4. COMPONENTES Y PROPIEDADES DEL SUELO 4.1. INTRODUCCIÓN

El suelo es un compuesto integrado por materia mineral y orgánica, aire y agua. Es la capa más superficial de la litosfera. Por tanto, el suelo como parte integrante de la biosfera es un subsistema natural, complejo (mineral y orgánico) y dinámico, formado en la zona de contacto de la litosfera, biosfera y atmósfera; y que establece unas estrechas relaciones con el elemento biótico (especialmente el elemento vegetal) del medio.

La materia mineral procede de la meteorización de las rocas mientas que la orgánica deriva de la descomposición de los residuos orgánicos.

El suelo, por tanto, se distingue de la roca madre por las características físicas, químicas y biológicas adquiridas a lo largo de su tiempo de formación. Su diferencia básica es el elemento biológico que lo transforma en algo vivo.

El suelo es el soporte fundamental de las plantas ya que es:

fuente de nutrientes para las plantas,

soporte de las mismas, ya que las raíces establecen un nexo de unión (alimentación y sujeción) entre suelo y plantas,

satisface su necesidad de agua y

aporta oxígeno para la respiración de las plantas.

En el suelo interacciona la atmósfera, la hidrosfera, la vegetación y la litosfera.

Los suelos se revelan como un complejo dinámico sobre el que pesa la influencia del clima, la vegetación, el roquedo, la topografía local y el tiempo. A su vez, los suelos modifican directa o indirectamente las formaciones vegetales, la circulación del agua, el clima, etc.

A una sección vertical de suelo se le conoce como perfil. Los movimientos descendentes, ascendentes o laterales del agua a través del perfil, protagonizan una redistribución interna de las partículas y la aparición de horizontes o bandas superpuestas diferenciadas por el color, tamaño de las partículas minerales o por el contenido en materia orgánica. Cada tipo de suelo posee una determinada secuencia de horizontes. Al volumen de suelo más pequeño que permite definir un suelo se le denomina edafón.

4.2. FACTORES DE FORMACIÓN DE UN SUELO

Los factores formadores apartan energía (potencial, cinética, química y calórica) decisiva para la dinámica de los procesos edáficos.

4.2.1. Roca madre

Constituye el soporte mineral sobre el que se desarrolla el suelo. Su naturaleza silícea o calcárea marca, sobre todo, la composición química del suelo en los estadios iniciales de formación. El grado de consolidación, diaclasamiento, exfoliación, porosidad y permeabilidad de la roca madre influye también en los primeros momentos de la evolución edáfica.

Estas propiedades químicas y físicas del roquedo ceden protagonismo a medida que va avanzando la formación del suelo. De hecho, sobre roquedos diferentes pueden llegarse a formar suelos evolucionados del mismo tipo. La razón es que el suelo de ser un complejo mineral se ha transformado en un complejo bio-mineral en el que los minerales primarios han sido transformados en minerales secundarios.

4.2.2 Clima

Los factores climáticos se concretan en dos parámetros básicos: la temperatura y la humedad. Éstas son variables que aportan gran parte de la energía par las reacciones químicas y los movimientos de partículas.

La temperatura del suelo no es idéntica a la de la atmósfera inmediata:

• El número de heladas en la superficie del suelo suele doblar las registradas 1’5 m por encima.

• La amplitud térmica de los 2 cm superiores es muy fuerte (mayor que la de la atmósfera inmediata), pero casi se anula a mayor profundidad (a 12-15 cm prácticamente ya no hay cambios).

El suelo es un reservorio de agua cuya capacidad de almacenamiento varía según la permeabilidad y porosidad. El agua accede al suelo por tres vías:

descendente (infiltración)

ascendente (capilaridad)

lateral (flujos subsuperficiales)

Dicha agua puede permanecer en el suelo de tres maneras (fig. 4.1):

i.- Agua unida a la superficie de las moléculas minerales en cantidad microscópica (agua higroscópica), que permanece allí incluso cuando el suelo está aparentemente seco.

ii.- Agua de capilaridad que se aloja en los microporos del suelo. Puede permanecer allí durante un tiempo tras las lluvias, resistiendo la atracción de la gravedad o volver a la superficie (evaporación).

iii.- Agua gravitacional que es la que rellena todos los espacios interpartículas fluyendo libremente hacia abajo (percolación).

4.2.3. Vegetación y actividad biológica asociada

Plantas y animales suministran materia orgánica. Al tratarse de elementos vivos éstas van actuando sobre la evolución del suelo a lo largo de toda su evolución edáfica.

La influencia es bidireccional: el suelo condiciona la cubierta vegetal y la actividad biológica a ella asociada.

La densidad y características de la cubierta vegetal modifica las tasas de erosión del suelo, los aportes y naturaleza de la materia orgánica, los intercambios químicos del suelo y las condiciones climáticas generales propiciando la conformación de microclimas específicos.

Los microorganismos, a su vez, (bacterias, algas, mohos, etc.) son los primeros colonizadores del medio mineral y tienen un papel fundamental en la descomposición de plantas muertas, hojarasca, residuos de animales, etc.

4.2.4. Topografía

La pendiente establece que en determinados lugares predominen las pérdidas laterales de elementos solubles y otros en que se acumulan. Suele coincidir: suelos raquíticos en laderas empinadas frente a suelos profundos bien desarrollados en los fondos de los valles.

A la sucesión de tipos de suelos desde las crestas de las laderas hasta los fondos de las vaguadas las conocemos como catenas. En realidad la topografía está muy unida al drenaje. Cabe señalar que si el drenaje está dificultado o impedido, el encharcamiento impide la aireación del suelo y desencadena procesos edáficos específicos.

4.2.5. El hombre

Las prácticas agrícolas entrañan la remoción de los horizontes edáficos superiores y, por tanto, la aparición de un nuevo tipo de suelo. El hombre puede facilitar la aireación, aumentar o disminuir la capacidad de retención hídrica, incrementar el contenido de materia orgánica, modificar las características texturales y también químicas...

4.2.6. El tiempo

Es un mecanismo lento (a escala humana), pues requiere cientos o miles de años para el desarrollo edáfico.

4.3. COMPONENTES DE LOS SUELOS

La formación de un suelo resulta de la alteración que influye sobre la roca madre o material de origen, que al descomponerse proporciona la fracción mineral, mientras que la vegetación da lugar a la formación de la fracción orgánica.

4.3.1. La fracción mineral

Como resultado de la meteorización se advierte una tendencia del roquedo a adoptar estados químicos más estables en el nuevo marco ambiental, a pasar de un estado masivo a otro clástico y a modificar el volumen, densidad, permeabilidad y grado de consolidación previas. Como ya se comentó en temas anteriores los procesos de

meteorización pueden ser de carácter físico o químico. Los primeros explicarán la fragmentación de las rocas. Por lo general, este tipo de procesos crea las partículas de fracción gruesa del suelo (arenas, gravas, cantos,...).

La meteorización química provoca cambios en la composición mineralógica del roquedo, lo que da lugar al complejo de alteración que constituye la fracción fina del suelo, formada por minerales alterados de dimensiones menores a dos micras. Goza de propiedades particulares debido a sus cargas eléctricas; es biológica y químicamente activa. Dentro de este complejo distinguiremos:

Los elementos coloidales: partículas muy finas que podemos estructurar en dos grandes tipos de materiales coloidales: las arcillas, que son silicatos alumínicos hidratados de estructura laminar (materia coloidal inorgánica) y el humus (materia coloidal orgánica). Las moléculas con propiedades coloidales están rodeadas de dos capas de cargas eléctricas: la primer que corresponde a la carga de la materia propiamente dicha y la segunda, de signo opuesto, que corresponde a los iones absorbidos.

Los iones minerales: partículas móviles con una carga eléctrica (negativa=aniones o positiva=cationes) y que se pueden encontrar en solución del agua del suelo o fijados a los elementos coloidales (fig. 4.2).

Entre los proceso químicos podemos destacar:

◊ Por disolución o solubilidad directa: incluiremos aquí los procesos de disolución directa de las rocas sedimentarias con un alto contenido en sales (como la halita) o las disoluciones cársticas de los carbonatos.

◊ Alteración por oxidación-reducción: los medios en los que se puede hallar un mineral pueden ser reductores u oxidantes. Serán reductores cuando el oxígeno esté ausente y oxidantes en el caso contrario. La oxidación es la pérdida de electrones de una elemento, es decir, el aumento de su valencia positiva (o disminución absoluta de su valencia negativa). Reducción será lo opuesto. El paso de un mineral de estado reducido al oxidado se refleja en un aumento del volumen de dicho mineral y en un cambio de color. Este proceso afecta sobre todo a los óxidos de hierro:

(estado férrico) (estado ferroso) Fe +++ Fe++

oxidado color rojo pardo inmóvil o insoluble

reducido color gris verdoso móvil o soluble

Importantes agentes reguladores de este proceso son el oxígeno (favorece la oxidación) y la materia orgánica (que favorece la reducción porque tiende a consumir oxígeno).

En algunos suelos hay procesos alternantes de reducción y oxidación, a consecuencia, respectivamente de periodos de encharcamiento (el agua desplaza el aire de los poros) y periodos de sequía (el aire vuelve a entrar en los poros). Como consecuencia de esta alternancia de reducción y oxidación tales suelos presentan un color jaspeado o a manchas, son los conocidos como suelos gley y pseudogley.

◊ Alteración por hidratación: proceso de absorción de agua por un compuesto mineral. Afecta a rocas sedimentarias de alto contenido en sales.

◊ Alteración por hidrólisis: es un proceso que afecta fundamentalmente a los silicatos. En la hidrólisis (acción química ejercida por los iones H+ u O- contenidos en el agua) se produce la sustitución de la red estructural de los silicatos de un catión (Na, K,...) por un ion de igual carga pero de tamaño menor (H+). Al provocarse este cambio se produce una deformación de la malla estructural del silicato que puede llevar a la pérdida de otros cationes más grandes como pueden ser Ca o Mg. Debido a que los diferentes tipos de silicatos tienen distinta organización estructural el curso de la hidrólisis no sigue el mismo camino para todos. Sin embargo, el proceso se inicia siempre por esta sustitución de los cationes alcalinos por hidrógeno. La más conocida es la hidrólisis de los feldespatos que acaba con la formación de arcillas de alteración.

4.3.2. La fracción orgánica

La fuente esencial de la materia orgánica del suelo está constituida por resto o despojos animales o vegetales, siendo éstos últimos los más importantes. Cuando hablamos de materia orgánica en un suelo hay que incluir los restos muertos y sus productos de transformación. Sin embargo no deben incluirse las raíces vivas, ni microorganismos vivos.

La presencia de la materia orgánica en el suelo puede presentar dos formas:

a. materia orgánica transformada o forma humificada.

b. materia orgánica no transformada o forma bruta.

En la primera no son reconocibles las estructuras de origen orgánico, mientras que en la segunda sí lo son. Los agentes desencadenadores de la desintegración son los microorganismos.

4.3.1.1. Transformación de la materia orgánica

Los microorganismos del suelo realizan una doble función: degradación y síntesis. La degradación es la descomposición de las células animales y vegetales y, al mismo tiempo, la liberación de elementos minerales solubles y gaseosos: CO2, amoniaco, fosfato, nitratos, etc. El proceso de mineralización consiste en una serie de reacciones fundamentalmente de oxidación en las cuales se liberan nutrientes para las plantas y es realizado fundamentalmente por las bacterias. En él se pueden distinguir dos etapas:

1. Producción de NH3 (amonificación)

2. Oxidación de ese NH3 a ácido nitroso y finalmente nítrico (nitrificación).

La humificación se realiza a la par que la mineralización: es un proceso por el cual las sustancias orgánicas procedentes de la mineralización se combinan entre sí y originan estructuras de carácter orgánico y de color oscuro y pardo: los compuestos húmicos. Es el trabajo de síntesis llevado a cabo por los microorganismos: elaborando sustancias

químicas complejas a partir de los minerales que han liberado en el proceso de degradación.

Mineralización y humificación son, pues, el resultado de tres procesos simultáneos:

Un conjunto de reacciones químicas interiores que originan transformaciones de color en los restos orgánicos, este proceso es el responsable del cambio de color de las hojas.

Un proceso derivado de la acción de los organismos superiores del suelo (lombrices, etc.) que trituran estos restos orgánicos, los digieren y los incorporan íntimamente a la fracción mineral.

Un proceso derivado de la acción de los microorganismos del suelo, hongos y bacterias que toman estos restos como materia energética en su alimentación y que son los responsables últimos de esa mineralización y humificación.

En la humificación se produce la formación de moléculas orgánicas complejas, con frecuencia insolubles: los compuestos húmicos. La cantidad global de compuestos húmicos que contiene el suelo caracteriza su grado y tipo de humificación. La cantidad de humus del suelo será tanto más elevada cuanto más eficazmente resista a la descomposición microbiana.

4.3.1.2. Principales tipos de humus

Podemos distinguir dos grandes grupos de humus según se formen en medio aireado (aerobiosis) o mal aireado (anaerobiosis).

⇒ En medios aireados:

• Mor: característico de condiciones climáticas frías y medios francamente ácidos con vegetación acidófila. Sus características esenciales son acidez, escaso contenido en nitrógeno, los microorganismos son hongos.

• Moder: característico de latitudes bajas, con temperatura media alta y vegetación intermedia (entre acidófila y basófila). Es prácticamente neutro, tiene un mayor contenido en nitrógeno que el mor y los microorganismos que tiene son tanto hongos como bacterias.

• Mull: característico de vegetación no acidófila, temperatura elevada y humedad media, características climáticas que favorecen la actividad de los microorganismos. Presenta basicidad, alto contenido en nitrógeno y sus microorganismos son bacterias.

⇒ En medios mal aireados, en los cuales es difícil la pervivencia de microorganismos por lo que la materia orgánica no se descompone sino que se acumula:

• Anmor: desarrollados en medios encharcados estacionalmente.

• Turbas: desarrollados en medios que permanecen prácticamente encharcados todo el año.

Estos complejos organo-minerales son esenciales en el suelo. Puede ser solubles o insolubles y en este sentido podemos diferenciar:

∗ suelos biológicamente activos, con humus mull, caracterizados por una marcada dominancia de los compuestos organominerales insolubles y

∗ suelos poco activos, con humus de tipo moder o mor, en los que predominan los complejos seudosolubles más móviles.

Los compuestos húmicos y las arcillas constituyen un complejo insoluble, casi siempre en estado floculado en el suelo y concentrado en agregados más o menos gruesos.

4.4. PERFILES Y HORIZONTES

Como resultado de todos estos procesos los suelos presentan una secuencia de niveles u horizontes. Se suelen distinguir cuatro horizontes básicos:

• HORIZONTE 0: nivel superior, son aportes vegetales sin descomponer o poco alterados.

• HORIZONTE A (A1): mezcla de humus con las partículas minerales.

• HORIZONTE E: horizonte de eluviación, caracterizado por la pérdida de material fino y sustancias solubles.

• HORIZONTE B: (de colores más vivos) son niveles de iluviación o acumulación de arcillas, hierro, aluminio o humus.

• HORIZONTE C: roca madre.

De unos suelos a otros hay importantes diferencias en la potencia, incluso inexistencia, de los distintos horizontes.

Además hay subtipos especiales de horizontes para cuya identificación se utilizan subíndices: por ejemplo, un horizonte Bca es un nivel de acumulación de carbonatos.

4.5. PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS SUELOS

El suelo es un complejo integrado por materia sólida, líquida y gaseosa. La mayor parte corresponde al estado sólido (materia mineral y orgánica), la parte líquida se compone de agua con elementos solubles y la gaseosa por aire cargado con CO2. Las características del suelo viene determinadas por:

4.5.1. Textura

Los componentes minerales del suelo se presentan en partículas de distintos tamaños cuyos porcentajes determinan la composición granulométrica o textura del suelo. Un suelo bueno desde el punto de vista de su fertilidad se compone de unas cantidades equilibradas de arena, arcilla y limo. Se llama textura de un suelo a la proporción en que se encuentran estas partículas en él, previa dispersión de sus agregados. Del estudio de la textura se deducen algunas de las propiedades físicas y químicas del suelo:

∗ Físicas:

◊ permeabilidad

◊ facilidad para retener el agua (fig. 4.4)

∗ Químicas:

◊ capacidad de intercambio catiónico en función del contenido en arcillas.

El análisis granulométrico consiste en clasificar las partículas minerales según su diámetro y en determinar el porcentaje que corresponde a cada una de las siguientes categorías (cuadro 4.1):

i.- Fracción gruesa:∅ > 2 mm

ii.- Fracción fina: ∅ < 2 mm

Gráficamente la textura se representa mediante los denominados diagramas texturales (fig. 4.5) que sirven para determinar la clase textura. Son diagramas en forma de triángulos equiláteros en los que se representa en cada uno de sus lados la arena, el limo y la arcilla; en el límite de cada vértice tenemos el 100% del contenido de cada uno de los elementos y en el lado opuesto el contenido 1%. El triángulo textural se divide en entornos o recintos y todos los puntos que caen dentro de ellos tienen propiedades físicas y químicas parecidas.

Para que un suelo se considere arenoso debe tener un 90% de arenas y para que se considere arcilloso sólo debe tener el 40% de arcillas. Será limoso cuando tenga más del 85% de limos. Si el suelo tiene menos del 25% de arcilla y proporciones casi iguales de limo y arena, se dice que su textura es franca, la mejor para los cultivos.

4.5.2. Estructura

Las partículas minerales tienden a formar agregados. La estructura será la disposición de dichos agregados. Generalmente la existencia de ordenación estructural está en relación con la presencia de arcillas, por las propiedades aglutinantes que tiene. Si el suelo es rico en arenas y limo no existe ordenación estructural, diremos que tiene una estructura particular (cuadro 4.2). Por tipo de estructura se entiende la forma y disposición de los agregados. Se distinguen cuatro grupos fundamentales de estructura (fig. 4.6):

Laminar. Agregados en cuyas dimensiones predominan los dos ejes horizontales. Este tipo de estructura generalmente acompañado de texturas franco-limosas o franco-arcillosas suele constituir un gran impedimento a la penetración de las raíces, al drenaje interno del suelo y a la germinación de las semillas.

Prismática y columnar. Formados por agregados y grumos en cuyas dimensiones predominan el eje vertical, con bordes más o menos aristados. Esta estructura puede contribuir a una buena productividad de los suelos, especialmente si los prismas se presentan desgajados en pequeños bloques.

En bloques (angulares y subangulares). Agregados en los que no predominan el crecimiento horizontal sobre el vertical. ES corriente en los horizontes inferiores de suelos pesados de textura fina.

Esferoidal, granular y migajosa (la estructura granular es relativamente poco porosa y la migajosa muy porosa). Están formados por la acción de las raíces y de la descomposición de la materia orgánica.

La estructura interna condiciona la permeabilidad, la aireación, cohesión y fertilidad, la capacidad de infiltración, el balance del agua e incluso la potencialidad de erosión.

4.5.3. La aireación o porosidad

La porosidad del suelo se refiere al volumen ocupado por los poros en éste y, por ello, está inversamente relacionado con la densidad del suelo. Suele expresarse por la relación entre el volumen ocupado por gases y líquidos y el volumen total del suelo.

La abundancia y tamaño de los poros regula la aireación y el movimiento del agua del suelo. Proporciona, asimismo, espacio para el crecimiento de las raíces y para la instalación de organismos edáficos. La porosidad es la mejor expresión del estado de la estructura en un momento dado facilitando información sobre la respiración y alimentación hídrica de las raíces, así como sobre su capacidad de drenaje.

4.5.4. La atmósfera de los suelos y el potencial de óxido-reducción (Eh)

Dos son los gases que juegan un papel fundamental en los intercambios que se producen en el suelo: el oxígeno y el CO2. Ambos pueden existir en estado libre, formando parte de la atmósfera del suelo o en solución del suelo. Esta situación de equilibrio funciona mientras existe una estructura favorable y una fuerte porosidad, si el equilibrio se rompe por degradación de la estructura o saturación de los poros se ve afectada la respiración de las raíces o de los organismos del suelo.

Cuando el oxígeno tiende a desaparecer o desciende por debajo de un límite crítico adquiere una gran importancia la medida del potencial de óxido-reducción (Eh) del suelo que informa sobre su estado. Las reacciones de oxidación y reducción, como hemos visto, expresan intercambios de electrones: una oxidación es una adición de oxígeno o una liberación de electrones, mientras que una reducción es una pérdida de oxígeno o incorporación de electrones.

4.3.5. La temperatura

La temperatura del suelo ejerce un papel fundamental en el comportamiento de las plantas y en edafogénesis. El aumento de la temperatura del suelo va seguido de un efecto estimulante del humus y de los fenómenos de alteración, a condición de que no vaya acompañada de una desecación excesiva del suelo; en caso inverso ejerce por el contrario el papel de frenado.

4.3.6. Color

Su estudio es importante ya que no sólo nos indicará ciertas propiedades físicas y químicas del suelo (contenido de materia orgánica, condiciones de drenaje y

aireación, composición mineral) sino que también a través de las diferencias de color entre cada horizonte pueden establecerse sus límites. El color se determina mediante las tablas Munsell. Se trata de una serie de hojas en las que se encuentran impresos diversos colores estableciéndose diferencias entre los mismos a partir de el matiz, el brillo y la intensidad.

El color varía según:

i.- el grado de humedad del suelo.

ii.- de la composición mineralógica : los suelos derivados de las rocas ricas en materiales oscuros van a dar brillos menores que sobre rocas claras,

iii.-del contenido de materia orgánica: los suelos pobres en materia orgánica dan brillos altos, es decir poco negros.

iv.-el contenido en óxidos de hierro y el estado de oxidación de los mismos: el hierro es el componente del suelo que tiene más influencia en su color, se combina con el oxígeno o el agua que existe en la tierra y le da diferentes colores. Los colores rojos indican que se produce oxidación, mientras que aquellos de tonos gris-verdoso (hierro en estado reducido) señalan exceso de agua durante el tiempo necesario para producir reducción, lo que coincide con estados del suelo nocivos para la vida de las raíces.

v.- la caliza, aclara los colores

4.3.7. La humedad del suelo

En función del agua que contiene, el suelo puede clasificarse:

En estado saturado: todos los poros se encuentran repletos de agua y no existe aire.

Estado de capacidad de campo: ha perdido el agua de gravitación. Es el mejor estado para la vida de las plantas, los poros se encuentran llenos de agua y aire.

En su punto de marchitamiento: es la humedad correspondiente al límite inferior de agua absorbible por las plantas. Los poros están vacíos de agua y rellenos de aire.

Los suelos tienen distinta capacidad de retención de agua que se manifiesta en la aptitud para almacenar agua de capilaridad. Dicha capacidad depende de la textura y de la estructura del suelo.

4.6. PROPIEDADES QUÍMICAS DE LOS SUELOS

4.6.1. Capacidad de adsorción o capacidad de intercambio catiónico

Los coloides (arcillas y humus de ∅ < 0’001 mm) presentan cargas eléctricas negativas por lo que atraen gran número de iones con carga positiva (cationes). Los cationes de Ca, Mg, Na, K, Al son comunes en los suelos y de gran importancia para la nutrición de las plantas. La aptitud de un suelo para adquirir y retener cationes se conoce como capacidad de cambio catiónico y es buen indicador de fertilidad.

El complejo arcillo-húmico constituye el denominado complejo absorbente del suelo, en el sentido de que dadas sus cargas eléctricas negativas superficiales actúan fijando o absorbiendo una serie de iones positivos o cationes algunos de ellos muy importantes para la nutrición vegetal. Los iones fijados son los cationes de cambio, así llamados porque pueden participar en un proceso de cambio reversible con los iones positivos que existen en las soluciones del suelo (agua y elementos solubles que existen en el suelo).

La Capacidad de Intercambio Catiónico (CIC) se mide mediante el número de miliequivalentes por cada 100 gr. (meq/100 gr), es decir, con el número de cargas negativas del complejo arcillo-húmico. La CIC depende de:

1. La cantidad de arcillas y materia orgánica que exista en el suelo, sobre todo de humus que es el elemento con mayor capacidad de adsorber cationes.

2. Del tipo de arcilla. La máxima CIP corresponde a la motmorillonita, le sigue la illita y por último la caolinita.

La fertilidad de un suelo depende no sólo de su CIC, es importante también reconocer el grado de saturación de bases (Ca, Mg, K, Na...) sobre el total de meq/100 gr. del complejo absorbente. En suelos muy lavados, se pierden las bases de cambio y el grado de saturación de bases es muy bajo, mientras que en climas áridos las bases se quedan en el suelo y su grado de saturación de bases alto.

La nutrición mineral de las plantas, por tanto, viene determinada por varios factores:

• Que la CIC sea suficientemente alta, lo que depende fundamentalmente de la existencia de humus, dada sus efectos de catalizador para la absorción de cationes por las plantas.

• Grado de saturación de las bases: si es bajo serán suelos más pobres. Si hay abundancia de H+ en el complejo de cambio, las bases que hay en el complejo de cambio están retenidas fuertemente y son difíciles de absorber.

• La relación cuantitativa de los iones metálicos. El exceso de un ion determinado puede interferir en la absorción de otro ion por las plantas. Si hay más cantidad de K que de Mg en el suelo hay dificultad de absorción de Mg. El orden decreciente en que se deben encontrar en el suelo los elementos para que la solución sea equilibrada ha de ser. Ca (más abundante), Mg, K, Na (menos abundante).

4.6.2. La acidez del suelo, el factor pH

La medida de pH o potencial hidrógeno sirve para informar sobre la proporción relativa de iones hidrógeno H+ y de iones hidróxidos OH-. Traduce el grado de acidez de la solución. Lo normal es que los valores de pH se muevan entre 5 y 9, y en casos excepcionales entre 3 y 11.

Existe una alta correlación entre los valores del pH y el porcentaje de saturación de bases del complejo absorbente. Cuanto más desaturado es dicho complejo, o dicho de otro modo, cuanto más rico en iones de H+ fijados, más pequeño es el pH. Por el contrario, el pH es elevado para los suelos de complejo saturado. La cantidad de iones H existentes en este complejo depende del grado de lavado del suelo: cuando está poco

lavado el complejo de cambio está dominado por las bases de cambio (Ca, Mg, K, Na) siendo estos suelos básicos, saturados. Mientras que los lavados son ácidos y desaturados (cuadro 4.3).

4.6.3. La relación C/N

La fracción orgánica, desde el punto de vista químico, está constituida por carbono, hidrógeno, nitrógeno, oxígeno , potasio, etc. Los dos elementos principales son el C y el N. La proporción de C suele oscilar casi siempre en torno a un 50%. Sin embargo, el porcentaje de N es más cambiante, variando desde un 1% hasta el 10%, dependiendo de varios factores siendo el más importante el contenido en nitrógeno de las plantas que colonizan el suelo.

Para una buena humificación del suelo la condición previa es, ante todo, una fuerte actividad biológica global, unida a una buena aireación y a la riqueza en C y N del medio.

La relación C/N es importante para valorar la fertilidad de los suelos. Así se dice que un suelo es fértil cuando la relación C/N es aproximadamente de 10 (C=50%, N=5%).

5. EDAFOGÉNESIS Y TIPOS DE SUELOS 5.1. EDAFOGÉNESIS Y DIFERENCIACIONES DEL PERFIL: LOS HORIZONTES

5.1.1. De los procesos a los horizontes

Como se ha visto el suelo es la integración de materia mineral (alterada), orgánica (humificada), agua y aire. Ahora bien, los procesos creadores de dicha integración que definen las características del suelo se verifican en distintos partes del suelo partiendo de fuentes origen la roca originaria (bien sea roca coherente o depósito superficial) y la materia muerta procedente de la vegetación que coloniza el suelo. Los aportes de materia muerta (de origen vegetal fundamentalmente) van dando lugar a una capa superficial más o menos rica en materia orgánica. A esta capa, o capas, se le conoce como horizonte, u horizontes A.

A su vez, la roca originaria está sufriendo procesos de alteración que acabarán individualizando un nuevo tipo de horizonte que llamaremos B.

Junto a estos dos procesos elementales de incorporación de materia orgánica y de alteración hay otros tipos de procesos caracterizados por la movilidad de alguno o varios de los componentes del suelo tanto minerales como orgánicos. Los horizontes afectados por estas migraciones de materia podrán sufrir pérdidas o experimentar ganancias.

Si las pérdidas afectan sólo a los cationes más móviles, proceso que llamaremos lixiviación, que va acompañado por una acidificación por empobrecimiento en bases, el horizonte no suele recibir ninguna denominación especial, pero si las pérdidas alcanzan al complejo adsorbente (arcillas y compuestos orgánicos) la capa resultante recibe el nombre de horizonte eluvial (que según los autores se definirá como horizonte A2 o E).

Los horizontes enriquecidos por acumulación en ellos de las pérdidas sufridas por los horizontes eluviales o A se denominan iluviales y forman un grupo designado con la letra B.

5.1.2. Principales factores

Los procesos que intervienen en la formación de los distintos horizontes y a través de ellos de los distintos tipos de suelos dependen de múltiples factores, algunos de carácter climático (temperatura, humedad, contrastes estacionales,...), otros de las características litológicas de la roca madre y otros de la topografía y facilidad de drenaje del lugar en que se forman. Ahora bien, siempre debe tenerse en consideración el tiempo. El tiempo requerido para la formación de un suelo no es siempre el mismo, depende da cada factor y de la condiciones en que se desarrollan.

Se puede hablar de dos tipos de edafogénesis, una de ciclo corto y otra de ciclo largo en función del tiempo necesario para que el suelo evolucione hasta una situación estable en

líneas generales y en equilibrio con las condiciones climáticas regionales. Son propios de la edafogénesis de ciclo corto todos aquellos procesos en los que intervine de una u otra forma la materia orgánica. Son, por el contrario, de ciclo largo, los procesos en los que domina la alteración geoquímica, donde la materia orgánica no tiene un papel predominante.

5.1.3. Principales tipos de procesos

5.1.3.1. Procesos caracterizados por la humificación

El conjunto de horizontes A no eluviales presenta como rasgo más característico la incorporación a él de una proporción mayor o menor de materia orgánica. En función del clima, de los restos aportados por la vegetación, de la condiciones de aireación y de hidromorfismo, de la actividad biológica y del sustrato, las modalidades de humificación y el tipo de humus son distintos y, por tanto, también las características del horizonte A. Algunos de los principales procesos son:

• Acumulaciones de materia orgánica mal descompuesta en condiciones de hidromorfismo. Esta situación conduce a la formación de un horizonte turboso o de turba. El bloqueo de la humificación y mineralización por el hidromorfismo es la causa de la acumulación.

• Acumulación de humus bruto, moder o mor, ácido y poco activo. Favorecido por un clima frío y húmedo o una materia orgánica de difícil descomposición y en condiciones de fuerte acidez, la débil actividad biológica y lenta mineralización determinan una mala humificación, con predominio de restos mal descompuestos y huminas heredadas. Se caracteriza por la ausencia de estructura y una elevada relación C/N.

• Andosolización. Como en el caso anterior se trata de un proceso que se da en medios ácidos y fuerte acumulación de materia orgánica, pero se caracteriza por darse sobre cenizas volcánicas de clima fresco y húmedo. La mineralización es escasa y la materia orgánica se acumula. Se caracteriza por la alta capacidad de cambio y elevada capacidad de retención de agua.

• Carbonatación. Elevado contenido de humus y es propio de montañas húmedas. Se forma sobre material calizo que por disolución deja como residuo arcillas y hierro y libera caliza activa fina que bloquea precozmente la humificación uniéndose a los ácidos orgánicos y huminas heredadas construyendo una estructura grumosa. La abundancia de caliza activa satura el complejo adsorbente, el pH es elevado y la relación C/N baja.

• Formación de un horizonte humífero con mull forestal. Una intensa actividad biológica y la ausencia de caliza activa determina una rápida mineralización y una renovación rápida de la materia orgánica cuyos aportes son fácilmente humificables, por lo que la cantidad de humus es en general bajo.

• Isohumismo. Formación de un horizonte humífero de gran espesor con humus mull que se forma en las estepas. Se forma en clima muy contratado, con vegetación

herbácea, con intensa actividad biológica lo que favorece una rápida mineralización de la materia orgánica. Se caracteriza por presentar una elevada capacidad de cambio y un complejo adsorbente saturado.

5.1.3.2. Procesos de alteración

Son procesos que favorecen la disminución progresiva de minerales primarios y el aumento de los elementos resultantes de la alteración. Según intervengan o no en la alteración los ácidos orgánicos tendremos dos tipos:

• Procesos de alteración bioquímica: empardecimiento. En presencia de ácidos orgánicos parte de los minerales primarios, principalmente las micas se alteran transformándose en arcillas y liberando bases y hierro. La presencia de hierro y una proporción moderada de calcio favorece la floculación de las arcillas y la formación de agregados estables que confieren al horizonte un color pardo característico. La alteración que conduce al empardecimiento es un proceso relativamente rápido pero incompleto subsistiendo buena parte de los minerales alterables, principalmente feldespatos.

• Procesos de alteración geoquímica: fersialitización, ferruginación, ferralitización. Bajo clima cálido y en ausencia de compuestos orgánicos la alteración en forma de hidrólisis ácida, más lenta que el empardecimiento, pero que a largo plazo conlleva la alteración de todos los materiales primarios. Se pueden definir tres niveles dependiendo de la proporción de minerales primarios alterados: la fersialitización (que afecta a una menor proporción), la ferruginación y la ferralitización (alteración completa) (fig. 5.1). Eso tres procesos de alteración geoquímica y el de empardecimiento muestran una clara disposición cronológica-zonal. El empardecimiento es el único que puede tener lugar en la zona templada, pero también puede producirse como primera fase de alteración en las restantes zonas más cálidas. La fersialitización es propia de la zona subtropical mediterránea y la ferruginación y ferralitización son ya exclusivamente tropicales y corresponden al proceso que antiguamente se conocía como lateralización.

5.1.3.3. Procesos de empobrecimiento y acumulación

• Procesos de empobrecimiento. Si los elementos movilizados no se redistribuyen dentro del perfil sino que son total o mayoritariamente exportados fuera del suelo por drenaje profundo se produce empobrecimiento. Se podrían distinguir distintos niveles:

∗ Lixiviación: Aunque con frecuencia se han utilizado como sinónimos los términos lavado y lixiviación, el primero se debe reservar par el arrastre de arcillas y el segundo para el de elementos disueltos. La pérdida de cationes básicos, que caracteriza a este proceso va acompañada de una acusada desaturación y la consiguiente acidificación. En medios calizos, sin embargo, antes que la lixiviación pueda conducir a una desaturación y acidificación es precisa una descarbonatación.

∗ Empobrecimiento en arcilla: Se da fundamentalmente por el lavado de las arcillas.

∗ Empobrecimiento en sílice.

• Procesos de eluviación-iluviación. En este tipo de procesos buena parte de los componentes del complejo de alteración que son movilizados se acumulan por iluviación en la parte inferior del perfil. Para los horizontes superiores son un proceso de eluviación, mientras que para los inferiores son de iluviación. De ellos resultará por además de un empobrecimiento del horizonte A humífero, la formación de un A eluvial (o E) y también la formación en la parte inferior de un B. Según participe la materia orgánica en la iluviación se distingue:

∗ Podsolización o queluviación. La migración afecta a la materia orgánica y a los óxidos de hierro y de aluminio. El horizonte eluvial sufre un empobrecimiento muy acusado quedando formado por granos de cuarzo principalmente y su textura es arenosa y el color ceniciento (fig. 5.2).

∗ Lavado de arcillas. Arrastre mecánico de las arcillas finas dispersas por el agua de drenaje a través de los macroporos hacia la parte inferior del perfil donde se acumulan en forma de revestimientos conocidos como argilanes (clay-skins). Normalmente junto con la arcilla es arrastrado también el hierro unido a ella. El estado hidrata o deshidratado del hierro es el que determina el color del horizonte iluvial, ocre en clima templado-húmedo y rojo o rojizo en clima cálido. El horizonte eluvial, por su parte, suele quedar con una textura limosa.

• Otros procesos de acumulación. Los procesos de emigración y acumulación que puedan realizar las sales de calcio, magnesio y sodio tienen características especiales y los horizontes diferenciados a partir de ellas no suelen ya incluirse en los horizontes B sino reciben denominaciones que les son propias. Las migraciones pueden tener un sentido descendente o ascendente. Podemos distinguir:

∗ Formación de eflorescencias. Bajo clima seco y con drenaje externo deficiente incluso la sales más solubles no pueden ser exportadas fuera del perfil y como consecuencia de la fuerte evaporación ascienden por capilaridad precipitando en superficie en forma de eflorescencias calizas, yesosas o salinas.

∗ Acumulación de carbonatos y sulfatos. La formación de un horizonte de acumulación de carbonato cálcico (horizonte Ca) es un proceso frecuente en varios tipos de suelos ricos en calcio (fig. 5.3). Costras y encostramiento constituyen un hecho de gran importancia tanto edáfica como geomorfológica. En su génesis intervienen fases húmeda en que se produce la disolución y lavado del carbonato de los horizontes superiores y fases secas en las que se acumula en profundidad. En el endurecimiento intervienen disoluciones y recristalizaciones sucesivas. Las costras y encostramientos de yesos resultan de procesos similares a los de las calizas.

5.1.3.4. Otros procesos

• Proceso de salinización. Por influencia del agua marina o en regiones áridas con drenaje deficiente o sin él las sales de sodio que son muy solubles pueden permanecer o llegar a ser abundantes.

• Hidromorfismo. La saturación del suelo por una capa de agua carente de oxígeno provoca la reducción del hierro a estado ferroso con lo que puede ser movilizado en disolución. Se distinguen dos tipos de hidromorfismos:

∗ Pseudogleyzación. Caracterizado por el hidromorfismo temporal. Durante la fase de encharcamiento el hierro se moviliza y emigra y en la fase de desecación y aireación se oxida y precipita en forma de concreciones herrumbrosas que contrasta con el color blanquecino de las zonas que han perdido su hierro.

∗ Gleyzación. El hidromorfismo es permanente, lo que permite la reducción total del hierro y le da la coloración verdosa característica.

• Vertisolización. Proceso característico de suelos muy ricos en arcillas expansivas (montmorillonitas) que sufren fuertes cambios de volumen al desecarse y humedecerse. Parte de las anchas y profundas grietas que se forman durante la desecación se rellenan por lo que las unidades estructurales al humedecerse se ven forzadas a deslizarse unas respecto a otras lo que va produciendo un autovertido o autorremovimiento del suelo. Es preciso un clima ni siempre muy húmedo ni siempre muy seco.

5.1.3.5. Procesos de degradación y erosión

• Procesos de erosión. Según la intensidad pueden distinguirse tres situaciones:

Destrucción total del suelo por la erosión y vuelta al estado inicial.

Destrucción parcial del suelo o decapitación. Los horizontes afectados suelen ser los superiores.

Mantenimiento del suelo en una fase inicial o poco evolucionada por un equilibrio aproximado entre erosión en superficie y la tendencia a la ganancia en profundidad en el horizonte C.

• Procesos de degradación. Asociado a la acción del hombre, especialmente desde el neolítico a través de incendios, talas, agricultura, ganadería.

5.2. CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS

El establecimiento y dominio de los sistemas de clasificación son uno de los objetivos primordiales en el aprendizaje y en el trabajo científico. Si los fenómenos y los objetos son clasificados son más fáciles de recordar, entender y relacionarlos. Una de las clasificaciones más complejas en geografía física es la de los suelos, a causa, sobre todo, del gran número de variables a considerar, tanto en lo referente a factores que los condicionan como a las características y a las propiedades que los diferencian. Esta

complejidad ha provocado que existan distintos criterios y objetivos lo que ha hecho que existan distintas clasificaciones y sistemas de clasificación, no siempre fáciles de relacionar. Existen tres grandes sistemas de clasificación, el francés, el americano y el de la FAO.

5.2.1. La clasificación francesa o europea

Fundamentada sobre los estudios de la escuela rusa, que presentaba una especial consideración al clima en la génesis y evolución de los suelos, la Commission de Pédologie et de Cartographie del Sols de Francia elaboró en 1967 una clasificación que ha alcanzado un elevado grado de aceptación entre los especialistas europeos de las ciencias de la tierra dado su carácter sintético (correlación entre suelo, clima y vegetación) y didáctico. Sin embargo, no ha sido de fácil aplicación, en especial en las áreas cultivadas, donde la génesis derivada por el clima y la vegetación natural ha quedado muy modificada por las actividades humanas.

El sistema taxonómico francés establece nueve categorías: clase, subclase, grupo, subgrupo, facies, familia, serie y tipo, si bien sólo los niveles superiores han quedado definidos..

Las clases se diferencian por cuatro criterios de caracterización básicos:

1. Grado de evolución y diferenciación del perfil.

2. Forma de alteración y neoformación de las arcillas relacionadas con la formación de los compejos arcillo-húmicos.

3. Tipo de humus y su relación con la evolución del suelo.

4. La hidromorfía.

5.2.2. La clasificación americana (Soil taxonomy system)

Se basa en las características actuales del suelo más que en su génesis. Las propiedades que se consideran han de ser observables, medibles y, a ser posible, cuantificables. Las propiedades seleccionadas son resultado de la génesis, pero si se encuentran distintas diferencias posibles para ser tomadas en consideración, se seleccionan aquellas que tengan mayor relación con el crecimiento de las plantas. Las clases taxonómicas se subdividen por la propiedad que permita una mejor clasificación. La definición de las clases debe permitir la inclusión de todos los suelos estudiados en detalle. La clasificación es bastante flexible para que se puedan hacer modificaciones en el caso que así lo aconsejen nuevas informaciones.

Uno de los rasgos característicos de la clasificación americana es el reconocimiento de los suelos derivados de las actividades humanas.

El estudio y clasificación de los suelos va estrechamente unido a su cartografía y a las aplicaciones concretas. En este contexto, se define el polipedon como la unidad geográfica característica más pequeña de suelo en un territorio. Un polipedon se describe por unas propiedades propias y específicas, distintas del conjunto de las que

describen los polipedones cercanos, correspondería a una unidad cartográfica a gran escala.

Uno de los rasgos más significativos de la taxonomía americana ha sido la introducción del horizonte de diagnóstico. Hay dos tipos el epipedon u horizonte superficial y el subsuperficial. Los criterios definidores para la clasificación delos suelos son:

• La presencia, o ausencia de horizontes de diagnóstico1.

• Características físicas: textura, estructura, temperatura y humedad

• Características químicas.

Hay seis categorías taxonómicas jeraquizadas: orden, suborden, grandes grupos, subgrupos, familias y series.

El orden, basado en la presencia o ausencia del horizonte de diagnóstico, agrupa los suelos en diez grandes conjuntos que se corresponderían con la siguiente relación de la nomenclatura francesa (cuadro 5.1):

5.2.3. La clasificación de la FAO

Tanto aquellos que han utilizado la taxonomía genética como los que siguen una taxonomía más descriptiva han elaborado mapas y síntesis de los suelos del mundo. El sistema francés es más sencillo y con una terminología más simple, pero tiene un serio inconveniente al no servir demasiado para el estudio concreto aplicado a la agronomía. El sistema americano es más práctico y útil pero es complejo y presenta una terminología difícil para el no experto. Todo ello ha propiciado que los responsables de la FAO-UNESCO de cara a un estudio y una cartografía global de los suelos hayan propuesto un nuevo sistema, que se habría de aplicar, sobre todo, en los países que aún no disponían de ningún trabajo sistemático de los suelos.

No se trataba de realizar una síntesis de los dos sistemas previos, sino de aprovechar aquellos aspectos que pudieran ser útiles y facilitasen el inventario de los suelos del mundo. Se trataba, por tanto, de elaborar una leyenda del tipo o grupos de suelo, comprensible para los futuros usuarios.

En la clasificación FAO-UNESCO se utilizan los horizontes de diagnóstico, se evita el uso de criterios climáticos --que ha conllevado problemas al sistema americano--, se aprovecha al máximo los términos más conocidos de las nomenclaturas existentes y sólo se emplean nombres complejos de la taxonomía americana cuando son muy conocidos o no queda otra alternativa.

5.3. EVOLUCIÓN EDAFOGENÉTICA Y TIPOS DE SUELOS

5.3.1. Suelos brutos e insuficientemente evolucionados

Suelen diferenciarse y clasificarse en función del material de partida o de su carácter zonal o azonal (fig. 5.4 y cuadros 5.2. y 5.3):

1 Ver dosier adjunto

En función del material de partida se distingue entre litosuelos y regosoles:

a) litosuelos: se desarrollan sobre sustratos duros y compactos, por lo que suele hablarse también de suelos rocosos.

b) regosoles: se desarrollan sobre sustratos sueltos o blandos. Aquí cabe distinguir varios tipos en función de las propiedades del material inicial o del clima:

• suelos de dunas y arenales (arenosoles de la FAO)

• los suelos sobre aluviones recientes o fluvisoles (FAO).

• suelos con permafrost asociado o criosoles (FAO).

La idea de zonalidad permite dividirlos en zonales o azonales. Pueden considerarse en principio zonales únicamente en regiones que por su clima desértico o muy frío resultan inadecuadas para la formación de suelos mínimamente evolucionados:

• En los desiertos más rigurosos puede ser inadecuado hablar de suelos dada la inexistencia de materia orgánica. Sin embargo, allí donde existan precipitaciones (aunque sean escasas) podrá existir un aporte de materia orgánica y un cierto lavado de parte de los elementos masa solubles como sales, yesos o carbonatos. Se inicia así la formación de un horizonte A característico de los suelos grises subdesérticos, de encostramientos y costras propias de los xerosoles (FAO).

• En la tundra las bajas temperaturas limitan la edafogénesis y también el desarrollo de la vegetación. Aunque los aportes de materia orgánica son escasos la extrema lentitud de la humificación facilita la acumulación de materia orgánica y la evolución, por formación de un horizonte A, hacia suelos de tipo ranker (criosoles con mor) si es un espacio drenado o a suelos gley si hay hidromorfía.

6.3.2. Suelos humíferos poco evolucionados

En clima fresco y húmedo, si la erosión no lo impide, se forma rápidamente un horizonte A humífero cuya génesis está todavía muy condicionada por la naturaleza química del sustrato que a través de su influencia en el proceso de humificación determina que se forme un ranker, un andosol o una rensina. Los tres tipo de suelo se caracterizan por su perfil A/C, por el hecho de formarse en ambientes frescos y húmedos, preferentemente de montaña. Difieren, sin embargo en la propiedades físicas y químicas.

El ranker es un suelo poco evolucionado típico de los sustratos silíceos, con un A1 rico en humus mor o moder con pH bajo, fuerte desaturación, alta relación C/N y estructura particular. En áreas alpinas y algunas de tundra puede ser la etapa final de evolución del suelo. En otros climas más templados aparece cuando la erosión impide una mayor evolución. El xeroranker, propio de las regiones mediterráneas, se distingue por su menor contenido en materia orgánica y color más claro, así como con frecuencia por su pH menos bajo, rasgos asociados a darse en un clima más seco, con menores aportes de materia orgánica.

Los andosoles se dearrollan sobre cenizas y otros materiales volcánicos mediante el proceso de andosolización. Rasgos típicos de este tipo de suelos son sus altos valores del contenido de materia orgánica, su elevada capacidad de retención de agua y alta capacidad de cambio.

Las rendsinas se desarrollan sobre medios carbonatados, lo que explica que presenten un pH elevado y un complejo adsorbente saturado por la abundancia de calcio. En las regiones mediterráneas la sequedad puede impedir la formación de rendsinas típicas y en su lugar aparecen las xerorendsinas, más pobres en materia orgánica y de colores más claros.

5.3.3. Suelos evolucionados de la zona templada

En etapas evolutivas más avanzadas temperatura y tipo de vegetación desplazan al sustrato como factores principales de la edafogénesis y a través de procesos de empardecimiento, lavado de arcillas o podsolización conducen a un perfil más diferenciado de tipo A/(B)/C (suelos pardos) o A1/A2/B/C (podsol) por aparición de horizontes de alteración o de eluviación e iluviación.

5.3.3.1. Podsoles

Su nombre, de origen ruso, alude al color ceniciento, blanquecino de su rasgo más llamativo: la presencia de un horizonte eluvial de textura muy arenosa y color muy claro producto de la emigración de ácidos orgánicos y de óxidos de hierro y aluminio cuya solubilidad es facilitada por la fuerte acidez.

El área fundamental de los podsoles son los dominios de los bosque de conífera tanto boreales como subalpinos, donde unas temperaturas bajas, clima húmedo y vegetación acidificante favorecen el proceso de podsolicación.

5.3.3.2. Suelos pardos

El proceso de empardecimiento responsable de su formación determina sus principales características: moderada acidez, tasa de saturación media o alta, intensa actividad biológica, bajo contenido en materia orgánica con humus mull y buena estructura y aireación.

Las condiciones más favorables para la formación de los suelos pardos corresponden a un clima templado moderadamente húmedo con vegetación de frondosas que aportan restos fácilmente humificables. Los suelos pardos pueden, sin embargo, formarse en climas más cálidos. En la zona tropical los llamados suelos pardos tropicales representan una fase inicial moderada de tránsito hacia suelos de alteración intensa. En la zona mediterránea están muy extendidos y aunque no representan el final de la evolución edafogenética si son una etapa de larga duración, dada la lentitud o dificultad en alcanzar la etapa de suelo rojo mediterráneo.

5.3.4. Suelos de estepa y vertisuelos

Los llamados suelos de estepa, chernozems o tierras negras, castañozems o suelos castaños y brunizems o phaeozem, y los vertisoles tienen en común el ser suelos de textura fina con alto contenido en arcillas, sobre todo montmorillonita, un edafoclima contrastado con alternancia de periodos de desecación y humectación y una distribución bastante homogénea de humus e íntimamente unido a la arcilla en profundidad. Por todo ello se cuentan entre los suelos más fértiles del planeta.

Los suelos de estepa se consideran suelos zonales, asociados a determinados tipos de clima y de vegetación. Los vertisuelos, sin embargo, son claramente intrazonales, ya que aunque precisen un edafoclima concreto sólo se pueden desarrollar sobre un sustrato concreto (arcillas sobre todo montmorillonitas).

El chernozem típico que suele considerarse el ejemplo más representativo tiene un perfil muy característico. El horizonte A, rico en humus y de color negro, alcanza gran espesor y está normalmente saturado, aunque descarbonatado. En profundidad existe un horizonte Ca con vetas de acumulación de CaCO3. El chernozem típico se corresponde con la parte más húmeda de la estepa rusa.

Hacia el norte de clima más frío y húmedo se suceden primero el chernozem lavado, ya carente de horizonte Ca pero que presenta horizonte argílico y después el suelo gris forestal o greyzem ya en el bosque de frondosas. Hacia el sur, las precipitaciones disminuyen y con ellas la profundidad y contenido en humus de horizonte A, al tiempo que el horizonte B gana espesor y se acerca a la superficie. Sucesivamente, de N a S aparece el chernozem de estepa, los suelos castaños o castañozems y finalmente los xerosoles y suelos grises subdesérticos.

5.3.5. Los suelos mediterráneos. Entre lo templado y lo tropical

Las temperaturas elevadas permiten la aparición de procesos de alteración geoquímica , pero la desecación estival del suelo limita su eficacia. Los suelos más evolucionados que han sufrido una edafogénesis prolongada corresponden a los llamados suelos rojos mediterráneos (en los que se han producido procesos de fersialitización). Pueden formarse sobre cualquier sustrato (silíceo o calcáreo) y el perfil se caracteriza por una fuerte alteración, con mucho hierro libre y una marcada iluviación de arcilla con un horizonte Bt argílico bien desarrollado y de intenso color rojo por la fuerte deshidratación de los óxidos de hierro que han migrado junto con la arcilla. Sobre el horizonte Bt descansan un A1 poco humífero de color pardo-rojizo y un A2 más claro de textura limosa. Por debajo de Bt puede aparecer un horizonte cálcico.

La activa morfogénesis que caracteriza las regiones mediterráneas hace que la evolución de los suelos no siempre sea total. Así los suelos más habituales no son los rojos (que zonalmente corresponderían) sino los suelos menos evolucionados de medios más templados modificados por las condiciones más secas (xerorankers y xerorendsinas), así como los suelos pardos meridionales y suelos pardo-rojizos. En estos últimos es muy característica la presencia de costras calizas.

5.3.6. Suelos con edafogénesis de tipo tropical

Las regiones de clima cálido y húmedo permiten la actuación de procesos de ferruginación y ferralitización caracterizados por una alteración geoquímica que se ha sido suficientemente prolongada puede llegar a ser total.

Estos procesos son, sin embargo, muy lentos, de ciclo largo, y por ello junto a suelos resultantes de ellos encontramos también suelos menos evolucionados en lo que la edafogénesis se asemeja más a la zona templada. Este es el caso de los llamados suelos tropicales y los suelos rojos tropicales.

Ahora bien, los suelos ferralíticos y ferralitas, ferrasoles (FAO) u oxisoles (USA) se caracterizan por una alteración total. Son propios de superficies muy antiguas y clima sin desecación acusada. Bajo un horizonte A con mull ácido y empobrecido en arcilla y hierro se encuentra en los ferralíticos un B enriquecido en hierro rojo u ocre.

5.3.7. Suelos salinos

Los suelos salinos son considerados suelos intrazonales por depender su formación de la presencia de sales en el suelo. No son, sin embargo, indiferentes al clima, pues en regiones húmedas su presencia se limita a áreas costeras afectadas por agua marina, mientras que en las regiones secas permanecen en el suelo o se concentran en las depresiones, por lo que están mucho más extendidos.

5.3.8. Suelos hidromorfos

El hidromorfismos es una proceso claramente azonal en el que la presencia de agua estancada, carente de oxígeno, influye de modo decisivo en el estado del hierro y si afecta a los horizontes A también en la humificación. Ello permite distinguir dos grupos de suelos hidromorfos: los orgánicos o turberas y los no orgánicos o minerales (gleyzados o pseudogleyzados).

Las turberas o histosoles (USA y FAO) son suelos encharcados permanentemente hasta la superficie.