/sustentabilidad a largo plazo, si se tiene una perspectiva mundial. El enfoque holístico del desarrollo y la planificación (Bridges y Catizzone, 1996) hace que deba tenerse en cuenta la calidad, la potencialidad y la fragilidad de los suelos, así com o su diversidad. Por ello sigue siendo necesario conocer la distribución de los distintos suelos en el territorio, es decir, disponer de mapas de suelos o si se prefiere, inform ación de suelos georreferenciada. Sólo desde un conocim iento del em plazam iento de los distintos suelos se podrá poner en concor591

dancia los requerimientos de los diversos usos, con las aptitudes de los distintos suelos y, de este modo, se podrán tom ar decisiones más fundamentadas, al asignar usos a los suelos de un territorio determinado. Interesa hacer algunas consideraciones acerca de las actuaciones en cartografía de sue­ los. En la segunda mitad del siglo xx, aquellos países que venían siendo activos en la elabo­ ración de mapas de suelos desde hacía muchos años, vieron completados sus programas de trabajo y dejaron de impulsar la cartografía de suelos. Esto, junto con otros factores, puede haber dado la sensación a los responsables de la toma decisiones en otros países de que los mapas de suelos son algo del pasado. Con ello las dotaciones presupuestarias empezaron a disminuir y se fue dejando de prestar atención a la obtención de este tipo de infomación sobre el medio natural. Avanzando en este análisis se pueden destacar algunos aspectos: — L legar tarde. La autoridad Federal para el levantamiento de suelos en EE.UU. data de

1896, momento en el que empezaron a destinar fondos para hacer mapas de suelos. La finalidad de la cartografía de suelos, incluso a una misma escala, ha ido variando a lo largo de los años. Inicialmente era agrícola y fiscal (1920). Posteriormente se enfatizó el control de la erosión de los suelos (1930) y, ya en 1950, se generalizó el uso de información contenida en los mapas de suelos para planificación territorial, desarrollo de áreas urbanas y localización de instraestructuras en el territorio (SSS, 1993). En la actualidad se requiere información para el planeamiento y gestión medioambiental y planeamiento multiuso. El enfoque muy pragmático de la cartografía de suelos de EE.UU. hizo que se plantease desde el primer momento la necesidad de una cartogra­ fía detallada de suelos (escala 1:24.000). Milton White inauguró el National Soil Survey Program, que ha tenido la necesaria continuidad a lo largo de muchos años, de forma que en 1960 se había alcanzado prácticamente el objetivo inicial, previsto con una visión de futuro. Por lo general, los gobiernos de algunos países de Europa, cuya agricultura está muy asentada y posee conocimientos empíricos importantes, no supie­ ron ver la necesidad de emprender de forma sistemática una cartografía detallada de suelos. Ahora, para aquellos que no iniciaron esta labor en su momento, la meta parece inalcanzable y, lo que es peor, algunos tienen la sensación de que es innecesaria. — C ostes prohibitivos. La cartografía de suelos es cara, y lo irá siendo más, a medida

que mejore el nivel de vida del país que realiza el trabajo de cartografía. Por ello, algu­ nos países que tuvieron iniciativas importantes en cartografía de suelos entre los años 1950 y 1970, han ido desistiendo del intento de disponer de mapas detallados de sue­ los con un recubrimiento sistemático de todo el país. En algunos casos, se ha optado por cartografiar de forma detallada únicamente las áreas de mayor interés agrícola. — C on su m o de tiem p o. El trabajo de campo en cartografía de suelos es necesaria­

mente lento, ya que requiere observar muchos puntos y llevar a cabo muchas com­ probaciones. Por ello, si no ha habido programas que hayan producido mapas de suelos, cuando se deben tomar decisiones que afecten a los suelos, no resultará posi­ ble improvisar este tipo de información. Aún así, las decisiones no dejarán de tomarse, aunque con poco o ningún fundamento. — P recisión in ad ecu a d a . El mapa de suelos de un país a escala 1:1.000.000 tiene un

valor predictivo muy bajo. Cabe destacar que resulta peligroso razonar con datos insuficientes. (Sherlock Holmes, de Miller y Gardiner, 2002). En algunos trabajos de consultoría, el estudio y cartografía de los suelos es un epígrafe más, dentro del

592

contrato firmado, a veces a realizar con limitaciones de tiempo y de presupuesto. En estos casos, el director del equipo de edafología tiene la responsabilidad profesional de determinar la precisión y el nivel de detalle alcanzables con el presupuesto asig­ nado y con el tiempo disponible, y ponerlo en conocimiento del director del pro­ yecto. Con ello se evitarán falsas expectativas en relación con la cantidad y representitividad de la información que se proporcionará. Un escaso presupuesto hará que no se pueda llegar a la densidad de observaciones necesaria y que el trabajo edafológico deba centrarse en llegar a identificar aquellas diferencias en la cubierta edáfica que puedan afectar de forma más notoria las interpretaciones. — Percepción errónea. En los años 1970 y 1980 empezaron a estar disponibles de forma

generalizada las imágenes de satélite, y se desarrollaron técnicas de teledetección que hicieron pensar que ya no se requeriría ir al campo para elaborar mapas. Si esto ha sido así en el levantamiento de mapas topográficos sobre un ortofotomapa, o para elaborar mapas de usos de los suelos, está muy lejos de serlo en el caso de los mapas de suelos, y más, si éstos deben tener un valor predictivo alto, para permitir orientar el uso y manejo de los suelos, y se pretende explicar como funcionan los distintos sistemas. — F alta de p erson al esp ecializad o. Al decaer la actividad en cartografía de suelos, los

equipos humanos se han ido adelgazando, hasta su casi total desaparición, con lo que se están perdiendo muchos años de experiencia. Cabe indicar que el beneficio de la utilización de mapas detallados de suelos en EE.UU. (Kellog, 1974) se ha distribuido en un 50 % en la planificación de ciudades y actuaciones en áreas periurbanas, un 25 % en la localización de vías de comunicación, aeropuertos, conducciones y otras infrastructuras y un 25 % en la orientación del uso agrícola, actuacio­ nes forestales y actividades de ocio. Basar la toma de decisiones en un adecuado conoci­ miento de los suelos evita errores y, por ello, dism inuye costes, tanto económicos, como sociales, políticos o m edioam bientales. Se puede afirm ar que en algunas actuaciones resulta imprescindible disponer de información de suelos (para una transformación en rega­ dío, por ejemplo), mientras que en otras es conveniente disponer de ella (localización de infraestructuras, por ejemplo), para no ir destruyendo suelos de elevada calidad. Baver, miembro de la Com isión de Planeam iento Regional de Wisconsin (EE.UU.), afirma que una cartografía detallada de suelos es una de las mejores inversiones que se puede realizar con fondos públicos, en el sentido de que es un inventario con una validez a largo plazo, ya que los suelos no cambian rápidamente con un manejo normal. Además, per­ mite adecuar los usos, a las características de los suelos y evitar así la degradación de este recurso natural y disminuir costos.

2.

Finalidad de un levantamiento de suelos

El objetivo de un levantamiento de suelos reside en describir las características y propiedades de los suelos de un área determinada, clasificar los suelos y situar sus límites en un mapa. Con ello se conocerá la distribución en el paisaje y se podrá hacer predicciones acerca de su comportamiento y establecer como se pueden utilizar. Un levantamiento de suelos constituye una de las aplicaciones más útiles de la ciencia del suelo, ya que permite predecir las propiedades de los suelos de un determinado lugar, sin necesidad de haberlo prospectado (Atkinson, 1993). Ahora bien, dado que los sue­ 593

los presentan múltiples caracteres, para que un mapa de suelos resulte útil a los futu­ ros usuarios, previamente a su elaboración debe haberse fijado de forma clara cual va a ser su finalidad, es decir, a qué aspectos se quiere dar respuesta, de acuerdo con los propósitos de los usuarios potenciales. De este modo, el equipo que realice el levanta­ miento podrá establecer prioridades y tomar en consideración aquellos atributos de mayor significación y relevancia para los objetivos planteados. La finalidad de la car­ tografía determina el volumen y el detalle de la información a reflejar en el mapa a elaborar, así como el tiempo y los recursos necesarios para realizar el trabajo. Cuando se empezó a plantear la conveniencia de elaborar los primeros mapas de suelos, la finalidad principal era dar respuesta al interés científico de conocer con carácter genérico la naturaleza, características y distribución de los suelos de grandes áreas del mundo, aun­ que sólo fuese de una forma muy esquemática. Se crearon comisiones y organismos nacio­ nales e internacionales para llevar a cabo esta labor. Algunos han tenido continuidad hasta nuestros días, mientras que otros supusieron intentos fallidos. Cabe citar a título de ejemplo:

Soil Conservation Service del USDA en EE.UU. (hoy denominado Natural Resources Conservation Service) DETENAL en México (de finales de los años 70 del siglo xx). Mapa Agronómico Nacional en España (extinto). Comité pour Fétablissement de la Carte des Sois de la Belgique (1947). Interafrican Soil Service. Comisión para la cooperación técnica en Africa (CCTA) (1950). Service d’Etude des Sois et de la Carte Pédologique de la France. Institut National de la Recherce Agronomique (1NRA). Francia (1968). World Soil Rcsource Office (FAO-UNESCO) (1960). Con la finalidad de inventariar los suelos del mundo y establecer su distribución se ela­ boraron los prim eros mapas de suelos a pequeña escala, pudiendo citar com o ejemplos:

Mapa esquemático de la banda chernozémica de Rusia y Europa (Dokuchaev, 1893). Mapa de suelos del mundo (Glinka, 1908). Mapa de suelos zonales de la URSS (Glinka, 1931). Mapa de suelos zonales de EE.UU. (SCS, 1937). Mapa de la Península Luso-Ibérica a escala 1:1.000.000 (Huguet del Villar, 1937). Mapa de suelos esquemático del mundo a escala 1: 50.000.000 (SCS-USDA). Mapa de suelos de Francia a escala 1: 10.000.000 (1967). Mapas de suelos de muchos países del mundo a escala 1: 1.000.000, cuya elaboración fue impulsada por el proyecto del Mapa de suelos del mundo a escala 1: 5.000.000 promovido por FAO-UNESCO y llevado a cabo gracias a la colaboración internacional, lo que permi­ tió establecer una leyenda común que ha sido el origen de una de las clasificaciones de suelos actualmente en uso, la fíase de referencia mundial para recursos de suelos, cono­ cida como WRB (FAO-UNESCO, 1971, 1998). Entre estos mapas se pueden citarse: Mapa de suelos de la India (Govinda Rajan, 1965). Mapa de suelos de España (Guerra, 1967). Mapa de suelos de Francia (Dupuis, 1964). Mapa de suelos de Europa a escala 1:1.000.000 (FAO-UNESCO, 1981). 594

Muchos de estos mapas tienen un interés meramente histórico en la actualidad, como es el caso del Mapa de suelos zonales generalizado del oeste de la antigua URSS. Muestra la aparente correlación entre la distribución de los macroclimas y la de los suelos a lo largo del continente, lo que llevó a enunciar la «ley» de zonalidad o principio de zonalidad, cues­ tionado por muchos autores en la actualidad, al dar un peso excesivo al factor clima en la formación de los suelos. Los edafólogos de la Escuela rusa creada con Dokuchaev, entre ellos Glinka, desarrollaron la clasificación zonal de suelos y realizaron una importante labor cartográfica, entre la que destaca el mapa citado (redibujado a partir de la obra de S.R. Eyre: Vegetation and Soils. A worldpicture, 1968):

Leyenda taxonómicamente generalizada y cartográficamente generalizada. Simbología

Unidades cartográficas

Tundra: suelos poco evoluciona­ dos con horizonte helado a una cierta profundidad y vegetación poco abundante, principalmente liqúenes. C orrelación: Cryaquents y Cryaquepts (SSS). Podzoles, en el norte de Rusia, en una zona de clim a frío y húmedo y vegetación de bosque de coniferas. Correlación: Spodosoles (SSS), Podsoles (WRB)

— P

1

Suelos podzólicos pardos y sue­ los pardos forestales Chernozems degradados.

Simhología

m m m

|++ + + + + + H| I-++ + + + + + I

Unidades cartográficas

Chernozems, en Ucrania, clima cálido y seco, 400-600 mm, du­ rante la estación de crecimiento, inviernos fríos y vegetación de estepa de gramíneas. Correla­ ción: Mollisoles (SSS). Chernozem (WRB). Suelos castaño-pardos.

Suelos sem¡desérticos pardo claro. IÜÜÜÜÜÜÜÜÜI

Suelos semidesérticos grises y pardo-grisáceos.

IA AAAAAAAA/1 Ka a a a a a a a a I

Complejos de montaña.

Arenas.

595

La cartografía de suelos, además de su interés científico, tiene aplicaciones para poder determinar la aptitud de los suelos para un uso determinado. Así p.e., a principios del siglo xx, la Iridian Tea Association impulsó estudios y cartografías para localizar suelos adecua­ dos para el cultivo del té en la India (Govinda Rajan y Gopala Rao, 1978). Los mapas de suelos a pequeña escala publicados por FAO-UNESCO a partir de 1970, a pesar de dar poco detalle, su interés reside, por un lado, en que permiten acomodar grandes áreas en un mapa y, por otro, a que dieron lugar al desarrollar una leyenda común para elaborarlos. Esto hizo que hayan servido de base para poder intercambiar información de suelos y transferir resultados de investigación. Además, disponer de estos mapas sirvió para impulsar actua­ ciones en diversos países y llevar a cabo programas de cooperación internacional (Sombroek, 1983). Estos planteamientos han dado lugar a la g e o g ra fía d e su elo s, que se ocupa del estudio de la distribución de los suelos a escala mundial. También se han elaborado mapas para localizar suelos con problemas. Mapas a escala muy pequeña, a pesar de lo cual permiten mostrar en qué partes del mundo se hallan con mayor frecuencia y poder proponer las tecnologías más adecuadas para mejorar su manejo, a partir de la experiencia adquirida en otras regiones del mundo (Beek et al. 1980). Estas cartografías resultan de interés para asegurar el éxito de proyectos de riego, drenaje, control de inundaciones, asentamiento de población, entre otros (Dudal, 1976). Mariotti (1993) del Centro Regional Tucuman (República Argentina) afirma que la tecnificación del campo implica un conocim iento cuantitativo de todos los factores que inciden sobre la producción, entre los cuales el suelo ocupa un lugar preponderante. Por otro lado, el proceso de transferencia de tecnología requiere definir adecuadam ente el marco dentro del cual dicha transferencia es factible, marco que quedaría insuficientem ente acotado sin un conocim iento objetivo del factor suelo. D isponer de inform ación de suelos plasm ada en mapas o en soporte inform á­ tico resulta im prescindible en proyectos de desarrollo, ya que sin ella se pueden cometer, y de hecho se han com etido, errores muy costosos, a veces irreversibles, si han provocado la degradación de los suelos. El argumento de que los levanta­ mientos de suelos son caros y su ejecución consum e mucho tiem po no justifica su omisión. Por un lado, porque el coste debe referirse al coste total del desarrollo de cada proyecto y, por otro, por el coste que pueden suponer las decisiones erróneas derivadas de no haber contado con la suficiente información de suelos (Nieuwenhvis, 1975) y, por último, porque el tiempo para obtener la inform ación de suelos necesaria dependerá del personal especializado que se dedique a ello. La cartografía de suelos se puede concebir con diferentes grados de aproxim a­ ción, según sea su finalidad. Cabe distinguir:

Levantam ientos cartográficos de carácter general o m ultipropósito Se plantean para obtener una inform ación de tipo general consistente en identi­ ficar qué suelos hay en un área determ inada, qué características generales pre­ sentan, cuál es su distribución, qué condicionantes genéricos pueden tener, etc. 596

Levantamientos cartográficos con fines específicos En este caso la cartografía tiene unos objetivos específicos para unos usua­ rios concretos a los que se propone dar respuesta. Debe establecerse con suficiente detalle la aptitud o la idoneidad de los suelos para el uso-obje­ tivo, de m anera que el m apa perm ita hacer predicciones precisas con rela­ ción a dicho uso: superficies, usos (transform ación en regadío, im plantación de un determ inado cultivo, uso urbano, localización de áreas de picnic), riesgo de erosión, niveles de contam inación en los suelos, etc. La inform a­ ción se obtiene para ser plasm ada generalm ente en m apas de escala grande cuya utilidad suele quedar restringida al uso específico para el que fueron previstos.

La información de suelos a representar en un mapa puede tener un enfoque analítico, caso de representar uno o más caracteres del suelo, lo que puede dar lugar a mapas de curvas de isovalores (isolíncas de conductividad eléctrica, pH, etc.) o a mapas de superficies, repre­ sentadas por manchas de color (textura del horizonte superficial, etc.). Al querer aumentar el número de atributos a representar en un mismo mapa, la lectura se complica, por lo que debe pasarse a un enfoque de síntesis, con métodos para evaluar los suelos que combinen un con­ junto de características en cada unidad cartográfica, lo que se verá muy facilitado con la utili­ zación de un GIS y demás técnicas informáticas.

3.

Principios de la cartografía de suelos

Como bibliografía de referencia cabe citar el Soil Survey Manual, cuya primera edición fue publicada por el Departamento de Agricultura de EE.UU. (USDA) en 1951, siendo la tercera de 1993. Este libro proporciona los principios básicos y las técnicas necesarias para llevar a cabo y utilizar los levantamientos de suelos con un enfoque local, estatal o federal y constituye un referente en el ámbito internacional. En 1996 Jean-Paul Legros publicó el libro Cartographie des sois: de l'analyse spatiale á la gestión des territoires que, además de los enfoques clásicos del SSM, incluye la larga experiencia del autor en cartografía de suelos en el Instituí National Agronomique de Fran­ cia (INRA), así como los planteamientos de las escuelas edafológicas europeas, en especial la francesa, con base en instituciones como ORSTOM (Office de la Kecherche Scientifique et Technique d ’Outremer) y el IRAT (Instituí de Recherche en Agronomie Tropical), actual­ mente refundados, en el Institut de Recherche pour le développement (IRD). La base científica de un levantamiento de suelos reside en el hecho de que los suelos y su distribución en el paisaje son predecibles para un edafólogo experi­ mentado, que posea conocimientos de geología, geomorfología, clima y vegeta­ ción del área en cuestión. Desde la perspectiva de que la variación de los suelos en el paisaje es el resultado de los factores formadores (Cap. 18) y de los procesos formadores (Cap. 17), a lo largo de la prospección se va construyendo un modelo conceptual, muchas veces no explicitado, basado en hipótesis acerca de la organi­ 597

zación y distribución de los suelos en el paisaje, cuya validez se contrasta al irlo aplicando y ajustando a lo largo del proceso de elaboración del mapa. La representación en un mapa de la distribución espacial de los suelos de un territorio exige organizar una inform ación com pleja, atendiendo a una serie de principios:

— Todo inventario de suelos debe tener un objetivo. — Un mapa de suelos se refiere a la distribución de los suelos en el paisaje. — La elaboración de un mapa de alta precisión exige un elevado esfuerzo en tiempo y recursos (humanos y monetarios); la obtención rápida de mapas repercutirá en la calidad y cantidad de información que contienen. — En la cartografía de suelos se tomarán preferentemente en consideración aquellas propiedades directamente observables y medibles en el campo y de mayor relevan­ cia para el objetivo propuesto, lo que se deberá reflejar en la leyenda del mapa. — Por razones presupuestarias y de tiempo, una cartografía de suelos debe realizarse con un número limitado de medidas, el menor posible para optimizar los recursos. Este mínimo es función del objetivo y la escala, pero también de la complejidad en la distribución de los suelos y de los conocimientos del prospector. — Los suelos presentan una gran variabilidad espacial, si bien existen relaciones con la posición que ocupan en el paisaje, por lo que para poder elaborar un mapa resulta imprescindible establecer un modelo de distribución. — Los suelos que ocupan menor extensión irán siendo representables a medida que se pase a escalas de mapa mayores. — Las unidades de suelos representadas en un mapa serán tanto más homogéneas cuanto mayor sea la escala del mapa, no obstante, nunca son tan homogéneas como un lector no experimentado podría pensar. — Las unidades homogéneas son más útiles que las heterogéneas, ya que permiten hacer predicciones más precisas. — Las unidades con variación regular conocida y explicitada son más útiles que si presentan variaciones al azar o no explicitadas. — Las unidades en las que se indican las proporciones relativas de inclusiones, así como otros aspectos sobre la variabilidad dentro de la unidad cartográfica, son más útiles que aquellas en las que no se indican. — Los límites entre unidades no son tan abruptos en la realidad como podría despren­ derse de su representación en el mapa, aún cuando se hayan situado con precisión. — Para poder proteger los mejores suelos agrícolas, debe conocerse su localización geográfica. — El mapa de suelos y la m em oria explicativa son documentos complementarios. — La información de suelos es una de las bases para la toma de decisiones sobre el uso del territorio, si bien no la única.

598

4.

Variabilidades espaciales de los suelos: Unidades taxonómicas, cartográficas y de manejo

La cubierta edáfíca de un paisaje presenta normalmente una gran variabilidad derivada del efecto de los factores formadores, que han ido controlando los proce­ sos edafogénicos a lo largo del tiempo. En paisajes con suelos jóvenes, la influen­ cia de las condiciones de medio actuales son las que determinan las características y distribución de los suelos. Por el contrario, en formas de paisaje antiguas, los suelos pueden haber evolucionado bajo sucesivas condiciones de medio, por lo general distintas a las actuales. El suelo forma un manto continuo en el paisaje, que varía en las tres dimen­ siones, por lo que un paisaje de suelos presentará siempre una variabilidad espa­ cial importante, que sólo sería representable en su totalidad en un mapa a escala 1:1. Por ello, al representar la realidad terreno en un mapa se hace una simplifica­ ción. Por ello, la uniformidad de las unidades representadas en un mapa (unida­ des cartográficas) no es más que aparente, ya que no se corresponde a la realidad terreno. La observación de un mapa de suelos por primera vez puede llevar a pensar que cada delincación (unidad cartográfica) representada en él es uniforme y que los límites entre unidades cartográficas son tan abruptos como muestra el dibujo, pero ello no es así. Al utilizar información contenida en un mapa de suelos se deberán tener siempre en cuenta estos aspectos. Digitalizar un mapa de suelos a escala, por ejemplo, 1:1.000.000, y tratar cada una de las unidades cartográficas representadas en él como si fuese homogénea supondrá cometer errores importan­ tes, incluso graves, de principiante. Por ello, resulta realmente importante que el usuario de un mapa de suelos sepa cómo se hacen los mapas, cuál fue la finalidad con que se hizo el levantamiento en cada caso concreto y, por consiguiente, cuál puede ser el valor predictivo esperable. Un levantamiento de suelos lleva a dibujar en un mapa superficies cuyo nivel de homo­ geneidad se considera suficiente para la finalidad del mapa. Cada superficie representada o delincación de suelos (unidad cartográfica) viene definida por un trazo que representa el límite entre unidades de suelos contiguos, determinado con mayor o menor precisión según la finalidad y escala del mapa. Respecto a una unidad cartográfica hay que indicar: — Una unidad cartográfica se delimita en gran medida por inferencia a partir de un reducido número de observaciones y muéstreos en un paisaje edáfico, si bien sufi­ cientes para permitir establecer relaciones suelos-paisaje consistentes: modelo de organización y distribución de los suelos. — En un mapa, una unidad cartográfica está integrada por el conjunto de todas las deli­ ncaciones de suelo que tienen la misma significación.

599

— Cada superficie que corresponda a una misma unidad cartográfica vendrá identifi­ cada en el mapa por el mismo color, símbolo (letras y números) y nombre. — En mapas muy detallados, una unidad cartográfica puede corresponder casi exclusi­ vamente a una única unidad taxonómica, si bien con algunas inclusiones de otras unidades no designadas y sin representación por su escasa presencia y extensión. — Una lista organizada de unidades cartográficas constituye la leyenda de un mapa de suelos.

Una unidad cartográfica suele contener más de una unidad de suelos (unidad taxonó­ mica), cuyos límites no aparecen individualizados en el mapa por razón de la escala y de la simplicación a que ésta obliga. Por ello, las propiedades de los suelos dentro de una unidad cartográfica pueden no ser homogéneas, presentando intervalos de variación que superen a los admitidos para la unidad taxonómica del suelo dominante. Las unidades cartográficas en mapas detallados de suelos pueden presentar característi­ cas que varíen poco dentro de un cierto intervalo (serie de suelos). En este caso puede haber una coincidencia en los límites de la unidad cartográfica y la unidad taxonómica; no obs­ tante, este caso no es el más frecuente. Por lo general, una unidad cartográfica presentará como máximo la misma amplitud de variación en las propiedades que los suelos de las uni­ dades taxonómicas que sirven para clasificar los suelos representados. Para que un mapa de suelos no resulte confuso, sólo resulta conveniente agrupar en una misma unidad cartográ­ fica unidades taxonómicas de igual rango jerárquico. La escala del mapa y su finalidad hacen que al agrupar suelos en una misma unidad car­ tográfica, la agrupación pueda hacerse desde un punto de vista taxonómico (generaliza­ ción taxonómica) o bien cartográfico (generalización cartográfica). Ello supone omitir los límites de algunas de las superficies de la realidad terreno, que podrían ser representa­ das en mapas a mayor escala o si la prospección pudiese prolongarse más en el tiempo. Un mapa de suelos de un país, por ejemplo, será un mapa con unidades taxonómicas generali­ zadas (nivel jerárquico: por ejemplo, subórdenes) y unidades cartográficas generalizadas, por lo que su valor predictivo es bajo. La pérdida de detalle taxonómico o cartográfico puede ser aceptable si con ello se logra una mayor legibilidad y claridad en el mapa y no se ve afectada su finalidad inicial, es decir, sigue siendo posible hacer interpretaciones y pre­ dicciones con suficiente precisión acerca de las propiedades y las respuestas esperables en las unidades cartográficas representadas. Las unidades cartográficas no visualizadas y no designadas constituyen inclusiones o impurezas del mapa (Cap. 2). Las unidades cartográficas homogéneas, es decir, aquellas con una m enor pro­ porción de im purezas, son las de m ayor interés para realizar predicciones. Sin embargo, no siem pre resulta posible recortar un paisaje de suelos en unidades cartográficas simples, en especial cuando se trabaja a escala pequeña. En aquellas áreas en las que los modelos de distribución de suelos son muy com plicados o en aquellas en las que los caracteres de los suelos presenten un gradiente con relación a un factor de diferenciación, cuya intensidad varíe en cortas distancias (por ejem ­ plo, en una ladera), sólo será posible delinear unidades cartográficas com pues­ tas, que serán más heterogéneas debido a la generalización cartográfica realizada. En una misma unidad cartográfica puede haber suelos sim ilares (difieren poco del 600

que da nombre a la unidad y no tienen efectos importantes en las interpretaciones) y suelos disimilares (con respuesta diferenciada respecto a los usos). Comparando dos mapas de una misma región, uno a escala muy pequeña, 1: 1.000.000 y otro a escala pequeña, 1:100.000 (Rubio et al., 1995) se comprende fácilmente que la infor­ mación contenida en las unidades cartográficas de uno y otro mapa tendrá un grado de pureza y un poder predictivo muy distintos (se presentan al mismo tamaño para facilitar la compara­ ción, si bien la información representada es la que sería posible incluir atendiendo a la escala).

Mapa de suelos en el que han desaparecido todas aquellas unidades cuya superficie a escala 1:1 .000.000 es inferior a 5 mm de lado, por no resultar representables a dicha escala, por lo que pasan a ser impurezas del mapa. El valor predictivo del segundo mapa es mucho menor, ya que la precisión (densidad de observaciones realizadas en el levantamiento) también habrá sido mucho menor.

Cuando se trabaja a nivel jerárquico de serie (unidad taxonómica conceptual), la carto­ grafía detallada producida se considera válida, si la homogeneidad de las unidades carto­ gráficas representadas en el mapa es tal que por lo menos un 85 % de la superficie de cada 601

una de ellas se corresponde a la descripción de la leyenda de mapa (Aubert y Boulaine, 1972), es decir, las inclusiones no superan un 15 % de la superficie representada. Con uni­ dades a nivel de familia se acepta que llegue hasta el 30 %. En la práctica, es posible que la pureza de una unidad cartográfica no supere el 50-65 % (Ragg y Henderson, 1980). Lógi­ camente, a medida que aumenta la heterogeneidad, la probabilidad de encontrar un suelo en un lugar determinado, a partir de las predicciones realizadas observando un mapa van dis­ minuyendo, pudiendo llegar hasta un 50 % (McRae y Burnhamm, 1981). Al tomar la decisión de llevar a cabo la cartografía de suelos de una determinada área se deberá llegar a una serie de compromisos entre la finalidad, la utilidad del mapa a elaborar, el tiempo, los recursos económicos asignados y el personal disponi­ ble. Si bien lo deseable sería elaborar mapas con unidades cartográficas homogéneas, ello puede no ser posible en la práctica (por la organización de los suelos, la escala o el tiempo). Habrá que establecer cuál va a ser el nivel jerárquico a emplear (unidades taxonómicas) y qué unidades cartográficas se van a representar (leyenda del mapa). Un m apa con cinco unidades cartográficas de suelos, cuyos lím ites suelen se r irregulares no puede utilizarse de form a directa para ciertas actuaciones.

Símbolo

Leyenda del mapa

Unidad 3: suelo en el que la calcilutita aparece a una profundidad entre 35 y 57 cm. Desfavorable.

■11 ^

602

Unidad 16: suelo en el que la calcilutita aparece a una profundidad entre 60 y 85 cm. Favorable. Unidad 6: suelo profundo y estructurado, sin o con pocas acumulaciones de caliza pulverulenta, blanda. Muy favorable.

Símbolo

Leyenda del mapa

U nidad 8: suelo profundo y e s­ tructurado, con presencia de nodulos calizos duros y ligeramente duros. Calcilutita a más de 150 cm. Muy favo­ rable. Unidad 11: suelo con un porcentaje muy alto de carbonato cálcico pulveru­ lento, con nodulos calizos duros o lige­ ramente duros. Calcilutita aparece entre 7 0 y l5 0 c m . Poco favorable.________

En levantamientos para usos específicos resulta poco operativo presentar un mapa con un mosaico de unidades cartográficas muy atomizadas y límites irregu­ lares. Se deberá realizar una síntesis para establecer unidades de manejo. Se trata de superficies suficientemente grandes para poder operar en ellas en el campo con las técnicas de cultivo habituales y que permitan aplicar el mismo tratamiento en cada una, siendo esperables respuestas semejantes. Si la finalidad del mapa es para fines agrícolas, la unidad de manejo mínima, se considera que debe ser del orden de unas 5 ha (Dent y Young, 1981), si bien este valor puede variar mucho según las características de las explotaciones agrícolas del área.

Mapa con unidades de m anejo sistem atizadas (sólo se representan las parcelas resultantes, sin especificar la leyenda correspondiente).

5.

Modelos de relación de suelos: Clases de unidades cartográficas

La complejidad que puede llegar a presentar la cubierta edáfica en un paisaje ha hecho necesario establecer diversas clases de unidades cartográficas, para expresar mejor las relaciones entre los suelos y facilitar la representación en un mapa. Se pueden distinguir las siguientes unidades cartográficas compuestas (SSS, 1993; Legros, 1996): Consociación: en la unidad cartográfica domina un suelo de una unidad taxonómica, que es el que le da nombre, además hay suelos similares. Las inclusiones de suelos disimila­ res generalmente no superan el 10 %. Asociación de suelos: los suelos disimilares presentes en una unidad cartográfica están organizados según un modelo que se repite de forma regular y que puede ser explicado, 603

por lo que sería posible delimitar estos suelos a una escala más detallada o con más tiempo. De forma arbitraria se ha fijado como límite la escala 1:24.000. El porcentaje total de inclusiones de suelos disimilares en la unidad cartográfica no excede del 15 % si son limitantes y del 25 % si no lo son. Una inclusión disimilar limitante individual gene­ ralmente no supera el 10 %. Por ejemplo, un área con Xerorthents típicos y Xerorthents líticos (Soil Taxonomy), ambos suelos pueden entrar a formar parte de una misma unidad cartográfica, cuyo nombre vendrá dado por aquel de los dos que domine. Los mapas basados en asociaciones son útiles para el manejo de una cuenca, para tener una visión general de la distribución de los suelos, etc. No lo son para realizar previsiones de tipo detallado para una finca o para el emplazamiento de infraestructuras. Complejo de suelos: los suelos disimilares incluidos en la unidad cartográfica están imbricados de tal manera que resulta imposible separarlos, incluso en una cartografía más detallada, a pesar de que su organización espacial corresponda a una cierta lógica. Una unidad cartográfica con dos fases de dos series de suelos distintas, por ejemplo, no pueden separarse a la escala 1:24.000. Agrupación indiferenciada (yuxtaposición de suelos, fr.): los suelos de la unidad carto­ gráfica, dos o más, no presentan una organización regular, el modelo de distribución y la proporción de unos y otros suelos no es uniforme. Se incluyen juntos en una misma uni­ dad cartográfica, ya que desde un punto de vista de uso y manejo su respuesta es seme­ jante. Su proporción puede variar considerablemente de un punto a otro de la unidad car­ tográfica e incluso no siempre aparecen juntos dentro de una delincación del mapa. La unidad se denomina con el nombre del suelo dominante y la partícula «y» seguida del nombre del suelo integrado en la unidad. Por ejemplo, suelos pertenecientes a una misma serie de suelos, si bien difieren por su pcdrcgosidad superficial (fase distinta). Taxadjunto: polipedión cuyas características no entran en ninguna de las series ya des­ critas de forma normalizada y registradas, si bien difiere poco de una de ellas (suelos similares) por una o dos propiedades con escasa repercusión en cuanto a uso y manejo. Por ejemplo, por el régimen de temperatura. Catena de suelos: a lo largo de una ladera los suelos desarrollados a partir de un mismo material originario presentan una organización en su distribución espacial, que es posible explicar en la leyenda del mapa. Entre unos y otros suelos hay transferencias de elementos. Climatosecuencias: la organización espacial de los suelos en bandas altitudinales se explica por las relaciones clima-vegetación. Cronosecuencias: la diferencia entre los suelos próximos, formados a partir de un mismo material originario y que ocupan posiciones semejantes se puede deber a sus dis­ tintas edades. Por ejemplo, los suelos formados en terrazas fluviales de distintas edades.

6.

Metodología de trabajo en cartografía de suelos: Formulación y contraste de hipótesis

La expresión levantamiento de suelos (ing. Soil survey) indica aquel conjunto de operaciones a realizar para elaborar un mapa de suelos. C artografiar suelos requiere llegar a entender su organización espacial y plasmar esta información de 604

forma inteligible en un mapa, que constituye un modelo simplificado de la reali­ dad (Legros, 1996). Un levantamiento de suelos com prende esencialmente tres etapas. Empieza con trabajos preliminares que consisten en visitar la zona, conocer la información preexistente y elaborar un presupuesto o diversos presupuestos alternativos. Una vez firmado el contrato se inicia la segunda etapa, el trabajo de gabinete, campo y laboratorio. La etapa final consiste en la redacción, edición y presentación del tra­ bajo (memoria y mapas). La etapa preliminar contempla: — Establecer la finalidad de la cartografía a elaborar, para determinar cuáles son las preguntas a las que se deberá dar respuesta y fijar la escala del mapa a producir. — Visitar la zona para conocer el sistema de propiedad de la tierra, vías de comunica­ ción y de acceso, así como su estado, facilidades de alojamiento, disponibilidad de excavadoras y mano de obra, suministros, facilidades para el envío de muestras al laboratorio, etc. — Elaborar el presupuesto o presupuestos alternativos (por ejemplo, por fases) de acuerdo con los objetivos planteados, la escala del mapa a elaborar y el orden de magnitud de los recursos económicos previsibles. Una vez formalizado y firmado el contrato para realizar el trabajo, con el correspon­ diente pliego de prescripciones técnicas, se debe iniciar la etapa de gabinete: — Organizar el equipo humano (cualificación, número de personas, contratos, asisten­ cia médica, seguros, etc.). — Establecer la modalidad de colaboración con el laboratorio que deberá realizar los análisis. — Recopilar y estudiar toda la información preexisten relacionada con los suelos del área: mapas disponibles (de suelos, climáticos, topográficos, geológicos, geomorfológicos, de vegetación y otros), fotografías aéreas y material para fotointerpretación, así como imágenes de satélite, material digital (ortofotomapas, modelos de elevación del terreno, etc.) y aquellos informes, documentos y publicaciones de interés, todo ello para estar bien informados y evitar duplicar esfuerzos. — Fotointerpretar la zona, lo que debe verse como un trabajo iterativo con el trabajo de campo y el establecimiento de hipótesis acerca del modelo de distribución de suelos. Se situará la distribución de los puntos en los que habrá que abrir las calicatas. Los trabajos de campo implican: — Reconocimiento de toda el área, con un GPS y las fotos aéreas fotointerpretadas en mano, para llevar a cabo observaciones acerca de las características de las formas del paisaje, vegetación natural, cultivos, materiales originarios, observar algunos suelos en las superficies más extensas, etc., con el fin de concretar los puntos a pros­ pectar con la densidad de observaciones que corresponda. — Formulación de hipótesis iniciales acerca del modelo de organización de la distribu­ ción de los suelos en relación con las unidades de paisaje y preparar una leyenda del mapa. 605

— Examen detallado y descripción de las calicatas con ayuda de un cuchillo de monte, lupa de mano, unas tablas Munsell y material para realizar ensayos de campo (Cap. 3), y bolsas de plástico para la toma de muestras. — Verificación de las hipótesis iniciales acerca de la distribución de suelos, llevando a cabo múltiples comprobaciones en campo, por medio de sondeos, prospectando áreas situadas en los diferentes elementos del paisaje. Las decripciones y observaciones de campo deben contrastarse con los resultados de los análisis de laboratorio tan pronto como estén disponibles. Este proceso de comprobación es el que da consistencia y calidad a un mapa de suelos. En caso de discrepancia notable con la observación en campo, se mandará repetir los análisis de laboratorio y, de seguir la falta de concor­ dancia, si no es posible tomar nuevas muestras, se primará la descripción de campo. — Clasificación de los suelos a partir de las descripciones de campo y los resultados de los análisis de laboratorio — Elaboración del mapa de trabajo. La información obtenida con la prospección de campo se representa en un mapa base, cuya escala es de 2 a 2.5 veces mayor que la escala del mapa final (Young, 1976), pudiendo utilizar como mapa base para deli­ near las unidades cartográficas las fotografías aéreas o un ortofotomapa. — Localización de los límites de las unidades cartográficas. Se agrupan suelos que se asemejan. Los límites se sitúan primero en las fotos aéreas con ayuda de un estereós­ copo y un lápiz de cera, basándose en el análisis de las formas del paisaje y el aspecto de la superficie del terreno. Posteriormente, para documentar la composi­ ción y límites de las unidades cartográficas, se llevan a cabo verificaciones en campo por medio de: • Observaciones a lo largo de transectos representativos, ya sea a intervalos regula­ res o no, o bien siguiendo líneas relacionadas con las formas del paisaje (por ejemplo, paralelas a la pendiente dominante) o al azar. • Observaciones de forma sistemática en una malla regular o de una malla informal. El procedimiento elegido para las verificaciones dependerá de la escala del mapa, de la extensión de la unidad y de una mayor o menor evidencia de variabilidad en ella, así como de la complejidad del modelo de distribución de los suelos en la región. — Elaboración del mapa a editar. Conlleva hacer una síntesis por medio de la cual se reagrupan unidades cartográficas con poca extensión o significación. Se realizan verificaciones en campo, si es necesario, y se organiza toda la información, de forma que el mapa sea fácil de utilizar para los diferentes usuarios. — Redacción de la leyenda definitiva. La descripción de cada unidad cartográfica debe­ ría indicar, cosa que no siempre ocurre, el porcentaje de superficie ocupada por el suelo dominante en cada una de ellas y los restantes suelos designados integrados en la unidad, caso de existir. El modelo de distribución de aquellos suelos que la escala del mapa no hace posible representarlos de forma separada. Por lo general, se tratará de suelos similares. La leyenda también debería indicar el modelo de relación entre los suelos incluidos en una misma unidad cartográfica. También debería prevenir al usuario de la existencia de inclusiones de suelos disimilares, cuyo comportamiento debe ser tenido en cuenta para evitar fracasos importantes en las predicciones. En la form ulación de las hipótesis iniciales acerca de la organización espa­ cial de los suelos en el paisaje para elaborar un m odelo de organización espa606

cial de la distribución de los suelos resulta im prescindible tener presentes las teorías de génesis de suelos (Caps. 17 y 18). Dado que una cartografía de suelos consiste en extrapolar a partir de un número limi­ tado de observaciones y descripciones de perfiles de suelos en campo (Cap. 2 y 3), el grado de conocimiento previo de los suelos del área por parte del equipo que vaya a llevar a cabo la cartografía determinará la forma de plantear el trabajo. Si se trata de un equipo que tiene su primer contacto con el área, la fase de reconocimiento y descripción de suelos en campo toma una gran importancia. La experiencia científica que cada prospector tenga y el poder disponer de fotos aéreas permite formular hipótesis más seguras y prever de forma más precisa qué suelos cabe esperar encontrar en un punto, teniendo en cuenta el contexto (Boulaine, 1972). La valida­ ción de las hipótesis formuladas conlleva comprobaciones en campo, por lo que la elabora­ ción del mapa debe contemplarse como un proceso iterativo, que permite ir llegando a sucesivas mejores aproximaciones, sobre la base de l