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QUÍMICA DE LOS PROCESOS PEDOGENÉTICOS

POR

RAÚL D. ZAPATA HERNÁNDEZ

PROFESOR ESCUELA DE GEOCIENCIAS FACULTAD DE CIENCIAS

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA SEDE MEDELLÍN

2006

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DEDICATORIA

El autor dedica este libro a los Doctores Dimas Malagón Castro, Ildefonso Pla Sentis y Francisco Silva Mojica por sus aportes al desarrollo de la Ciencia del Suelo en Colombia y

Venezuela países que tanto quiero y les debo.

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PRESENTACIÓN.

En este texto se ha tomado al pedón como el objeto de conocimiento de la Ciencia del suelo y en el primer capítulo se dan las distintas definiciones que se tienen de él; igualmente se presenta la visión que tuvo Jenny de su famosa ecuación donde relaciona el desarrollo del suelo con los Factores Formadores como variables de estado y la errónea interpretación que se ha hecho de presentarla como una relación de causa efecto. Además, en este capítulo se presentan en forma general cada uno de los Factores y la forma de caracterizarlos, igualmente se nombran los procesos pedogenéticos sin entrar en detalles, tema que se toma con mayor profundidad en el capítulo dos.

En el capítulo dos se presenentan los aspectos químicos involucrados con la materia orgánica en cuanto a su acumulaciones y transformaciones, el desarrollo de la estructura del suelo, la acumulación y redistribución de sales y el tipo de afectación que ocurre en el suelo por estos hechos; el origen de horizontes ricos en carbonatos y las reacciones de carbonatación que explican su acumulación o disolución. Los fenómenos fisicoquímicos involucrado en la cumulación y redistribución de arcillas para explicar la formación del horizonte argílico. El proceso de podzolización se presenta como el resultado de la complejación y redistribución de Fe y Al. Los otros temas de este capítulo son la acidificación y pérdida de bases, la pérdida de silicio y acumulación de óxidos de Fe, Mn y Al, los efectos de la reducción en los suelos hidromórficos , como tema final de este capítulo se explica el proceso de Andolización de tanta importancia en en la región andina colombiana.

El capítulo tres se toma al suelo como un sistema abierto y se asocia a una

estructura disipativa que se ordena por la entrada de materia y energía desde

el entorno. En el inicio del capítulo se presentan algunos aspectos de las

Leyes de la Termodinámica que ayudan a entender el uso de la entropía

como herramienta de cálculo para evaluar cuantitativamente que tanto se ha

ordenado el perfil del suelo por la acción de los procesos pedogenéticos.

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PRÓLOGO.

Pedología y Edafología son dos palabras para identificar la Ciencia del Suelo. Esta Ciencia convoca a la Química para que le ayude a entender al pedón, su objeto de conocimiento. En este libro se busca que la Química aporte las herramientas necesarias para comprender los procesos que se dan en la génesis del pedón.

Cada uno de los aspectos de la Química ayuda a entender y a explicar los procesos que se dan en la génesis del suelo. Uno de tantos ejemplos presentados en este libro es el caso del proceso de podzolización, en el cual se toma el concepto químico de la teoría atómica para explicar los distintos tipos de enlaces que se dan entre los cationes metálicos y los quelatos , y la teoría de la acidez permite entender el tipo de complejo que se forma. El color de los distintos horizontes del suelo es expliado por la absorción de la radiación visible por los grupos cromóforos de los compuestos de hierro, de manganeso y de la sustancia húmica. La estequiometría, además de explicar el balance de masas y pesos moleculares en las reacciones que se dan en el suelo, permite el manejo adecuado de unidades de carga y de concentración. La meteorización es mejor entendida cuando se aborda desde el equilibrio químico, ya que permite identificar los productos y reactivos que intervienen en la reacción, y mediante el valor de la constante de equilibrio es posible evaluar que tanto los minerales primarios producen minerales secundarios, esto no solo en cuanto cantidad, sino que igualmente, que tipo de mineral se forma. La transferencia de electrones entre especies químicas en determinados ambientes del suelo son explicados a través de la electroquímica, y algo bien importante, esta rama de la Química permite entender porque no todos los suelos inundados tienen ambiente reductor. Se puede decir, sin exagerar, que ninguno de los cuatro procesos pedogenénticos que suceden se pueden entender sin la ayuda de la Química.

El autor.

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ÍNDICE DE CONTENIDO.

PRESENTACIÓN. 3 PRÓLOGO. 4 INTRODUCCIÓN 6 CAPITULO 1 10 EL SUELO, FACTORES Y PROCESOS 10 1.1. Qué se entiende por Suelo 10 1.2. Factores de formación de suelos. 19 1.3. Los Procesos Pedogenéticos. 56 1.4. El perfil del suelo y sus horizontes 81 1.5. Los procesos pedogenéticos y la clasificación de los suelos. 93 Bibliografía. 112 CAPÍTULO 2 120 PROCESOS QUÍMICOS EN LA PEDOGÉNESIS. 120 2.1. Materia Orgánica. Acumulaciones y transformaciones 123 2.2. Desarrollo de estructura ¡Error! Marcador no definido. 2.3. Acumulación y redistribución de sales 149 2.4. Origen de horizontes ricos en carbonatos. 168 2.5. Acumulación y redistribución de arcillas 177 2.6. Complejación y redistribución de Fe y Al. Podzolización 186 2.7. Acidificación y pérdida de bases. 192 2.8. Pérdida de silicio y acumulación de óxidos de Fe, Mn y Al. 207 2.9. Hidromorfismo (Gleyzación). Procesos de Reducción 218 2.10. Andolización 236 Bibliografía. 271 CAPITULO 3. 282 EL SUELO COMO SISTEMA TERMODINÁMICO. 282 3.1. Aspectos termodinámicos del suelo. 290 3.2. Aspectos formales 317 3.3. Termodinámica de los procesos alejados del equilibrio. 325 3.4. Entropía y procesos pedogenéticos. 333 3.5. Evaluación cualitativa. 334 3.6. Evaluación cuantitativa. 337 Bibliografía. 355

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INTRODUCCIÓN

La Pedología, conformada por la Génesis, la Taxonomía y la Cartografía de suelos, es una de las Ciencias de la Tierra que estudia los factores y procesos que actúan en la formación del suelo. Incluye la calidad, extensión (cartografía), distribución y variabilidad espacial de los suelos desde escala microscópica hasta una escala megascópica (Sposito y Reginato, 1992). La variabilidad espacial de los suelos en la superficie de la tierra está gobernada por procesos de formación, los cuales a su vez, están interactivamente condicionados por la litología, el clima, la biología y el relieve a través de un tiempo pedológico (Jenny, 1941). Los distintos tipos de suelos están unidos o encadenados como eslabones, representados estos por el pedón, en un continuo (polipedones) que cubren la superficie de la tierra, llegándolos a considerar como su epidermis.

Ibáñez y otros (2000) definen al suelo como un recurso natural más o menos renovable en función de la escala temporal considerada. El reconocimiento de suelos (soil survey) es la disciplina pedológica que aborda el inventario, incluida la cartografía, de los recursos edáficos. Consideran que la Pedología está relacionada con aquellas materias o subdisciplinas de la Ciencia del Suelo que versan sobre su morfología, génesis y clasificación, así como aquellas que lo abordan desde la explotación y aplicación de sus resultados (p. ej. evaluación y rehabilitación de tierras). Conservan el término de "Ciencias del Suelo" en su sentido más amplio. Son conscientes que estos nombres son usados para designar cosas diferentes en distintos países. En Europa el término Pedología es sinónimo de Ciencia del Suelo. Buol y otros (1989) define a la Pedología como aquella disciplina de la Ciencia del Suelo que se relaciona con los factores y procesos formadores, incluyendo la descripción e interpretación del perfil del suelo. Así, por ejemplo, en España no se suele discernir entre Pedología y Ciencias del Suelo, usándose indistintamente. Esta analogía se mantiene en este texto, Pedología es sinónimo de Ciencia del Suelo.

Los procesos de la Pedogénesis se rigen por una transferencia y flujo de masa y energía que ocurren a escala tridimensional y que llegan a formar un cuerpo representativo llamado Pedón. De esta forma el suelo puede ser un sistema abierto o cerrado a los intercambios de materia y energía. Se tendrán diferentes tipos de suelo si una de estos sistemas predomina. En ambientes donde no se permita el drenaje, cerrados al flujo de agua, se formarán suelos diferentes a aquellos donde el drenaje permita la salida de los productos de los procesos. Igualmente, los suelos serán diferentes en un

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sistema abierto al flujo de energía. Esto ocurre cuando los suelos están expuestos a la energía radiante que ocasione una alta evapotranspiración que exceda a la precipitación. Los cinco factores formadores del suelo reúnen la acción del intercambio de materia y energía en un sistema que se forma por acción de ellos, éstos dejan una huella en los diferentes procesos que se desarrollan.

El suelo es el objeto de conocimiento de la Pedología; y es igualmente, el campo de intervención de otras ciencias que, desde diferentes perspectivas, interaccionan con él, para explicar sus fenómenos, para predecirlos, o para transformarlos en función de las necesidades sociales o naturales demandadas por el contexto donde se desempeñan.

A partir del suelo como objeto de conocimiento, se desarrolla el campo conceptual y teórico de la Pedología y, desde él como campo de intervención, se demandan prácticas sociales fundamentadas en el desarrollo científico, que se expresan en las profesiones que tienen el suelo como eje articulador, pero que lo intervienen desde perspectivas diferentes. Fundamentados en la Ciencia del Suelo, se forman profesionales para intervenirlo, como es el caso de los geólogos, geógrafos, agrónomos, forestales, zootecnistas, etc.

La Pedología define al suelo como su objeto de estudio, pero esto no implica que otras ciencias que, convocadas por ella, lo delimitan para su estudio. Cuando la Química estudia el suelo lo define, pero esta definición no debe entrar en contradicción con lo que la Pedología entiende como suelo. El reconocimiento del suelo, como objeto de conocimiento, se le atribuye a Dokuchaiev (Jenny, 1941). Este científico ruso tuvo el honor de fundar una nueva escuela de investigación que observó al suelo como "un cuerpo natural que tiene una génesis definida y una naturaleza distinta que le pertenece y ocupa un lugar independiente en la serie de formaciones de la corteza terrestre. En la formación de suelo se consideran tanto los aspectos biológicos, como los geológicos. Si no está la vida en su formación, éste será considerado roca y no suelo". Posteriormente amplió esta definición de la forma siguiente: "Está completamente demostrado que los suelos normales son el resultado de la interacción muy compleja de los siguientes factores formadores del suelo: saprolito, clima, vegetación y organismos de animales, la edad del territorio y del contorno de la localidad. En el lugar donde estas variables sean las mismas, los suelos serán idénticos; donde sean diferentes, los resultados de su actividad no pueden ser los mismos".

Por lo anterior se considera que “el suelo es un cuerpo natural, con leyes fundamentales, de auto-organización, que será legitimado como ciencia mediante la construcción de un cuerpo doctrinal basado en una teoría y

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leyes estrictamente Pedológicas, que den cuenta de su naturaleza, estructura, dinámica y evolución, aspectos que nunca podrán ser explicados por los conceptos teórico-metodológicos de otras disciplinas, sin ser sometidos a un proceso de reducción epistemológica. El reconocimiento del suelo como un cuerpo natural, con sus propias leyes de organización, es lo que hace que se tenga una Ciencia del Suelo, alrededor de la cual se puede teorizar, formular conceptos, y hacer leyes” (Ibáñez, 1998).

El suelo, como objeto de conocimiento, da origen a una comunidad científica, comprometida con su permanente desarrollo. La Pedología convoca a la Química para que lo estudie. Una definición del suelo desde la Química podría ser: El suelo es un sistema abierto, policomponente y polifásico derivado de fenómenos biológicos, geológicos e hidrológicos producidos por una continua influencia de organismos vivos y por la precipitación y lixiviación de productos de las diferentes reacciones que ocurren. (Sposito 1989).

Un sistema es abierto cuando intercambia materia y energía con el entorno (atmósfera, biosfera, hidrosfera), ver figura 1.1. Policomponente porque está formado por diferentes sustancias orgánicas e inorgánicas y, polifásico porque está formado por una fase sólida, una fase líquida, y una fase gaseosa producto del desarrollo estructural. Se conserva el concepto de estructura, básico en la definición de suelo. De esta forma, la definición no entra en contradicción con la definición que hace la Pedología de suelo.

La Química tiene metodologías que le permiten caracterizar cada una de las fases del suelo. Así mismo, estudia las interacciones que se dan entre ellas. Además, la Química de suelos se interesa en temas específicos del mismo tales como: Exceso y déficit de protones (Ácido – Alcalino). Exceso y déficit de electrones (Oxidado – Reducido). Estabilidad de los minerales en el ambiente del suelo (meteorización). Evaluación de la Fertilidad Química del Suelo. Efecto de las sales sobre el suelo, entre otros aspectos.

Este libro tiene el propósito de ayudar al entendimiento de los procesos que ocurren en el suelo desde los conceptos de la Química. En un primer capítulo se establece el concepto de suelo y se comentan los procesos que le dan origen. En el capítulo segundo se presenta los procesos pedogenéticos desde la aproximación de las reacciones que ocurren en el suelo y reúne los conceptos que se presentan en las distintas denominaciones que, en la literatura de suelos se vinculan con los procesos del suelo. El capítulo tercero analiza el suelo como un sistema termodinámico abierto en el cual ocurren flujos de materia y energía. Como consecuencia se genera un orden medido a través de la entropía.

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Bibliografía.

Ibáñez, J. J. 1998. “Carta a Mosca”. Reflexiones sobre las actividades institucionales desarrolladas en el 16th World Congress of Soil Science. (Montpellier, 20-26 August 1998). Boletín de la Asociación Argentina de la Ciencia del Suelo, Buenos Aires, 76: (pp.14-21).

Buol, S.W, F.D. Hole y R.J McCracken. 1989. Génesis y clasificación de suelos. Capítulo 6: Procesos edafológicos. Ed. Trillas. México. 111-124 pp.

Jenny, H. (1941). Soil Forming Factors. A system of quantitative pedology. McGraw-Hill. New York, 281 p.

Sposito, G. 1989. The chemistry of soils. Oxford University Press, New York, NY.

Sposito, G. y Reginato, R. J. 1992. Opportunities in Basic Soil Science Research. Soil Sci. Soc. Am., Madison, Wisconsin, 109 pp.

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CAPITULO 1

EL SUELO, FACTORES Y PROCESOS

El principal objetivo de una ciencia natural consiste en el estudio de un determinado objeto, o aspecto de la naturaleza desde un determinado punto de vista. La Pedología nace como ciencia sólo cuando se pudo saber qué era un suelo, cuando se tuvo conciencia de su objeto de conocimiento, porque no siempre el suelo fue el objeto de este saber (Gibbs, 1955; Ibáñez y otros, sf). En la antigüedad, se pensaba que las cosas estaban constituidas por tierra, agua, aire y fuego; esta idea persistió por muchos siglos. Actualmente coexisten diferentes ideas sobre el suelo; entre ellas que es un medio para el crecimiento de las plantas, que es la parte superficial de la roca meteorizada, que es un cuerpo natural organizado. Con esta última definición de suelo, se obtuvo conciencia del objeto de conocimiento de la Pedología y es precisamente esta definición la que le da el carácter de ciencia. Resulta inquietante que desde que Dokuchaev dijera en 1883 que el suelo es un cuerpo natural, apenas se haya enriquecido el contenido de la definición, tan solo en sus formas (Simonson, 1968; Jenny, 1941; Ibáñez y otros, sf).

1.1. Qué se entiende por Suelo

A través de su historia al suelo se le ha orientado, preferentemente, hacia la resolución de problemas específicos, permaneciendo siempre en un plano subordinado la investigación básica en Pedología (Ibáñez y Alba, 2000),. En otras palabras, se ha comportado como una disciplina cuasi-aplicada. Sin embargo, cada aplicación o problema a resolver demanda una perspectiva y unos datos concretos que, frecuentemente, no son muy útiles para otros propósitos. De este modo, cada tipo de conocimiento refleja tanto el estado del conocimiento de las Ciencias del Suelo, como su relación con las principales preocupaciones ambientales y socioeconómicas de cada época. A la hora de analizar este proceso evolutivo, se puede acudir al auxilio de varios modelos conceptuales del sistema suelo. En cierta medida, estos deberían corresponder a distintas concepciones de la estructura y dinámica de los suelos. Para Ibañez y otros (sf) básicamente estos modelos de definición de suelo son: 1) cuerpo natural; 2) substrato para el desarrollo vegetal; 3) entidad geológica; 4) material estructural; 5) manto transmisor de agua; 6) componente del ecosistema; 7) modelo holístico de la geoderma; 8) componente auto-organizado de los sistemas superficiales terrestres.

1.1.1. El suelo como cuerpo natural.

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El suelo es un cuerpo natural que varía de modo continuo en el espacio y en el tiempo. Esta variabilidad está condicionada por la de otros recursos naturales (clima, organismos, relieve, litología, etc.). Sin embargo, para el estudio de los suelos, el continuum edáfico se ha venido dividiendo arbitrariamente en individuos-suelos1. La unidad básica para su análisis es el pedón. La suma de pedones se denomina Polipedón, ver figura 1.1. A su vez, los polipedones son agrupados en unidades de mapeo con la finalidad de elaborar representaciones cartográficas (Malagón, 1998). Convencionalmente, las unidades de mapeo o coropetas son separadas mediante fronteras abruptas. No obstante el reconocedor o levantador de suelo reconoce que son continuas separadas según valores taxonómicos. Cada una de ellas se caracteriza por uno o varios individuos-suelo (edafotaxa) con propiedades morfológicas, físicas, químicas y mineralógicas concretas.

Figura 1.1. El suelo como cuerpo natural que hace parte de un continuo en el paisaje (Buol y otros, 1981, 1997).

1 El levantamiento de suelos en Colombia va más allá, conceptualmente, de lo aquí expresado. En Colombia lo que en realidad se delimita es una unidad cartográfica tipificada por su símbolo. Es el suelo en su contesto ecológico. Comunicación personal Dr. D. Malagón, IGAC.

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Los edafotaxa son identificados y definidos de acuerdo a ciertos sistemas de clasificación. La escala temporal de los principales procesos considerados en este modelo oscila entre cientos y miles de años. La perspectiva del suelo como una colección de cuerpos naturales es básica para la comprensión de los restantes modelos. Esto es fundamental en la cartografía ya que define la tendencia la tendencia central del suelo (pedón modal de suelo) y la variabilidad permitida (polipedón).

Lo que tácitamente se expresa en la idea de cuerpo natural es que el suelo es un recurso natural que se organiza espontáneamente, de tal modo que su conjunto adquiere propiedades emergentes que no pueden ser llevadas a un análisis reduccionista de sus elementos componentes. Sin embargo esta visión, es muy personal para Ibáñez y otros (sf), por cuanto la teoría de sistemas y más aun las teorías de los sistemas complejos son posteriores a las propuestas de Dokuchaev.

1.1.2. El suelo como substrato del desarrollo vegetal

Este modelo es el de mayor antigüedad (Simonson 1985). De hecho precede al nacimiento de la propia Pedología. Tradicionalmente se ha utilizado como la principal herramienta para la interpretación de los levantamientos de suelos en el campo agronómico. Pretende analizar, mejorar, organizar y predecir el desarrollo vegetal (cultivos, pastos, bosques), conceptuando sobre la aptitud y manejo de los suelos frente a diversos usos (dosis de fertilizantes, irrigación, etc.). Las propiedades de suelos más relevantes para este modelo (medidas directamente o inferidas mediante funciones de edafotransferencia, etc.) son: agua útil, nutrientes asimilables, conductividad del calor, posibilidad de expansión del sistema radicular etc. También se presta cierta atención tanto a la actividad biológica, en cuanto afecta a la disponibilidad de nutrientes, como a los problemas de toxicidad, naturales o producidos por las intervenciones humanas. Los estudios de fertilidad de suelos, ensayos en parcelas experimentales, etc., son esenciales para el modelo. La escala temporal relevante para el estudio de los procesos considerados oscila entre unas semanas y varios miles de años. Los nuevos desarrollos tecnológicos están mejorando los enfoques tradicionales hacia aquellos de mayor precisión y sofisticación.

1.1.3. El suelo como entidad geológica

En la antigüedad, esta representación del sistema suelo tan sólo ha sido precedida por el modelo anterior (Simonson, 1968, 1991). Considera que el suelo es, esencialmente, una entidad geológica, originada por la alteración de los materiales litológicos de la superficie terrestre como consecuencia de la acción del clima y los organismos actuando en el tiempo. Por estas

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razones, durante el periodo de mayor apogeo de esta tesis (siglo XIX e inicios del XX), los suelos fueron clasificados atendiendo principalmente a la naturaleza de las rocas subyacentes y/o por las propiedades físico-químicas del regolito, permaneciendo los factores climáticos y biológicos en un segundo plano. Con el transcurso del tiempo, esta representación del suelo, es decir la alteración del material litológico y la constitución de regolitos y perfiles de meteorización, ha ido evolucionando dentro del ámbito de la Geología, asociándose a disciplinas tales como la Geomorfología y la geoquímica del paisaje. La escala temporal adecuada para el estudio de los procesos implicados cubre uno o más millones de años.

1.1.4. El suelo como manto estructural

Se trata de un modelo de gran importancia en lo que concierne a la interpretación de los datos de los levantamientos de suelos. Sin embargo, su uso es relativamente reciente. La aplicación de este tipo de representación ha sido llevada a cabo esencialmente por ingenieros y especialistas en geotecnia. A pesar de ello, los cartógrafos de suelos y otros pedólogos han realizado contribuciones relevantes a través del análisis de las relaciones Suelo-Geomorfología y del estudio de las propiedades mecánicas de los suelos. Este modelo utiliza como propiedades edáficas relevantes: la resistencia, la plasticidad, la consistencia, la infiltración, la compactación, la porosidad de los suelos, etc. La escala temporal para el estudio de los procesos implicados oscila entre varias semanas y cientos de años.

La perspectiva estructural, muy utilitarista, relacionada con la tecnología de suelos, tiene importantes aplicaciones en los estudios de desarrollo urbano, gestión de cuencas, estabilidad de laderas, transporte, colmatación de presas y lagunas, localización de vertederos, etc. Actualmente, desde la perspectiva de los sistemas dinámicos no lineales, el suelo puede ser considerado como un medio poroso heterogéneo con sus propias leyes de auto-organización.

1.1.5. El suelo como manto transmisor de agua

Esta representación, también de naturaleza utilitarista o aplicada considera al suelo como un elemento del ciclo hidrológico (absorción, almacenamiento y transmisión de agua en el paisaje). Las propiedades físicas del suelo y sus relaciones con el sustrato, clima y vegetación son sus principales objetivos. Las herramientas básicas para interpretar los datos se sustentan en la aplicación de modelos matemáticos: empíricos, deterministas y/o estocásticos y fractales. Un ejemplo sería, como se ha

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visto en el modelo anterior, la utilización de modelos de flujo en medios porosos heterogéneos que hacen uso de los recientes progresos en física y matemáticas del caos. Las funciones de pedotransferencia de propiedades físicas son usadas, frecuentemente, para estimar algunos de los parámetros de los modelos. Esta representación tiene en los estudios de erosión, estabilidad de laderas, respuesta hidrológica de cuencas y parcelas experimentales, etc., sus principales campos de aplicación. Por tanto, mediante ella, pueden abordarse ciertos estudios de calidad ambiental, riesgos naturales, planificaciones agrícolas, forestales y urbanas, etc. La escala temporal adecuada para el análisis de los procesos considerados oscila desde unas pocas semanas a cientos de años.

1.1.6. El suelo como componente del ecosistema

El objetivo de la perspectiva eco-pedológica es la comprensión del suelo como un subsistema de los ecosistemas terrestres. Se trata de un modelo relativamente reciente y multidisciplinar. Aborda el estudio del suelo y sus interacciones con los restantes elementos de los ecosistemas. Sin embargo, el suelo, en si mismo, también puede ser considerado como un ecosistema. Esta representación se ha centrado preferentemente sobre los ciclos de nutrientes, las biocenosis edáficas, los flujos de energía y materia y las redes tróficas. Así, pues, se diferencia de los modelos anteriores por su énfasis sobre los aspectos biológicos y bioquímicos de los suelos, incorporando adicionalmente diversos conceptos originados en el ámbito de la Ecología. La escala temporal adecuada para el estudio de los procesos implicados es muy amplia, de un día a millones de años.

Esta perspectiva, aunque de indudable interés científico, posee actualmente ciertas dificultades para su aplicación en los levantamientos de suelos. Debe tenerse en cuenta que, el suelo, es uno de los subsistemas de los ecosistemas terrestres cuya estructura y funcionalidad son menos conocidas. Así mismo una buena parte de sus propiedades son transitorias, es decir cambian rápidamente en el espacio y sobre todo en el tiempo, estando adicionalmente condicionadas por su ciclo anual.

1.1.7. Modelo holístico de la pedósfera

El concepto de pedosfera (edafosfera para Ibañez y Alba, 2000) se ha venido utilizando más o menos regularmente en ciertos contextos. Sin embargo, los problemas ambientales de alcance planetario reclaman el interés de redefinirlo con mayor rigor (Ibáñez y García Álvarez 1991). La necesidad de clarificar un patrón global de los paisajes de suelos del mundo, desde una perspectiva holística, es hoy más urgente que nunca.

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El modelo fue propuesto por Ibáñez y García Álvarez (1991) e Ibáñez y otros (1995) y contempla una visión lo más globalizadora (holística) posible del sistema suelo, considerando igualmente al regolito. Adicionalmente, intentan reconocer la naturaleza del continuum edáfico y plantean el uso de nuevas metodologías para su estudio. Por último, abordan el análisis simultáneo de la pedosfera (edafosfera) y el modelado terrestre (Geomorfología), por considerarlos elementos integrantes de una misma entidad básica: la geoderma.

La edafosfera es un sistema auto-organizativo con las suficientes peculiaridades genéticas, estructurales, dinámicas y evolutivas para ser considerada como un subsistema susceptible de ser individualizado en el contexto del sistema biogeosférico (Ibáñez y García Álvarez, 1991). Sin embargo, también es cierto que se comporta más como una "esfera" de frontera o interacción entre diversas esferas primarias (atmósfera, litosfera, hidrosfera, biosfera, etc.) que como una de estas últimas.

Una de las conceptualizaciones del sistema suelo de más amplia aceptación se remonta a la ecuación de los factores de estado de Jenny (1941). Según este autor, el estado de desarrollo de un suelo es función del clima, la litología, los organismos, el relieve y el tiempo, así como de ciertos factores de menor relevancia. Expresado axiomáticamente:

S =f (cl, li, bio, re, t) (1.1)

Si a continuación se sustituye al clima por atmósfera e hidrosfera (incluyendo también en esta última a la criosfera), organismos por biosfera, litología por litosfera y se desplaza el relieve al primer término de la ecuación se obtiene la siguiente expresión:

Geoderma ≈f (sol, re) = f (at, hi, li, bio, t) (1.2)

Es decir, el suelo y el modelado terrestre son una misma esfera de frontera con propiedades auto-organizativas propias que proceden de la acción conjugada en el tiempo de las mencionadas esferas primarias (Ibáñez y otros., 1994. Dentro de esta expresión podría incluirse también la acción humana o tecnosfera, segregándose pues, por sus peculiaridades, del resto de los organismos vivos. Debe tenerse en cuenta que existen ciertas estimaciones que señalan que, actualmente, el hombre moviliza anualmente más sedimentos superficiales (incluidos los suelos, por supuesto) que todos los restantes agentes morfogenéticos simultáneamente.

La edafosfera sería como una geoderma o geomembrana del modelado terrestre con ciertas analogías a las biomembranas de los seres vivos. No obstante posee rasgos organizativos propios. Adicionalmente, también cabe

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señalar que se trata de un sistema abierto, complejo, polifásico y polifuncional. Como geomembrana epi-litosférica, a través de la edafosfera se producen y regulan los flujos de energía y materia con aquellas esferas del sistema planetario con las que interactúa. Es decir afecta y es afectada por la litosfera, hidrosfera, biosfera, etc. Estas propiedades de la edafosfera provienen de su estructura: ligera, porosa, permeable a los gases atmosféricos y al agua, así como por constituir la habitación de las biocenosis terrestres e incluso acuáticas (la microflora y los taxones de menores dimensiones de la microfauna son organismos acuáticos).

Este nexo de unión entre edafosfera y modelado terrestre, o lo que es lo mismo entre las matrices disciplinarias de la Edafología, Geomorfología y Geoquímica de los procesos de alteración no debe contemplarse como un artilugio conceptual elaborado por los autores, sino como una propuesta reiterada en la bibliografía. De hecho, la cartografía de suelos suele hacer uso de las estrechas interconexiones existentes entre los paisajes de suelos (de difícil análisis desde la superficie terrestre) y los paisajes geomorfológicos (fácilmente diferenciables en el campo y mediante teledetección). Dicho de otro modo, gran parte de los modelos que se utilizan en los reconocimientos de suelos para la delimitación de las unidades de mapeo se basan en las mencionadas relaciones. Para ser más rigurosos, el concepto de geoderma debería incluir también, como se especificó con anterioridad, todo aquel material subsuperficial que, sin considerarse suelo, recubre las rocas inalteradas subyacentes. Se refiere más concretamente a los mantos o perfiles de alteración con sus correspondientes procesos de auto-organización.

1.1.8. El suelo como componente de los sistemas superficiales terrestres

El concepto de geosistema o geoecosistema como sinónimo de sistema superficial terrestre pretende abarcar a todas aquellas estructuras naturales que componen, e interactúan, en la superficie terrestre. De hecho, amplía la visión tradicional de la teoría ecológica al contemplar, con el mismo rigor y peso específico, las estructuras bióticas y abióticas del paisaje. Básicamente, los geosistemas pueden ser entendidos como entidades dinámicas que responden tanto a sus propios cambios internos como del medio (externos), y cuyos componentes se encuentran estrechamente interrelacionados, organizándose jerárquicamente en el espacio y el tiempo. Se han elaborado diversas propuestas para la conceptualización de los geosistemas, partiendo de la teoría de los sistemas jerárquicos.

Ya se ha comentado como, a partir de la ya descrita ecuación de los factores de estado de Jenny (1941), su formulación se ha generalizado a escala

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planetaria por introducir el concepto de esferas planetarias (Ibáñez y otros., 1994, 1995). Nótese que esta alternativa sustituye la concepción atomista implícita en la versión tradicional a otra que, explícitamente, reconoce la naturaleza del continuum de los factores formadores.

Recientemente se tiende a generalizar el uso del concepto de esferas, para referirse a la globalidad de los recursos naturales, introduciendo, simultáneamente, su dimensión espacial (Ibáñez y García Álvarez 1991). Para estos autores no existe impedimento lógico y científico alguno para sustituir clima por atmósfera e hidrosfera (incluyendo también en esta última a la criosfera), organismos por biosfera, litología por litosfera y relieve por toposfera. Como se ha visto Ibáñez y otros. (1994, 1995), pero también con algunas modificaciones, Huggett (1975) y posteriormente Phillips (1989), con el fin de tratar el continuum suelo-regolito-modelado como una entidad única e indivisible, realizan esta operación, transfiriendo, además, la toposfera al primer término de la ecuación (y considerando o no la tecnósfera), dando paso así de la ecuación (1.1) a la (1.2).

Cabe recordar que con posterioridad a su proposición inicial, el propio Jenny (1961 y 1980) modificó la ecuación (1.1) con objeto de formalizar el concepto de ecosistema, aunque de hecho, se trata más bien del geoecosistema. Más concretamente:

ec, s, v, a = f (cl, or, r, p, t,......) (1.3)

en donde ec puede ser cualquier propiedad del geoecosistema (p. ej. producción primaria), s sería una propiedad del suelo, v de la vegetación y a de los animales. Por su parte cl, or, r, p, t y (...) son equivalentes a las de la ecuación (1).

Ibáñez y otros. (1994, 1995) también intentaron unificar bajo una doctrina común dos concepciones del suelo tan distintas como las de Jenny (1941) y Simonson (1959). Estos autores consideran que los suelos (e implícitamente los geoecosistemas) son estructuras disipativas al borde del caos. En consecuencia, son susceptibles de estudio mediante disciplinas tales como la termodinámica del no equilibrio (Prigogine y Stengers 1983 y 1990; Huggett 1988; Ibáñez y otros. 1991) o la sinergética (Haken 1983).

La ecuación de los factores de estado de Jenny considera al suelo como una caja negra susceptible de formalizarse mediante el análisis de sus factores formadores. No obstante, el sistema edáfico también puede conceptualizarse como un modelo de caja blanca. De este modo, para Simonson (1959), los cambios que sufre un suelo durante su evolución son

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función de las adiciones, exportaciones, transferencias y transformaciones de materiales en el sistema: Expresado axiomáticamente:

S = f (adiciones, exportac., transfer., transfor.) (1.4)

Se trata pues de dos concepciones complementarias del sistema edáfico. Ambas influyeron en los sistemas de clasificación que se propusieron tras su publicación. De este modo, las clasificaciones de suelos desarrolladas durante las décadas de los años 40, 50 e inicios de los 60, resaltan la importancia de los factores formadores. Por el contrario, los sistemas taxonómicos modernos profundizan las marcas dejadas por los procesos de organización de las estructuras edáficas, relegando los factores formadores a un segundo plano. Sin embargo, en la práctica, el cartógrafo de suelos sigue haciendo uso de estos últimos por razones que serían difíciles de rebatir.

1.1.9. Las Cubiertas Pedológicas.

Lo que en Pedología se llama suelo, un cuerpo natural continuo y tridimensional, es llamado por Baize y otros (1995) Cubierta Pedológica. Las Cubiertas Pedológicas están formadas por constituyentes minerales y orgánicas, presentes en estado sólido, líquido o gaseoso. Estos constituyentes se organizan entre ellos, formando "estructuras" específicas del medio pedológico. Las Cubiertas Pedológicas están en perpetua evolución, lo que les confiere una dimensión suplementaria: el tiempo. Así, su estudio debe asentarse sobre tres series de datos: 1) datos de constitución, 2) datos estructurales (organizaciones) y 3) datos relativos a las dinámicas (funcionamiento, evolución)

Las Cubiertas Pedológicas son continuas en la mayoría de los casos pero a veces son muy reducidas, o están ausentes. Además, son frecuentemente modificadas por las actividades humanas. Son continuos heterogéneos, pero las variaciones que se observan de un lugar a otro no son aleatorias porque ellas mismas están estructuradas.

Los autores distinguen varios niveles de organización en una cubierta pedológica. Los niveles más finos ("organizaciones elementales", "ensamblaje") se captan con ayuda de diversas herramientas, desde el microscopio electrónico hasta a simple vista. En los niveles más elevados se distinguen:

- Los horizontes: ellos resultan de la subdivisión de una cubierta pedológica en volúmenes considerados como homogéneos. Son directamente perceptibles a simple vista en el terreno por su dimensión

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vertical de centimétrica a métrica. El muestreo es posible, y se puede hacer a mano.

- Los sistemas pedológicos: en estos sistemas varios horizontes están asociados y ordenados en el espacio. La dimensión usual de esta organización es hectométrica o kilométrica, o más grande. No son perceptibles sobre el terreno, en un solo sitio. De ahí el interés de las prospecciones itinerantes, de las fotografías aéreas y de las imágenes por satélite.

Para estudiar las Cubiertas Pedológicas es indispensable efectuar sondeos, excavar calicatas y pozos, describirlos, y muestrearlos para análisis y exámenes complementarios. Estos puntos de observación y de muestreo deben ser localizados con criterio en función de un análisis previo del paisaje (geomorfología, hidrografía, vegetación, etc.) pero también teniendo en cuenta las informaciones adquiridas progresivamente.

Las Cubiertas Pedológicas, además, han sufrido en el curso del tiempo transformaciones seudo-cíclicas, reversibles o irreversibles. Las diferentes organizaciones y ciertos caracteres evolucionan con duración y según periodicidades diversas: diarias, estacionales, anuales. Las fechas de observación y de muestreo constituyen informaciones necesarias.

Otros conceptos usados para observar y describir la Cubierta Pedológica son el Solum y el Perfil. El Solum es un corte vertical de una cubierta pedológica o polipedón observable en una calicata abarca los horizontes A y B. Si es posible, se integra en el solum un espesor suficiente de la roca subyacente para permitir su caracterización. Las dimensiones horizontales de un solum son decímetros de ancho y algunos centímetros de espesor suficientes para la exploración y la descripción de sus caracteres. La dimensión vertical del solum varía de algunos centímetros a varios metros.

Los "solum-conceptos" son abstracciones que se constituyen en el consciente colectivo de un grupo de pedólogos por generalización de las observaciones repetidas. Esta conceptualización, hablaría del estado de adelanto de las ciencias y de la experiencia de cada uno asocia una cierta morfología, un cierto funcionamiento, un conjunto de propiedades y un modo de evolución con la finalidad de definir categorías: categorías morfológicas, pedogenéticas u otras.

1.2. Factores de formación de suelos.

Jenny (1941) postula que el suelo está definido por los factores formadores del suelo: clima, organismos, relieve, material parental y tiempo. Compara estos factores con las variables de estado de la Termodinámica e indicando

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de esta forma que los factores caracterizan los estados del sistema suelo. Autores de diferentes épocas han estudiado factores particulares, en perfiles aislados de suelos o en secuencias de suelos (Wang y Arnold, 1973; Volobuyev, 1984; Admundson y otros, 1989; Katyal y Sharma, 1991). Buol y otros (1981) consideran como factores de formación de suelos, a los agentes, fuerzas, condiciones o combinaciones de éstos que influyen, han influido o pueden influir sobre el material parental, con la potencialidad de determinar su cambio. La definición expuesta se refiere a ciertos agentes que influyen sobre el material parental, pero éste a su vez es un factor. Si se cambia en la definición, el término "material parental" por "suelo", parecería referirse más a procesos de formación de suelos que a factores. Como los investigadores coinciden en la identificación de los factores, y dado que la característica común entre ellos es que modifican y/o aportan materia y/o energía en el sistema suelo, Rondón y Elizalde (1992) proponen la siguiente definición de factor de formación de suelo: todo agente que proporciona o modifica la cantidad de materia y/o energía necesaria para que ocurran los procesos pedogenéticos en el sistema suelo. La consideración que los factores de formación son la causa y los procesos son los efectos es una posición que se tiene en la Ciencia del Suelo, pero riñe con la propuesta de Jenny (1941).

El en el primer capítulo del libro de Jenny (1941) “Factors of Soil Formation” se presenta la hipótesis que resume las ideas que se tenían de la formación del suelo desde la escuela rusa y formuladas por DoKuchaiev. En los capítulos siguientes de este libro se presentan evidencias empíricas de los factores formadores como variables que caracterizan el sistema suelo.

La hipótesis de la ecuación fundamental de Jenny (1941) en su libro es presentada como una función termodinámica de estado entre el sistema suelo o alguna de sus propiedades y los factores formadores del suelo como el número mínimo de variables independientes que describen el estado del sistema en la forma siguiente:

S = f(clima, organismos, relieve, material parental, tiempo, ...)

En la Termodinámica al intentar especificar un sistema que se desea estudiar se plantean diversas preguntas: ¿En qué variables se debe fijar la atención?, ¿Qué relación existirá entre ellas?, ¿Cuál es el número mínimo de variables imprescindibles para la descripción unívoca del sistema en un instante determinado? Esta colección mínima de variables constituye lo que en Termodinámica se denomina estado del sistema. En otras palabras, el

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estado de un sistema queda descrito por el valor de ciertas variables mensurables.

La experiencia muestra que todas las propiedades de un sistema formado por un fluido son funciones del volumen V y de la temperatura T. Así, en particular, la presión (fuerza que el fluido ejerce por unidad de área sobre la superficie del recipiente que lo contiene) es una función igual a p = p(T, V). Si una o las dos variables cambian se tendrá otro estado del fluido. El estado final es independiente de la forma como cambiaron de magnitud las variables. Por ejemplo, si la temperatura es la variable que cambia de un valor inicial de 20°C (Ti) a un valor final de 100°C (Tf), este cambio, ∆T, puede haber sido lento o brusco y el estado final siempre será el mismo, independientemente de la forma como se ha calentado el fluido.

La anterior consideración termodinámica fue la que tuvo Jenny en su libro “Factors of Soil Foration” para definir a los Factores Formadores del Suelo. Pero la ecuación de estado de la formación del suelo ha sido mal entendida en la literatura de la Ciencia del Suelo, dado que se sigue utilizando una relación causa efecto, situación que rechaza Jenny (1941) expresamente. Dada la importancia que tiene el libro de Jenny se traduce, lo más textualmente posible, parte del primer capítulo de este libro.

“Estados del sistema suelo.- Un sistema asume diferentes estados cuando una o más de sus propiedades sufre un cambio, como lo expresa la ecuación (1) (la numeración de ecuaciones es igual que el texto de Jenny)

F(s1, s2, s3, s4, ...) = 0 (1)

Un incremento en, por ejemplo, contenido de nitrógeno (s1) produce diferentes estados, o un suelo diferente. Hablando teóricamente, el más pequeño cambio en cualquiera de las propiedades, expresado como el diferencial ds, produce un nuevo suelo. Con fines prácticos, diferentes estados, es decir, diferentes suelos, son reconocidos, solamente, cuando sus propiedades cambian en tal grado, que las diferencias pueden ser reconocidas fácilmente en observaciones de campo. En el American Soil Survey las diferentes estados del sistema suelo son conocidos como “tipos de suelos.” Desde el punto de vista teórico, la ecuación (1) indica que el número de estados de suelo, consecuentemente, los tipos de suelo son infinitos.

Propiedades del suelo especialmente importantes: previamente se dijo que s1, s2, s3, representan propiedades del suelo, y existe consenso que el nitrógeno, acidez, color, etc., son características típicas del suelo. Existe, sin embargo, un número de propiedades del sistema suelo que no son

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universalmente reconocidas como propiedades del suelo. Ellas son las siguientes: clima del suelo (humedad del suelo, temperatura del suelo, etc.), clase y número de organismos del suelo, y topografía, o la forma de la superficie del sistema suelo. Estas propiedades serán reconocidas por símbolos especiales (cl’ = clima, o’ = organismos, r’ = topografía o relieve) los cuales serán incluidos en la ecuación (1):

F(cl’, o’, r’, s1, s2, s3, s4, ...) = 0 (2)

No existe una diferencia esencial entre las ecuaciones (1) y (2), excepto en que algunas propiedades del suelo han sido agrupadas y dado símbolos especiales. La razón de hacer esto será vista mas adelante. Se debe hacer énfasis en el hecho que en la ecuación (2) el sistema suelo es definido o descrito con base en sus propias propiedades y ninguna otras. Adicionalmente, el suelo es tratado como un sistema estático. No se hace referencia en que las propiedades pueden cambiar con el tiempo.

Formación del suelo.- La transformación de roca en suelo se designa como formación del suelo. La roca podría ser gneis, caliza, shale, arena, loes, turba, etc. Los científicos de suelo prefieren usar la expresión “material parental” o material del “suelo” en vez de roca. La relación entre material parental y formación del suelo puede expresarse convenientemente en la forma siguiente:

Material parental Suelo Formación del suelo

La siguiente formulación introduce un nuevo factor o variable en la discusión, llamada tiempo. Los estados del sistema suelo varían con el tiempo, es decir, no son estables. Supóngase que se trae un pedazo de granito que se trae a la superficie de la tierra. En el interior de la tierra, el granito puede haber estado en equilibrio con su entorno inmediato; pero ahora, en la superficie de la tierra está en un nuevo entorno y el sistema roca está en un estado altamente inestable. Sus propiedades cambiarán hacia una dirección definida, llegando a un nuevo estado de equilibrio. Cuando se halla alcanzado ese estado de equilibrio, el proceso de transformación, de formación del suelo, ha sido completado, y la roca ha allegado a ser un suelo maduro. Es común, designar los estados intermedios, estados inestables, como suelos inmaduros. Se pueden definir las fases de formación del suelo como sigue:

Material parental Suelo Estados intermedios Estado inicial del sistema Estado final del sistema

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En esta configuración, el suelo es tratado como un sistema dinámico. Se enfatiza que los cambios de las propiedades del suelo están en función del tiempo.

Para ciertos grupos de científicos existen diferencias entre los conceptos meteorización y formación del suelo. Se dice que el primero es geológico y destructivo, mientras que el segundo es pedológico y creativo. En el presente tratado se adopta el punto de vista más conservativo y se considera la meteorización como uno de los muchos procesos de formación del suelo.

Factores formadores de suelo.-Muchos agricultores han reconocido por mucho tiempo que las propiedades importantes del suelo son heredadas del el material parental. Expresiones como suelos calcáreos, suelos graníticos son encontrados en textos viejos de suelo sobre temas agrícolas. Ellos están claramente convencidos de la importancia del material parental en la formación del suelo.

Sin embargo, Hilgard en América y Dokuchaev, en forma independiente, hicieron el importante descubrimiento que un material parental dado podría formar diferentes tipos de suelo dependiendo de las condiciones ambientales, particularmente clima y vegetación.

Material parental, clima y organismos son designados, comúnmente, como factores formadores del suelo. Dado que el suelo cambia con el tiempo y sufre procesos de evolución, el factor tiempo también frecuentemente se le da el estatus de factor formador de suelo. La topografía, la cual modifica la relación de agua en los suelos y tiene una gran influencia en la erosión, igualmente es tratada como factor formador del suelo.

A este punto de la presentación del suelo como un sistema y su relación con el ambiente, surge la siguiente pregunta: qué son precisamente los factores formadores de suelo? Son propiedades del suelo o factores ambientales o algo completamente diferente? El clima del aire es, indudablemente, una propiedad del ambiente. En cuanto a los organismos, unos serán del ambiente (los árboles), otros serán solamente del suelo (protozoarios). Topografía pertenece al ambiente y al suelo, tiempo a ninguno de ellos.

Joffe identificó dos tipos de factores formadores de suelo, activos y pasivos y dijo: los factores formadores de suelo activos están representados por los constituyentes que sirven como fuente de masa solamente y por las condiciones la que la afectan. Ellas comprenden al material parental, la topografía y la edad de la tierra. Los factores formadores activos son los

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agentes que aportan la energía que actúa sobre la masa facilitando los reactivos en los proceso de formación del suelo. Los elementos de la biosfera, la atmósfera, y parcialmente la hidrosfera son representativos de esta clase de factores formadores.

Joffe utiliza el contrate entre material y energía apelando al material parental y el clima, pero el papel atribuido al tiempo y a la topografía conduce a confusión.

Vilensky y la Escuela Rusa en general identifican los factores formadores de suelo con factores externos. Marbut también habla de factores ambientales, y parece que para él, uso de factores formadores de suelo y ambiente son sinónimos. Sin embargo, la palabra “ambiente” debería ser entendida más allá de su significado común, si se fueran a considerar los microorganismos que viven dentro del suelo como parte del ambiente.

Otros, como Glinka, aplican la palabra “fuerzas” en un sentido místico más que físico. Estas fuerzas no son susceptibles de ser elucidadas cuantitativamente.

Otro grupo de pedólogos llama a los factores formadores de suelo las causas y a las propiedades del suelo sus efectos. Estos científicos operan con el principio de causalidad de los filósofos del siglo 19. La introducción de aspectos de causalidad no es fructífera. Es complicar las cosas, porque las propiedades del suelo podrían ser consideradas como causas más que como efectos. Por ejemplo, acidez del suelo influye en las bacterias y así, actúa como causa. Por otro lado, las bacterias puede cambia la acidez del suelo, las cuales asumen el status de efecto. Otra vez, el factor tiempo no se ajusta al esquema de causalidad, dado que el tiempo no es ni causa ni efecto.

En resumen, se llega a la conclusión que no es satisfactoria ni consistente la definición existente de factor formador del suelo.

Un nuevo concepto de factores formadores de suelo.- El suelo es un sistema muy complejo que posee un gran número de propiedades. Se podría decir que el suelo es completamente definido cuando todas sus propiedades son explícitamente determinadas. Afortunadamente no es necesario acometer tan hercúlea tarea. De acuerdo a la ecuación (2) las propiedades del suelo están funcionalmente relacionadas; por lo tanto, si un número suficiente de ellas están fijas, las demás igualmente lo estarán. Investigando sistemas más simples que el suelo, se sabe que un limitado número de variables se pueden fijar para determinar el estado de un sistema. Si, por ejemplo, se tiene un mol de oxígeno gaseoso y se conoce la

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presión y temperatura, las demás propiedades del gas, como densidad, velocidad promedio de las moléculas, capacidad calórica, etc., están invariablemente fijas. Las propiedades capaces de determinar el sistema se conocen como “factores condicionantes.” Su naturaleza es tal que una variable puede variar independientemente una de otra. Ellas son variables independientes.

En relación al suelo, es necesario hacer dos preguntas: ¿cuáles son los factores condicionantes y cúal es el número mínimo necesario para definir completamente el sistema suelo? A priori no se sabe. La experiencia muestra, sin embargo, que algunas propiedades del suelo satisfacen el requerimiento de una variable independiente, mientras otras no. Con relación a esto último, es evidente que las concentraciones de hidrogeniones (acidez) y de hidroxilos (basicidad) no pueden ser seleccionadas como par de variables independientes, porque un cambio en una de ellas, necesariamente hace cambiar las otras. Similarmente, la estructura del suelo, el contenido de materia orgánica o el color del suelo y contenido de óxidos de hierro son propiedades que a menudo cambian simultáneamente. Existe una diferencia en el caso de temperatura y humedad de suelo. Los suelos pueden tener alta temperatura y al mismo tiempo pueden tener baja humedad y viceversa. Una de ellas puede cambiar sin afectar a la otra. Estas dos propiedades son variables independientes. De la misma manera, la forma de la superficie del suelo, es decir la topografía, pertenecen a esta misma clase, como ciertos aspectos de los organismos. Estas propiedades del suelo, o grupo de propiedades, clima del suelo, organismos, y topografía están listadas en la ecuación (2) como cl’, o’, y r’. Ellas representan en la ecuación (2) un gran número de valores de S, s1, s2, s3, s4. En vista de su gran número y variedad, no se espera que ellas sean variables condicionadas solamente por las tres variables cl’, o’ y r’. Desafortunadamente, en presente estado de la Ciencia del Suelo qué grupo de variables s pueden ser tratadas como variable independientes. Una aproximación adicional tiene que ser tratada, el suelo se tiene que considerar un sistema dinámico.

Se ha admitido que la formación del suelo consiste de una serie de procesos químicos, físicos y bioquímicos, se puede pensar de nuevo en la analogía con los sistemas simples. La dinámica de las reacciones químicas se puede describir precisamente indicando el estado inicial del sistema, el tiempo de reacción, y las variable condicionantes. Estas consideraciones se pueden aplicar directamente al suelo. El estado inicial del sistema se ha designado como el material parental. Dado que el tiempo de reacción y el tiempo de formación del suelo son análogos, se pueden incluir las dos variables

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independientes, material parental y tiempo con los parámetros condicionantes y postular que los siguientes factores describen completamente al sistema suelo:

Clima (cl’)

Organismos (o’)

Variables independientes Topografía (r’)

Factores formadores del suelo Material parental (p)

Tiempo (t)

Estos términos son idénticos a los factores formadores del suelo ya mencionados previamente, pero su significado es diferente. Ellos no son fuerzas, causas, o energías, ni son necesariamente ambientales. Ellos solo tiene una cosa en común: son variable independientes que definen al sistema suelo. Esto es que para una combinación dada de cl’, o’, r’, p y t el estado de un sistema suelo es fijo; solamente un solo tipo de suelo existe bajo estas condiciones (el subrayado no está en el texto, se hace para hacer énfasis).

En esta nueva interpretación de los factores formadores del suelo, la notación de “formando” o “actuando” que tiene una connotación de relación de causalidad ha sido reemplazado por otro concepto menos ambiguo de “definiendo” o “describiendo.” Se debe entender que para el uso diario sería conveniente pensar que los factores formadores del suelo como “creadores.” Sin embargo, cuando se analizan los factores más críticamente, el punto de vista de causalidad conduce a confusiones de tipo lógico, de tal manera que parece preferible eliminarlos y adoptar una aptitud descriptiva.

Relación entre las propiedades del suelo y los factores formadores.- Una vez que los factores formadores del sistema suelo están completamente definidos, todos los valores s tienen que depender de cl’, o’, r’, p y t; una dependencia que puede ser expresada como:

S = f(cl’, o’, r’, p, t) (3)

Esta ecuación define que la magnitud de cualquiera de las propiedades de tipo s como pH, contenido de arcilla, porosidad, densidad, carbonatos, etc., está determinada por los factores formadores del suelo listados dentro del paréntesis. La letra f indica que es “función de” o “depende de.”

La ecuación fundamental de los Factores Formadores del Suelo.- Toda la discusión precedente se restringió a las características del per se.

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Particularmente las propiedades cl’, o’, y r’, están referidas al suelo. En cuanto a la discusión de la relación entre suelo y ambiente se sugiere una formulación adicional de la ecuación de los factores de formadores.

Suelo y ambiente forman un sistema emparejado. Vale decir, muchas de las propiedades que corresponden a los dos sistemas pasan continuamente de uno a otro sistema. Ellas pasan a través de los límites del sistema. Temperatura, por ejemplo, no cambia abruptamente cuando pasa del suelo al ambiente. Ni los contenidos de nitrógeno, de oxígeno, ni de dióxido de carbono. Muchos organismos, especialmente vegetación, son comunes al suelo y al ambiente. Es bien sabio que las raíces de un árbol están en íntimo contacto con los minerales del suelo, y en la práctica son tratadas como propiedades del suelo. Algunas veces, las raíces emergen del tranco del árbol, por lo cual estas son consideradas como parte del ambiente. Topografía, es decir, la forma la parte superior del frontera del sistema suelo, naturalmente es una propiedad del ambiente y del suelo.

Se nota por lo tanto, que las propiedades del suelo cl’, o’, y r’ cruzan la frontera del sistema suelo y se extienden a dentro del ambiente. El concepto de sistema apareado sugiere que es posible reemplazar las propiedades del suelo cl’, o’ y r’ de la ecuación (3) por su contraparte ambiental y así obtener una fórmula ambiental de los factores formadores del suelo:

S = f(cl, o, r, p, t, ...) (4)

La ecuación (4) se denominará como la ecuación fundamental de los factores formadores de suelo. Es idéntica a la ecuación (3) excepto en los símbolos cl, o y r están referidos al ambiente. Los factores correspondientes cl’ y cl, o’ y o, r’ y r se consideran que están relacionados. Los puntos en la ecuación (4) indican que, además de las variables listadas, se pueden incluir otras variables.

La selección de cl, o, r, p y t como variables independientes del sistema suelo, no implique que no estén funcionalmente relacionadas entre ellas. Solo se ha puesto énfasis en el hecho que los factores formadores pueden variar independientemente y podrían ser obtenidas de una variedad de combinaciones, tanto en la naturaleza como bajo condiciones experimentales. Es bien sabido que varios materiales parentales y topografías ocurren en varios tipos de climas y que a una dada cantidad de precipitación se han encontrado en asociación con altas y bajas temperaturas anuales, y viceversa.

Definición de suelo en términos de la Ecuación Fundamental.- Se está ahora en condición de proponer una diferenciación –arbitraria, para estar

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seguro- entre suelo y material geológico. Suelo son aquellas porciones del sólido de la corteza de la tierra en que sus propiedades varían con los factores formadores, como los formula la ecuación (4). El pedólogo solo se interesa en aquella parte del estrato de la porción sólida de la superficie de la tierra cuyas propiedades están influidas por el clima, organismos, etc. Esta definición implica que la profundidad del perfil del suelo es una función de los factores formadores del suelo, en particular varia con la humedad y la temperatura.

Solución a la ecuación fundamental de los factores formadores del suelo.-Hace medio siglo, Hilgard reconoció la existencia de los factores formadores del suelo y los ha discutió extensamente en su libro clásico de suelo. Dokuchaev igualmente ha resaltado la existencia de los factores formadores. El dio un paso más adelante que Hilgard al formular una expresión algo similar a la ecuación (4). Sin embargo no la resolvió. Dokuchaev escribió:

En primer lugar nosotros estamos enfrentados a una gran complejidad de las condiciones que afectan al suelo, en segundo lugar estas condiciones no tienen valores absolutos, y por lo tanto, es muy difícil expresarlas por medio de figuras; finalmente, poseemos muy pocos datos con respecto a algunos factores, y prácticamente ninguno con respecto a otros. A pesar de esto, guardamos la esperanza que estas dificultades serán superadas con el tiempo, y en el futuro la Ciencia del Suelo será una verdadera ciencia pura.

Estas ideas expresadas por Dokuchaev son proféticas en el sentido que el problema fundamental de la teoría de la Ciencia del Suelo es la solución cuantitativa de la ecuación fundamental de los factores formadores del suelo. Es suficientemente curioso que los discípulos de Dokuchaev le hayan puesto poco interés a las demandas de su maestro para resolver funcionalmente la ecuación fundamental de los factores formadores. Los pedólogos rusos y la ciencia del suelo internacional se han desarrollado en una dirección completamente diferente y han puesto todo su interés en la clasificación de los suelos.

La ecuación fundamental de los factores formadores del suelo, ecuación (4), es de poco valor a menos que sea resuelta. La función f de indeterminación tiene que ser reemplazada por algunas relaciones específicas cuantitativas. El propósito del libro “Factors of Soil Formation” es resaltar las correlaciones conocidas entre propiedades del suelo y los factores formadores del suelo y, en lo que sea posible, expresarlas mediante una relación cuantitativo o funcional.” (Hasta acá se presenta la traducción del capítulo del texto de Jenny).

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La ecuación fundamental de los Factores Formadores del Suelo ha tenido dos interpretaciones, una de ellas es que existe una relación causal entre propiedades del suelo y los factores formadores, situación que se aparta de lo planteado por Jenny. La otra asume que los factores son variables de estado del sistema suelo, que incluyen propiedades del ecosistema, de la vegetación y de los animales, igualmente propiedades del suelo. Esta considera que el estado inicial del sistema suelo está definido por el material parental y el relieve; mientras que el clima y los organismos determinan la tasa en la cual ocurren las reacciones químicas y biológicas en el suelo definiendo los procesos pedogenéticos; y el tiempo mide el transcurrir de las reacciones evidenciadas en los procesos. Lo anterior lleva a las ideas siguientes: ambiente (factores formadores) → procesos → propiedades del suelo como se presenta en la figura 1.2. Esta aproximación está más cerca a la propuesta de Jenny, aunque plantea una relación de causalidad a través de los procesos formadores del suelo.

En forma práctica se ha tomado para el estudio de la formación del suelo la variación de uno solo de los factores y se han mantenido constantes a los demás factores. Estas relaciones se han llamado climosecuencias, biosecuencias, toposecuencias, litosecuencias y cronoecuencias. El término toposecuencia se conoce igualmente como catena. Con este tipo de aproximación a la génesis de los suelos se busca más relacionar las propiedades de los suelos con cada uno de los factores que tratar de resolver la función propuesta por Jenny (1941, 1980).

Figura 1.2. Relación causa efecto entre las propiedades del suelo y los factores formadores del suelo mediadas por los procesos.

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1.2.1 Factor Clima.

El factor clima incluye el clima local (microclima) y el clima global (macroclima), las características más importantes que son tomadas de este son la humedad y la temperatura. La humedad del suelo depende de varios factores, entre ellos están: la forma e intensidad de la precipitación, la estacionalidad, la tasa de evapotranspiración, el relieve, la profundidad del perfil del suelo, la textura del suelo y la permeabilidad del material parental. El método para medir el régimen de humedad del suelo se basa en un balance de humedad que tiene en cuenta la precipitación, la evapotranspiración, infiltración y la escorrentía superficial presentada como ecuación de balance de humedad en el suelo:

Entrada = Salida ± Almacenamiento en el suelo.

P = ET + ES + I ± A

Donde:

P: Precipitación

EV: Evapotranspiración

ES: Escorrentía superficial.

I: Infiltración

A: Agua almacenada en el suelo (humedad del suelo).

La precipitación es medida en estaciones climatológicas. La evapotranspiración es medida en tinas de evaporación o calculada con ecuaciones como las de Thornthwaite, Penman y Monteith (Maidment, 1993). La infiltración y la escorrentía superficial se calculan con ecuaciones empíricas entre las cuales están las presentadas por el Soil Conservation Service (1985), Smith (1992), entre otras.

Las principales características topográficas que influyen en la humedad del suelos son la pendiente y el aspecto, o configuración del terreno, formulada inicialmente por Beven y otros. (1984) como un índice de humedad (IH) relacionado con los componentes topográficos (pendiente y aspecto) del área local de acumulación de agua:

IH = ln(A/tanb)

Donde:

A: área específica de captación.

b: ángulo de la pendiente en el punto de captación del agua.

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El área, A, hidrológicamente es una medida de superficie en un punto dado del paisaje e integra los efectos de captación de agua pendiente arriba en diferentes direcciones. El índice de humedad refleja la tendencia de acumularse el agua en cualquier punto del área de captación, en términos de A y la tendencia de moverse el agua gravitacionalmente pendiente abajo, expresada en términos de la tangente de b, como una medida del potencial hidráulico. Es posible utilizar un sistema de información geográfico para calcular el índice de humedad basado en un modelo de elevación digital. Bevel y otros (1984) desarrollaron el modelo de simulación TOMODEL para estimar zonas de intercepción, infiltración y saturación de agua en el suelo. Barling y otros (1984) desarrollaron un índice dinámico de humedad al considerar el cambio de la humedad del suelo en el tiempo.

La profundidad del perfil del suelo influye en el contenido de humedad del suelo, dado que perfiles delgados almacenan poca cantidad de agua, mientras que perfiles profundos almacenan una mayor cantidad y son propensos a tener altos contenidos de ella. La textura del suelo influye en el contenido de humedad. Asumiendo las mismas condiciones climáticas, lo suelos arenosos tienen tendencia a tener menor contenido de humedad que los suelos limosos y estos menos que los suelos arcilloso, los cuales tienen un alto contenido de humedad. Esto debido al la diferente distribución de tamaño de los poros de los suelos. Los suelos arenosos tienen mayor cantidad de macroporos (diámetro mayor de 30 ó 60 µm), en los suelos limosos predominan los mesoporos (entre 15 y 0.2 µm) y en los suelos arcillosos hay un mayor número de microporos (menor de 0.2 µm). Los límites pueden variar, igual que su denominación.

Cuando la humedad del suelo es alta existe una mayor tendencia de movimiento descendente de agua, lo cual conlleva un mayor lavado de materiales solubles y la translocación de partículas desde un sitio a otro dentro del perfil del suelo. En climas áridos la tendencia es contraria y se produce un ascenso de sales solubles debido a la alta evapotranspiración.

El término humedad del suelo para la Soil Taxonomy (SSS, 1999) se refiere al agua retenida a una energía menor de 1500 kPa en el suelo o un horizonte en un periodo del año y al nivel de la mesa de agua. Esta Taxonomia clasifica la humedad del suelo en la forma siguiente: Régimen ácuico. Régimen arídico y tórrico. Régimen údico, Régimen ústico y Régimen xérico.

La temperatura varía con la altitud y la latitud y el grado de absorción y reflexión de la radiación solar. La radiación solar (difusa y directa) se

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incrementa con la elevación, es diferente según la época del año y está influenciada por la cantidad de nubes u otros fenómenos atmosféricos (polución, etc.). El color del suelo, el grado de cobertura vegetal y el aspecto del relieve influyen en la absorción de radiación por el suelo. En general, los suelos oscuros absorben mayor cantidad de radiación por tener un menor albedo. El efecto de la cobertura vegetal en la absorción de la radicación varía con la densidad, altura y color de la vegetación, así, la absorción es diferente de áreas de bosque de zonas de cultivo. Cuando la radiación solar es reflejada, queda menos radiación neta para ser absorbida por el suelo y el suelo se calienta menos. La humedad tiene gran influencia en el calor del suelo, en los suelos secos la absorción de radiación causa un mayor incremento de temperatura que en los suelos húmedos debido a la mayor capacidad calórica del agua.

La temperatura afecta la tasa de meteorización química y los proceso biológicos de crecimiento de poblaciones de organismos y la descomposición de la materia orgánica. La meteorización se incrementa con el aumento de la temperatura, es por esto, y por una alta precipitación, que en los trópicos los perfiles de meteorización son más profundos. Igualmente, con el aumento de la temperatura se incrementan los procesos biológicos. Las tasas de descomposición se doblan con aumentos de 10 °C hasta cierto valor de temperatura donde se inhibe la actividad enzimática.

La Soil Taxonomy (SSS, 1999) define los siguientes régimen de temperatura del suelo: pergélico, críico, frígido, mésico, térmico e hipertérmico. Si la temperatura varía menos de 6 °C se antepone al régimen de temperatura la silaba iso.

Según Jaramillo (2000) en Colombia ha tenido gran difusión y uso el sistema de clasificación del clima mediante las Zonas de Vida propuesto por Holdridge (Holdridge, 1979). La unidad natural climática básica de su sistema de clasificación la denomina Zona de Vida y es un área que tiene iguales condiciones de biotemperatura (rango de temperatura en el cual hay crecimiento vegetal; se encuentra entre 0 y 30 ºC) promedia anual, precipitación promedia anual y condición de humedad, dada por la ETP; en cada zona de vida se producen asociaciones vegetales con características fisonómicas muy particulares que obedecen al control que ejercen los factores climáticos sobre ellas. Como se mencionó, uno de los componentes de la zona de vida es la biotemperatura, la cual está controlada por la altura sobre el nivel del mar, es decir, por los pisos altitudinales. La relación entre estos dos parámetros se presenta el cuadro 1.1. El nombre de la zona de vida está conformado por la condición de humedad (letras minúsculas en el símbolo), seguido por el piso altitudinal (letras mayúsculas en el símbolo);

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Espinal (1991) describe para Colombia 23 zonas de vida, las cuales se resumen en el cuadro 1.2 con su respectivo rango de precipitación.

Cuadro 1.1. Pisos altitudinales climáticos y su temperatura característica en el sistema de clasificación de zonas de vida de Holdridge. (Tomados de Espinal, 1991).

Piso Altitudinal Altidud (msnm) Biotemperatura (oC) Tropical 0 - 1000 > 24 Premontano 1000 - 2000 18 - 24 Montano bajo 2000 - 3000 12 - 18 Montano 3000 - 4000 6 - 12 Subalpino 4000 - 4500 3 - 6 Alpino 4500 - 4800 1.5 - 3 Nival > 4800 < 1.5

Los primeros pedólogos tomaron al factor clima como el factor dominante en la formación de los suelos y acuñaron el concepto de suelos zonales. Los suelos zonales son formados por la acción del factor clima durante un gran periodo de tiempo en tal grado que no permite la expresión de los demás factores. Los suelos intrazonales son aquellos en los cuales condiciones especiales del relieve, del material parental o la vegetación son lo suficientemente fuertes para modificar la acción del clima. Suelos azonales o inmaduros tienen poco diferenciado el perfil por el poco tiempo de pedogénesis o por el tipo de material parental o por alguna condición ambiental que retraza el desarrollo del suelo.

El concepto de suelos zonales fue inicialmente usado en la primera clasificación de suelos de los Estados Unidos (Baldwin y otros, 1938). Este concepto de suelos no fue muy útil para clasificar los suelos tropicales donde las superficies de la tierra son muy viejas o han tenido ciclos de erosión y depositación asociados a cambios climáticos, y a la acción de los demás factores formadores.

En los Estado Unidos, Hilgard citado por Boul y otros (1981) enfatizó la relación entre clima y suelos y Coffey (1912) produjo el primer sistema de clasificación basado en el concepto de los factores formadores desarrollado por Dokuchaev, de esta forma se logró comprender que en la formación del suelo actúan otros factores, evitando darle todo el peso en la formación del suelo a uno solo de ellos, el clima.

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Cuadro 1.2 Zonas de vida de Colombia, según Holdridge, tomadas de Espinal (1991).

Zona de Vida Nombre Símbolo

Precipitación Media Anual (mm)

Matorral desértico tropical md - T 125 - 250 Monte espinoso tropical me - T 250 - 500 Bosque muy seco tropical bms - T 500 - 1000 Bosque seco tropical bs - T 1000 - 2000 Bosque húmedo tropical bh - T 2000 - 4000 Bosque muy húmedo tropical bmh - T 4000 - 8000 Bosque pluvial tropical bp - T > 8000 Monte espinoso premontano me - PM 250 - 500 Bosque seco premontano bs - PM 500 - 1000 Bosque húmedo premontano bh - PM 1000 - 2000 Bosque muy húmedo premontano bmh - PM 2000 - 4000 Bosque pluvial premontano bp - PM > 4000 Bosque seco montano bajo bs - MB 500 - 1000 Bosque húmedo montano bajo bh - MB 1000 - 2000 Bosque muy húmedo montano bajo

bmh - MB 2000 - 4000

Bosque pluvial montano bajo bp - MB > 4000 Bosque húmedo montano bh - M 500 - 1000 Bosque muy húmedo montano bmh - M 1000 - 2000 Bosque pluvial montano bp - M > 2000 Páramo subalpino p - SA > 500 Páramo pluvial subalpino pp - SA > 500 Tundra pluvial alpina tp - A > 500 Nival N - 1.2.2 Factor Organismos.

El suelo y los organismos vivos forman en si mismo un ecosistema y sus componentes son la vegetación, la fauna incluyendo los microorganismos y el hombre. La vegetación está muy ligada al clima y en cierto sentido, lo está al material parental y ejerce mucha influencia en el tipo de suelo que se forme. Por ejemplo, la vegetación de coníferas desarrolla suelos mas rápidos que las gramíneas. Teniendo igual material parental y condiciones climáticas, el tipo de lixiviado que produce las acículas es la causa de esta diferencia. La vegetación está conformada por los organismos que mayor influencia tienen sobre el desarrollo del suelo. Éstos controlan, en especial

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la vegetación, el aporte de materia orgánica en él, tanto en lo relacionado con la cantidad, como con la calidad o tipo de materiales adicionados.

La biota del suelo la compone el conjunto de la fauna y la flora que viven en él; la gran mayoría de los organismos del suelo vive en las capas superficiales de residuos vegetales frescos, donde las condiciones de humedad, temperatura, ventilación y luminosidad, así como el espacio disponible, satisfacen sus necesidades.

La mayoría de los animales de la meso y macrofauna del suelo, a excepción de los anélidos, viven en la capa superficial del mismo. Allí se acumulan los residuos orgánicos frescos que llegan al suelo y que le suministran condiciones adecuadas de humedad, temperatura y ventilación. Los principales grupos de animales que pertenecen a este componente biótico del suelo son los anélidos y los artrópodos; los primeros se refieren a las lombrices de tierra y los segundos a aquellos animales que presentan un esqueleto externo endurecido que recubre todo su cuerpo, como una coraza y que son articulados. Los principales representantes de los artrópodos son los insectos, los arácnidos, los miriápodos y los crustáceos; otros grupos que se destacan son los nemátodos (algunos pocos, por su tamaño, se ubican dentro de los microorganismos), los moluscos y algunos vertebrados roedores y mamíferos pequeños.

Los organismos que integran la meso y macrobiota del suelo desempeñan un papel fundamental en la fragmentación, transformación y translocación de materiales orgánicos en él. Además, aportan considerables cantidades de biomasa al suelo.

En los artrópodos, los órdenes que se presentan con más frecuencia en los suelos son: Díptera (moscas), Coleóptera (cucarrones o escarabajos), Collémbola, Arachnida (arañas), Himenóptera (hormigas), Isóptera (termitas), Diplópoda (milpies) y Quilópoda (ciempiés); en los moluscos los principales son Helicoidea (caracoles) y Limacoidea (babosas).

Las lombrices son las más importantes de la fauna en la formación del suelo. Igualmente, en las zonas tropicales desempeñan un gran papel en la génesis las hormigas, las termitas y otros. Los restos orgánicos son accesibles a los microorganismos después que son fraccionados por la meso y macro fauna. Chamorro (1989, 1990) evaluó, en suelos del páramo de Sumapaz (Cundinamarca), que el 80% de las lombrices se ubicaban en los primeros 20 cm del suelo y la densidad de población la correlacionó en forma significativa e inversa con el contenido de aluminio intercambiable y directamente con la CIC y con el contenido de carbono orgánico de aquel.

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El IGAC (1986), en suelos de los Llanos orientales de Colombia, encontró que las lombrices se presentaban en abundancia en suelos que tuvieran alto contenido de materia orgánica, buena humedad y buena aireación; las hormigas preferían los suelos con alto contenido de arena y las termitas con alto contenido de arcilla.

En Oxisoles y Ultisoles bien drenados de la Orinoquia, el IGAC (1986) encontró que la cantidad de los organismos dominantes de la meso y macrofauna decrecía en el siguiente orden: hormigas > termitas > arañas > cucarrones, mientras que cuando los Oxisoles estuvieron mal drenados, el orden de decrecimiento fue hormigas > cucarrones > arañas. Chamorro y otros (1989), también observaron que en éstos Oxisoles mal drenados, la variedad en la meso y macrofauna del suelo es menor que cuando tienen buen drenaje.

Se realizaron dos trabajos en condiciones climáticas extremas: Uno en Entisoles e Inceptisoles de Arauca (Colombia), donde Zuluaga y otros (1995) encontraron la siguiente secuencia decreciente en la abundancia relativa de organismos en el horizonte superficial del suelo en sabana natural: Collémbola (71.6%) > Acarina (12.6%) > Hymenóptera (3.77%) > Coleóptera (3.35%) > Díptera (2.45%); el otro, en contraste, en Andisoles e Histosoles de páramos en los alrededores de la Sabana de Bogotá, en bosque alto andino, Chamorro (1989) encontró la siguiente secuencia: Díptera (> 50%) > Arachnida (20%) > Coleóptera > Orthóptera > Collémbola.

Aparte de lo anterior, un efecto importante que tienen estos organismos sobre el suelo es el aporte de abundantes cantidades de biomasa que incrementa notablemente la cantidad y variedad de la materia orgánica en él; en el cuadro 1.3 se presentan algunos valores de densidad de individuos (meso y macrofauna) del suelo, así como de la cantidad de biomasa que producen, bajo diferentes condiciones climáticas, de suelo y de uso del suelo.

En todos los suelos no se presenta la misma cantidad y tipo de fauna. Ésta depende de las condiciones ambientales en las cuales se encuentra el suelo, así como de algunas de las propiedades de éste y de su manejo.

Los microorganismos derivan su fuente de energía de la oxidación de los restos orgánicos que llegan al suelo. Durante la descomposición una parte de los elementos constituyentes de la materia orgánica son liberados a formas simples (mineralización). En la figura 1.3 se presenta en forma

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esquemática los procesos de transformación de los restos orgánicos en el suelo.

Cuadro 1.3. Producción de biomasa (promedia de 7 muestreos realizados durante 8 meses) por algunos meso y macroorganismos en suelos colombianos.

SUELO

REGION

USO DEL SUELO

INDIVIDUOS POR m2

BIOMASA* (gm-2)

REFERENCIA

Andisol Páramo Chisacá

Ninguno 18307 1636.03

Andisol Páramo Chisacá

Papa, Kikuyo

13234 748.03

Zerda y Chamorro (1990).

Inceptisol Páramo Chingaza

Ninguno 8932 535.76

Inceptisol Páramo Chingaza

Papa, Kikuyo

- 588.42

Infante y Chamorro (1990).

* Como peso húmedo de la fauna encontrada.

Como la mayor concentración de restos orgánicos está en la superficie esto hace que se presente el mayor contenido de microorganismos en los primeros 25 cm del perfil del suelo. Estimaciones del carbono de la masa microbial del suelo dan valores entre 500 y 2000 kg/ha (White, 1987).

El contenido de materia orgánica de un suelo, en un momento dado, depende del aporte de materiales orgánicos que se haga a dicho suelo, así como de la velocidad con la cual éstos se descomponen; la cantidad de materia orgánica que se aporta al suelo es bastante variable y depende sensiblemente del tipo de cobertura vegetal. Todos los residuos de origen vegetal y animal que llegan al suelo conforman la materia orgánica del mismo; la principal fuente de ella son los residuos vegetales, los cuales aportan energía y alimento a los organismos del suelo, al tiempo que son la materia prima para la formación de los coloides orgánicos (humus) que se acumulan en el suelo. El contenido de materia orgánica del suelo se ha encontrado que depende de los factores formadores del suelo (Jenny, 1941). Se ha encontrado que el efecto de los factores en este contenido está en el siguiente orden: Clima > Vegetación > Relieve > Material parental > Tiempo.

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Figura 1.3. Transformación de los restos orgánicos en el perfil del suelo. Procesos de descomposición, mineralización y humificación.

El hombre impacta la génesis del suelo a través de la acción que hace sobre la vegetación, como son las prácticas agrícolas, el desarrollo de industrias y centros urbanos, entre otras. El uso que hace de maquinaria pesada influye en las propiedades físicas del suelo causando algunas veces, grandes problemas de erosión. Igualmente el hombre, es capaz de hacer grandes movimientos de suelo modificando el paisaje y el tipo de suelo desarrollado.

1.2.3. Factor Relieve.

El relieve puede considerarse, de una manera simple, como el conjunto de formas que se presentan en la superficie de la tierra. Su estudio compete a la Geomorfología e implica establecer las relaciones que se den entre las formas de la superficie terrestre (geoformas), los materiales asociados a dichas formas y el efecto que tienen sobre ellas y los procesos que les han dado origen y que las han remodelado a través del tiempo. Las geoformas del paisaje son fácilmente reconocibles, entre ellas se tiene las montañas, valles, colinas, etc. y haciendo parte de ellas están los suelos. Los atributos topográficos que se tienen en cuenta en el desarrollo del suelo se presentan en el cuadro 1.4 y se presentan en las figuras 1.4 y 1.5.

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Cuadro 1.4. Algunos atributos topográficos importantes en la Pedología.

Atributo Definición Significado hidrológico Altitud Elevación (msnm) Clima, tipo de vegetación,

energía potencial Pendiente Gradiente Flujo superficial y

subsuperficial, velocidad de escorrentía

Aspecto Azimuth de la proyección horizontal de pendiente tomando el Norte igual a cero.

Radiación solar

Área cuenca Área drenada de la cuenca hasta su desembocadura.

Volumen de escorrentía

Área específica de captación

Área drenada de la cuenca en un segmento dado

Volumen de escorrentía

Longitud trayectoria de flujo

Máxima distancia del flujo en un punto en la cuenca

Erosión, producción de sedimentos.

Curvatura vertiente en el sentido de la pendiente

Describe la forma de la pendiente en dirección descendente e indica la velocidad de cambio en el gradiente.

Flujo, Velocidad, proceso de transporte de sedimento (erosión, depositación)

Curvatura vertiente en el sentido de la dirección

Describe la forma de la pendiente en dirección perpendicular a la pendiente e indica la velocidad de cambio en el gradiente

Flujo convergente/divergente, humedad del suelo.

Según Arias, citado por Jaramillo (2000), las formas y la dinámica del relieve se definen en un entorno donde en forma concomitante actúan el clima y la geología. La intensidad con la cual han actuado es utilizada, frecuentemente, para clasificar los tipos de relieve. En la clasificación de los tipos de relieve se presentan diversas escalas espaciales de aplicación: hay desde relieves globales y de escala continental o megarrelieves como la cadena montañosa de los Andes suramericanos, hasta relieves regionales o macrorrelieve, como serían las áreas colinadas del altiplano del oriente antioqueño; relieves locales o mesorrelieve, como en el valle aluvial de un

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río pequeño; microrrelieve como en un complejo de orillares o nanorrelieve en un hormiguero.

En los megarrelieves hay una fuerte influencia de fuerzas y de procesos geológicos. En los macrorrelieves las geoformas pueden expresar la influencia de la litología y/o de las estructuras geológicas, generando un relieve estructural. Cuando los tipos de relieves están asociados a entornos ambientales se presentan las zonas morfoclimáticas, pudiéndose hablar de relieve glacial, relieve periglacial, relieve de sabanas, etc.

En las escalas espaciales menores, y más relacionadas con la variabilidad y evolución de los suelos, las geoformas reflejan el efecto de los procesos generados, llamados por Villota (1991), los agentes modeladores del relieve, quien los define como aquellos elementos móviles que son capaces de desprender, transportar y depositar materiales en la superficie del terreno. Los agentes son: agua corriente y lluvia, gravedad, viento, hielo, oleaje y algunos organismos; los procesos son: meteorización, remoción, transporte y depositación.

Donde los procesos de remoción, con o sin meteorización, son dominantes, se generan relieves denudativos o erosionales y donde predomina la depositación, se forman relieves de acumulación o deposicionales.

Cabe aclarar que un relieve actual puede estar sometido a unos procesos de alteración, que no necesariamente son los mismos que lo originaron; por ejemplo, el relieve desarrollado en un abanico aluvial que, en su origen es deposicional, hoy puede estar siendo sometido a procesos de erosión que lo están desgastando y convirtiendo en un relieve erosional.

Arias, citado por Jaramillo (2000), define una vertiente como aquella porción de territorio limitada por una divisoria de aguas en su parte superior y por un canal aluvial o por una llanura aluvial en su parte inferior. En términos generales, a lo largo de una vertiente se pueden diferenciar sectores que son sometidos a procesos diferentes de desarrollo del suelo. En las partes bajas de ella, se favorecen los procesos de acumulación de materiales (partículas sólidas, iones, compuestos químicos, agua), en tanto que en las partes intermedias y altas predominan los procesos de denudación y pérdidas. Los relieves deposicionales se desarrollan, principalmente, en las zonas bajas del terreno, mientras que en las altas se generan relieves erosionales; obviamente, este comportamiento general tiene gran cantidad de variaciones locales y puntuales, debidas a controles ejercidos por el grado, forma, longitud e irregularidad de la vertiente estudiada, así como por parte del tipo de materiales subsuperficiales que la componen. Los tipos de vertiente se diferencian

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teniendo en cuenta los siguientes atributos básicos: forma, gradiente y longitud.

Figura 1.4. Geometría de vertientes. L: lineal, V: convexa, C: cóncava, I: Forma simple colineal, II: Formas lineales en una dirección y curva en la otra. III: Formas más complejas son doblemente curvadas.

La forma de la vertiente se define con el aspecto que toma el perfil topográfico que se presente a lo largo de la máxima inclinación de ella. Se describen tres formas básicas: rectilínea, cóncava y convexa. Esta característica está muy relacionada con procesos de erosión – sedimentación y con condiciones de drenaje en los suelos. Con mucha frecuencia, el perfil de una vertiente es una combinación de varias de las formas básicas descritas. Esta propiedad controla, en buena medida, la escorrentía y la erosión hídrica acelerada del suelo; para su descripción se utilizan términos relativos como “larga” o “corta” para una determinada unidad fisiográfica; lo anterior implica que una vertiente considerada como larga en una determinada localidad, no necesariamente también es larga en otra localidad diferente. Aquellas vertientes más largas generarán mayor escorrentía y tendrán más altas probabilidades de producir erosión que las más cortas, bajo las mismas condiciones climáticas y litológicas.

Tanto el gradiente como la longitud de la vertiente influyen sobre las pérdidas de suelo por efecto de la escorrentía; entre mayores sean la longitud y el gradiente, mayor es la pérdida de suelo, ya que el agua de escorrentía adquiere mayor velocidad y energía y el tiempo de contacto del

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agua con el suelo es menor. Se reduce así la posibilidad de que el agua se infiltre en él.

El gradiente es la inclinación que presenta la superficie del terreno con respecto a un plano imaginario horizontal; generalmente, se expresa en porcentaje.

La forma de la vertiente, ver figura 1.4, tiene un gran efecto sobre la posibilidad que tiene el suelo de evacuar los excesos de agua que recibe. Las áreas que presentan superficies cóncavas no podrán remover aquellos excesos por escurrimiento superficial, debiéndose producir la eliminación de ellos a través del suelo o mediante la evaporación desde su superficie.

Figura 1.5. Componentes geomorfológicos de una vertiente.

El gradiente de la pendiente de la vertiente (Bs de la figura 1.5) facilita el transporte de partículas del suelo. La erosión tiende a ser más alta en los sitios convexos con pendientes empinadas que en sitios cóncavos con pendientes bajas. Los suelos ubicados en los hombros (Sh) de la vertiente tienden a ser poco profundos por la erosión, en cambio los suelos en el pie (Fs) y áreas distales (Ts) tienden a ser profundos debido a la depositación de material (Al).

El transporte del sedimento es diferente para cada tamaño de partícula de suelo. El transporte de partículas tamaño arena es más bajo, en relación con el transporte de partículas de arcilla y limos, el cual es más alto. Las partículas de arcilla que forman agregados con el humus y los óxidos de hierro aluminio son muy estables y son menos susceptibles a la suspensión y transporte.

En la figura 1.6 se presentan los diferentes tipos de suelo que se forman por la acción de la pendiente. En las áreas planas, parte distal y aluvial, el escurrimiento superficial del agua es lento o no se presenta. Queda el suelo sometido a encharcamientos y a largos períodos de saturación con agua,

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que pueden imprimirle características como colores grises, moteos, poco desarrollo estructural, pH relativamente alto (casi neutro) y contenidos altos de bases; también pueden presentarse problemas de toxicidad, con algunos elementos que se tornan muy solubles en condiciones reductoras, como el Fe+2 y el Mn+2 o con otros, que en esas condiciones forman compuestos tóxicos, como sulfuros.

Otro aspecto que se debe considerar en el análisis del relieve es la posición en que se encuentra el suelo en aquel. Los suelos que se ubican en las partes más bajas del relieve son los que reciben los materiales que se están perdiendo en las partes altas por lo que presentan un proceso permanente de enriquecimiento.

Figura 1.6. Secuencia hidrológica idealizada de suelos formados bajo diferentes influencias del relieve. Perfil 1 (cima) suelo bien drenado. Perfil 2 (hombro) suelo moderadamente bien drenado. Perfil 3 (pie) suelo pobremente drenado. Perfil 4 (distal) suelo muy pobremente drenado.

En los suelos de las partes bajas, se puede retardar el desarrollo del perfil pedogenético si el aporte de materiales es permanente y de magnitudes considerables. Además, en esas condiciones es más probable que se presenten suelos enterrados o suelos con intercalaciones de capas que generen contrastes granulométricos en el interior del suelo. Al contrario, en las posiciones altas del relieve es más probable la remoción de material alterado por procesos de erosión, lo que dificulta el desarrollo de suelos espesos y favorece la presencia de suelos superficiales, frecuentemente

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limitados en sus posibilidades de uso por la presencia de material lítico cercano a la superficie del terreno. También en estas condiciones y con la conjugación de otras circunstancias, como climas secos por ejemplo, es más probable encontrar suelos decapitados, es decir, que han perdido sus horizontes superficiales.

En condiciones de climas secos, además, el material erosionado en las partes altas se acumula en las depresiones, formándose depósitos espesos de materiales terrosos que ofrecen mejores posibilidades al desarrollo de la vegetación y al aporte de materia orgánica al suelo, debido a que tienen un mejor medio para el enraizamiento y una mayor capacidad de acumulación de agua que las áreas que ocupan las posiciones más altas.

Hugget (1975) y Pennock y otros (1987) relacionaron las formas del terreno y las propiedades del suelo con su génesis. Particularmente Hugget combinó las curvaturas de las pendientes vertical y horizontal para predecir las clases de drenaje del suelo. Encontró que, en general, la conductividad hidráulica decrece con la profundidad, así, el lavado de iones y partículas varía con la vertical de la profundidad del perfil y la horizontal del plano de la curvatura. El flujo de agua, que contiene iones disueltos y materiales en suspensión, los lleva a las partes bajas de la vertiente alcanzando el valle. Este autor encontró que la humedad decrece en el siguiente orden: hombros < falda < base < y elementos divergentes < elementos convergentes. Generalmente un incremento en la pendiente está relacionado con una reducción del: 1) lavado, 2) contenido de materia orgánica, 3) translocación de arcillas, 4) meteorización, 5) diferenciación de horizontes y 6) grosor del solum.

Los atributos topográficos y las cubiertas vegetales afectan la humedad del suelo ya que gobiernan la proporción de infiltración y la escorrentía superficial. Suelos con impedimento de infiltración y suelos desarrollados en pendientes muestran apreciable flujo lateral subsuperficial. En la parte superior de la pendiente, los suelos tienden a ser mejor drenados con una mesa de agua muy profunda, mientras que los suelos del respaldo de la vertiente y en la parte distal son pobremente drenados, con la mesa de agua cerca o en la superficie. En la figura 1.6 se presenta una secuencia idealizada de suelos desarrollados sobre el mismo material parental, en los cuales se observa una secuencia hidrológica que influye en el tipo de suelo que se desarrolla y que muestra diferentes procesos pedogenéticos asociada a fenómenos de oxido reducción. A medida que el drenaje se impide, los suelos van pasando de un color amarillo y rojo, condición oxidada del hierro, a colores grises y azules debido a la reducción de este catión metálico.

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1.2.4. Factor Material parental

El material parental del suelo está compuesto por aquellos materiales que le dan origen, ya sean los productos de la alteración de las rocas, los saprolitos o los sedimentos no consolidados de cualquier procedencia y composición o los depósitos orgánicos lacustres.

La identificación del material parental del suelo debe hacerse, en lo posible, en el campo pues en algunos mapas geológicos, por la escala en que fueron elaborados, no se representan algunos depósitos sedimentarios superficiales y de poco espesor que son propiamente el material parental de los suelos de la región que se estudia; en éstos casos se comete el error de tomar como material parental del suelo el material litológico subyacente, situación que puede llevar a graves errores de trabajo e interpretación, como es el caso de los depósitos de ceniza volcánica.

La naturaleza del material del parental tiene un gran efecto en las propiedades de los suelos. Las propiedades en las que ejerce una fuerte influencia son: la textura, la composición mineralógica, y el grado de estratificación. El suelo puede se puede formar directamente de la roca meteorizada en el sitio, del saprolito, o se puede desarrollar a partir de depósitos superficiales que pueden haber sido transportado por el hielo, el agua, el viento o la gravedad. Estos depósitos se originan inicialmente de la denudación y la erosión geológica de rocas meteorizadas. El material consolidado, la roca, no es estrictamente el material parental del suelo, pero es una fuente de material después que algún proceso físico y/o reacción química haya tenido lugar. Las composiciones químicas y mineralógicas del material parental determinan la efectividad de la meteorización. Durante las fases tempranas de formación de la suelo, la desintegración de la roca puede limitar la proporción y profundidad de desarrollo de la suelo. La infiltración de agua es controlada, en gran medida, por la textura del material parental. Además, tiene una marcada influencia en el tipo de minerales arcillosos del perfil del suelo.

La composición y tipo del material rocoso es responsable del desarrollo de diferentes tipos de saprolitos, y a su vez, de diferentes tipos de suelos. En general, altos contenidos de calcio y magnesio y bajos contenidos de silicio en las rocas, produce suelos con alta saturación de bases, bien estructurados y menos propensos a la erosión.

Como se mencionó, los materiales parentales del suelo pueden provenir de las rocas de la corteza terrestre; estas rocas se originan mediante los procesos globales. Inicialmente se parte de un magma, es decir, un material

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fundido en el cual están presentes los elementos que luego van a formar los diferentes minerales que harán parte fundamental de las rocas ígneas.

Una vez formadas las rocas ígneas, pueden ser sometidas a dos procesos fundamentales: Erosión o Metamorfismo (altas presiones y/o temperaturas). Con el primero se llegan a producir depósitos de sedimentos y con el segundo se forman, en consecuencia, las rocas metamórficas; éstas también pueden sufrir procesos de erosión, con la consiguiente formación de sedimentos; todos los sedimentos pueden ser sometidos a diagénesis o litificación (compactación, cementación, etc.) y dar origen a las rocas sedimentarias, que también estarán sujetas a procesos de metamorfismo o de erosión, produciéndose los resultados ya descritos.

Los sedimentos también pueden sufrir procesos de erosión; se reciclan en nuevos depósitos hasta llegar a tener una situación estable que les permite formar las rocas sedimentarias correspondientes. Finalmente, todas las rocas pueden ser sometidas a procesos que las llevan nuevamente a fundirse a grandes profundidades y a retornar al estado de magma.

Cuadro 1.5. Clasificación de las partículas y fragmentos líticos que componen los sedimentos no consolidados según el SSDS (1993).

Fragmentos o partícula Tamaño (mm) Bloque > 600 Piedra 600 – 250 Grava 250 – 75 Gravilla 75 – 2

Arena muy gruesa 2 – 1 Arena gruesa 1 – 0.5 Arena media 0.5 – 0.25 Arena fina 0.25 – 0.1

Arena muy fina 0.1 – 0.05 Limo 0.05 – 0.002 Arcilla < 0.002

Los sedimentos no consolidados, como materiales parentales de los suelos, llegan a ser los más importantes en algunas regiones del mundo, debido al área que ocupan, como es el caso de Colombia (Malagón, 1990). El criterio de clasificación más utilizado para estos materiales es el tamaño de los fragmentos que los componen y, de acuerdo a este criterio, se clasifican, según el Soil Survey División Staff (1993), como se muestra en el cuadro 1.5.

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Los sedimentos no consolidados también se pueden clasificar con base en su origen, el cual implica el agente que transportó los materiales; da una idea del tamaño de los sedimentos acumulados y de la homogeneidad granulométrica del depósito originado; según estos criterios los diferentes sedimentos pueden clasificarse como se muestra en el cuadro 1.6.

Cuadro 1.6. Origen y algunas características de depósitos sedimentarios importantes como material parental del suelo según el agente de transporte (Jaramillo, 2000).

Agente Tipo Sorteamiento* Granulometría** Geoformas asociadas***

Lacustre

Muy alto

Fina

Planicie lacustre, cubetas, basines.

Aluvial

Alto

Variable

Abanico aluvial, llanura aluvial de río meándrico.

Bajo

Mezclada

Terrazas y llanura aluvial de río trenzado.

Marino Alto Gruesa Playas, barras, flechas.

Agua

Torrencial

Bajo

Mezclada

Flujos, coladas, lahares, abanico torrencial.

Agua y gravedad

Coluvial Alto Variable Coluvios, conos de detritos.

Gravedad y agua

Eólico

Alto

Gruesa Dunas, mantos de arena.

Viento

Variable Mantos de ceniza y lapilli.

*: Se refiere a la homogeneidad en el tamaño de las partículas en el sedimento: Alto = Homométrico, Bajo = Heterométrico. **: Se dice variable cuando el tamaño de los sedimentos no es homogéneo en todo el depósito, sino que varía según la posición dentro de él. ***: Para las definiciones de los términos utilizados consultar Villota (1991).

El viento mueve fragmentos de roca por procesos de rodamiento, saltación y dispersión eólica. El transporte depende del tamaño de las partículas, es diferente para arcillas, para limos y para arenas. Por ejemplo, las dunas se forman por transporte aéreo de arenas en las costas y en áreas desérticas. Los loes son materiales finos que tienen origen eólico y son muy comunes en zonas templadas y cubren gran parte de territorios de Estados Unidos, China, Argentina y otras regiones del mundo. Mineralógicamente se ha

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visto que el loes tienen cuarzo, aunque predominan feldespatos, micas y piroxenos. Los suelos desarrollados en condiciones húmedas sobre estos materiales son muy fértiles pero susceptibles a la erosión.

El transporte por agua produce depósitos aluviales, terrazas y pies de vertientes. Durante el transporte los materiales son seleccionados por tamaño y densidad y sus aristas son redondeadas, por lo que los materiales son de superficies suaves y redondeadas (cantos rodados). Los materiales de mayor tamaño son movidos por rodamiento o son levantados por la turbulencia del agua. Las partículas más pequeñas son transportadas en suspensión. Los materiales coloidales podrían no depositarse y ser transportados por la corriente y llevas finalmente al mar, donde floculan y forman distintos tipos de depósitos.

Los depósitos aluviales son distribuidos a lo largo de los bordes de las corrientes de agua, de una forma tal que son estratificados y las partículas arenosas son ubicadas cerca al cause de la corriente y los materiales limos y arcillosos son depositados en sitios más apartados de este. Las terrazas son desarrolladas en las partes más distales de la vertiente y son cortadas por canales profundos. Se pueden encontrar varias terrazas a lo largo de la corriente de agua. Las corrientes fluyen desde las colinas y montañas a los valles y depositan sus sedimentos en abanicos. Estos abanicos aluviales son, generalmente, bien drenados formados por materiales de texturas gruesas, principalmente arenas y gravas. El decrecimiento de la velocidad de la corriente permite la sedimentación de los materiales en suspensión y favorece la formación de deltas, los cuales son muy pobremente drenados, éstos son ricos en nutrientes comparados con las terrazas y abanicos que son mas pobres en ellos.

Cuadro 1.7. Clasificación de algunas rocas piroclásticas, según Fisher y Schminke (1984).

Roca Nombre partículas Tamaño piroclastos (mm)* Aglomerado o

Brecha volcánicos Bombas y bloques Mayor de 64

Roca de lapilli Lapilli 64 – 2 Toba Ceniza Menor de 2

*Tomados de Wolff y Sumner (2000).

Se consideran como sedimentos no consolidados los materiales piroclásticos sueltos, los cuales se clasifican de acuerdo con su tamaño, como se presentó en el cuadro 1.7. Estos sedimentos si son finos, son conocidos como ceniza volcánica, y son los materiales parentales de una clase importante de suelos (Andisoles).

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La ceniza volcánica le confiere a los suelos que se forman sobre este material parental características únicas que no se observan en otros suelos formados sobre materiales parentales diferentes. Estos suelos son clasificados como Andisoles para la Soil Taxonomy (USDA, 1988; SSS, 1993, 1994) o como Andosoles para el Sistema FAO (FAO, UNESCO, 1988). Son suelos relativamente jóvenes con unas propiedades únicas que los distinguen. Lo anterior hace que se encuentran asociados a las zonas volcánicas del mundo, en un amplio rango de climas, latitudes y altitudes. Los únicos requisitos para que se formen son: suficiente lluvia para una rápida meteorización de las tefras, producción y acumulación de materia orgánica y un buen drenaje.

El área total de los Andisoles en el mundo es estimada en unas 124 millones de hectáreas. El 80% es potencialmente utilizable para cultivos; lo que representa el 2% de las tierras cultivables del mundo. Más de la mitad de esta área está en el trópico. En Colombia los Andisoles ocupan una extensión del 11.6% del área del territorio del país (Malagón y otros. 1992).

Ceniza volcánica se refiere colectivamente a la eyección volcánica o tefra, que incluye caída de piroclastos y flujos de materiales, como pomex y escorias (o cinders). Todos los materiales son dominados por vidrio volcánico y fragmentos de matriz (Flórez, 2004), los cuales muestran una menor resistencia a la meteorización química y de aquí su importancia como material parental. El tamaño de partícula fina, la naturaleza vidriosa de las partículas, y la alta porosidad y permeabilidad de la ceniza volcánica aumentan su meteorización e interacción con el ambiente del suelo. Su rápida meteorización contribuye a la formación de un único arreglo coloidal y a propiedades físicas y químicas que definen el orden Andisol.

Una característica que distingue a los suelos derivados de ceniza volcánica es la ocurrencia de minerales no cristalinos que incluyen: alofana, imogolita, ópalo y ferrihidrita. La formación preferencial en el suelo, de estos minerales no cristalinos sucede, en parte, por la rápida meteorización del vidrio volcánico y fragmentos de matriz, los cuales muestran menos resistencia a la meteorización química que otros minerales cristalinos. La rápida meteorización libera sus iones constitutivos a una velocidad mayor de la que se necesita para la formación de minerales cristalinos. Como resultado, la solución del suelo se sobresatura con respecto a varios sólidos minerales pobremente ordenados. Las altas cinéticas de precipitación favorecen la formación de estas fases metaestables. Con el paso del tiempo, el vidrio volcánico y los fragmentos de matriz son consumidos y las actividades de sus iones en la solución del suelo, productos de la meteorización, disminuyen. Esto conlleva a la transformación de fases

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sólidas metaestables, pobremente ordenadas, a formas más estables de minerales cristalinos. Un segundo factor que contribuye a la relativa ausencia de minerales cristalinos en la fracción arcilla, es que el material parental, la ceniza volcánica, contiene pocos minerales precursores (clorita, micas) que pueden meteorizar directamente a minerales 2:1 y 1:1. Esta deficiencia de filosilicatos cristalinos puede impedir una futura formación de arcillas cristalinas debido a la carencia de un modelo que sirva para facilitar la precipitación de capas de filosilicatos en la solución del suelo. Por lo tanto, la formación de materiales no cristalinos puede estar directamente ligada a la única propiedad de ceniza volcánica como material parental.

La composición mineralógica de la fracción coloidal de los suelos derivados de ceniza volcánica varía ampliamente dependiendo de: 1) propiedades químicas mineralógicas y físicas del material parental, 2) ambiente de meteorización después de que se deposita la ceniza y 3) la escena de formación del suelo. La composición química, mineralógica y textura del material parental determinan la fase de meteorización química, la cantidad y distribución de reactantes para la síntesis de minerales secundarios, y el pH a través de su influencia en el estatus de bases del suelo. Al ambiente de meteorización post-deposición está determinado por las interacciones entre la temperatura del suelo, la precipitación y lavado, efectos del drenaje, acumulación de materia orgánica, adición de depósitos de ceniza y del pH del ambiente de meteorización. La escena de formación de suelo se relaciona a la longitud del tiempo de meteorización que ha procedido en un depósito dado. Cuando la meteorización sucede en un suelo bien drenado, su perfil pasa de un alto a un bajo contenido de sílice, debido a que las reacciones de meteorización consumen el vidrio volcánico del material parental y el Si es lavado del perfil. Es posible que este Si precipite formando ópalo, si la solución se concentra con relación al Si. (Shoji y otros, 1993).

El tamaño de partícula fina, la naturaleza vidriosa de las partículas, y la alta porosidad y permeabilidad de la ceniza volcánica aumenta su meteorización e interacción con el ambiente del suelo. Su rápida meteorización contribuye a la formación de un único arreglo coloidal y a propiedades físicas y químicas que de los Andisoles.

La caracterización y clasificación de la ceniza volcánica se ha hecho comúnmente, con base en la composición mineralógica. Pero se han encontrado significativas diferencias entre la clasificación mineralógica y la composición química. Debido a la dificultad de clasificar las cenizas basándose en la composición mineralógica, se ha propuesto clasificar

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basándose en el contenido de silicio total como: riolita, dacita, andesita, basáltica-andesita, y basalto.

La clasificación basada en la concentración de silicio está sustentada en la estrecha correlación con la concentración de todos los elementos mayores y muchos elementos menores.

1.2.5. Factor Tiempo

En general, los suelos adquieren sus propiedades a lo largo de un periodo de tiempo, medido en cientos y miles de años (Yaalon, 1983). La morfología del suelo o sus características diagnósticas cambian a diferentes tasas. Las propiedades del suelo se pueden agrupar en aquellas que llegan rápidamente a un estado estable (< 103 años) y las que llegan a este estado mas lentamente (>103 años). La acumulación de materia orgánica en un horizonte superficial y las caras de fricción en un suelo con arcillas expansivas son ejemplos de las primeras, mientras que la acumulación de arcilla iluvial o formación de un horizonte óxico son ejemplos de las segundas. Frecuentemente la tasa inicial de cambio puede ser más rápida, pero gradualmente el cambio con el tiempo se hace asintótico. Así, el factor tiempo puede estar poco expresado cuando se llega a esta situación de cambio imperceptible.

El tiempo actúa en la formación del suelo de dos maneras: 1) los valores de las variables que caracterizan a los factores formadores del suelo pueden cambiar con el tiempo, por ejemplo un cambio climático o un nuevo material parental, 2) la magnitud o grado de un proceso pedogenético depende del tiempo que ha operado. De esta forma, la edad del suelo se limita al tiempo durante el cual han actuado los procesos pedogenéticos en él. Así, se tiene que suelos monogenéticos son aquellos que se han formado bajo uno conjunto de valores de un solo factor por un cierto periodo de tiempo. Suelos que se han formado bajo más de uno grupo de factores se llama poligenéticos.

Para definir la edad del suelo se debe tener en cuenta situaciones como: 1) la edad de las rocas que corresponde a la edad del período durante el cual se formaron, generalmente el Terciario o anterior a éste, 2) la edad del material parental: si éste es el saprolito de una roca, su edad es mucho menor que la de la roca original; si es un sedimento, su edad corresponde a la edad del depósito y generalmente es posterior al período Terciario; en cualesquiera de los dos casos, la edad del suelo es menor o, a lo sumo, teóricamente, igual a la del material parental, 3) la edad del relieve: la geoforma en la cual se está desarrollando el suelo, en general, tiene una mayor edad que la del suelo, aunque según criterio de Porta y otros (1994)

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que ubican el tiempo cero de la pedogénesis en el momento en el cual se formó la superficie geomorfológica sobre la que está evolucionando ese suelo, suelo y geoforma tendrían la misma edad. Jaramillo (2000) considera que se pueden tener geoformas más jóvenes que los suelos que hay en ellas, como por ejemplo en el caso de procesos de degradación que actúan en un determinado relieve afectando los suelos que ya están en él y que están produciendo nuevas geoformas sobre ellos: el carcavamiento en colinas o en partes distales de abanicos aluviales grandes produce cambios en el relieve que son sobre impuestos a los suelos que ya estaban ahí. Pedológicamente, edad y grado de evolución no tienen en mismo significado. No necesariamente aquel suelo que tiene más edad (años), tiene más desarrollo.

El suelo se origina por una serie de procesos y cada uno de ellos se desarrolla a diferente velocidad. Como consecuencia las propiedades del suelo, que son el resultado de la actuación de los procesos, se manifestaran un modo desigual en el tiempo.

La velocidad de formación de un suelo es extraordinariamente lenta, para la escala humana y muy rápida en la escala geológica, y depende del tipo de factores formadores de cada suelo. Así, los suelos se desarrollaran más fácilmente sobre materiales parentales sueltos e inestables que sobre rocas duras y constituidas por minerales estables. También es lógico esperar una más rápida formación en los climas húmedos y cálidos que en climas secos y fríos. Por ello la velocidad de formación del suelo es muy variable, en la bibliografía se pueden encontrar valores desde 1 mm/año hasta 0,001 mm/año, dependiendo del tipo de suelos. Es de resaltar como la velocidad de formación del suelo decrece drásticamente con la edad, ya que en un principio el material edáfico evoluciona hacia la formación de un horizonte A, de alteración de materia orgánica, y una vez formado éste, el suelo se desarrolla originando horizontes B, de alteración mineral, de mucho más lento desarrollo.

La antigüedad de un suelo puede valorarse de manera indirecta por la edad de la superficie geomorfológica sobre la que se desarrolla. Las superficies pueden estar datadas por métodos geológicos pero también se puede evaluar que superficie es más antigua que otra dada en base a criterios de campo.

En los estudios de suelos es interesante valorar su antigüedad relativa, aunque sería mejor, calcular la edad absoluta, pero esta datación es muy difícil y costosa de realizar. Los suelos se ordenan en una secuencia de edad creciente y se analiza como han ido cambiando con el tiempo su tipología y

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sus propiedades. De todos los tipos de cronosecuencias, son sin duda las desarrolladas en terrazas aluviales las más universalmente investigadas. Desde el punto de vista edáfico la propiedad más interesante de las terrazas aluviales es que, en condiciones normales, presentan una clara correlación entre la cota de la terraza y su edad, de manera que la terraza más alta es la más antigua y al descender son cada vez más jóvenes, hasta llegar a la terraza inmediatamente próxima al cauce, que será la de formación más reciente. La diferente evolución de cada suelo, así como el grado de desarrollo de sus propiedades está regulada exclusivamente por el factor tiempo.

En la figura 1.7 se idealiza el comportamiento de una serie de propiedades en función del tiempo.

Figura 1. 7. Comportamiento de algunas de las propiedades del suelo en el tiempo (explicación en el texto).

Unas propiedades van aumentando su grado de desarrollo (líneas A, C y D de la figura 1.7) mientras que otras tienen un comportamiento inverso (B), pero todas ellas llegan a alcanzar un estado a partir del cual no experimentan variaciones observables con el tiempo (las curvas se vuelven paralelas al eje horizontal, líneas A', B', C' y D'), alcanzando cada una este estado de equilibrio a una edad diferente (edad 1, 2, 3 y 4). Cuando todas las propiedades se encuentran en esta situación se dice que el suelo está en estado clímax o estado estacionario (punto D´, tiempo 4). El tiempo

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necesario para alcanzar esta etapa de madurez varía con cada tipo de suelo, según los procesos que en su formación hayan tenido lugar.

Algunos autores cuestionan esta teoría del estado estacionario y creen que el suelo siempre está evolucionando. De cualquier forma parece claro que en sus etapas finales el suelo evoluciona tan lentamente que se puede considerar sus cambios como poco significativos.

Unas propiedades alcanzan rápidamente su equilibrio, en sólo algunos cientos de años (por ejemplo, contenido en materia orgánica y lavado de los carbonatos), mientras que otras son de desarrollo mucho más lento, requiriendo del orden de muchas decenas de miles de años, por ejemplo, la translocación de arcilla. En consecuencia los distintos horizontes que componen los suelos necesitan de tiempos muy distintos para su formación, como se muestra en la figura 1.8; el horizonte A es el de más rápida formación, mientras que el horizonte óxico necesita hasta un millón de años para manifestarse totalmente.

Figura 1.8. Esquema mostrando la variación en tiempo para que varios tipos de horizontes alcancen el estado estable (Birkeland, 1978)

Para aquellos suelos que se forman en menos de algunas decenas de miles de años, generalmente es el Holoceno, se habla de ciclo corto, mientras que los que requieren de muchas decenas de miles hasta cientos de miles de años se habla de ciclo largo.

El tiempo requerido por los diferentes rasgos pedológicos para manifestarse es muy variable y depende del rasgo específico que se trate; por ejemplo, Buol y otros (1997) reportan que la formación del solum de un

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Oxisol con 1 m de espesor, en África, puede gastar 75000 años, en cambio, el endurecimiento de arcilla para formar laterita, después de su exposición al aire, demanda sólo alrededor de 35 años.

En muchas ocasiones no se conoce la edad exacta del suelo que se estudia, pero puede establecerse una secuencia temporal de suelos con apoyo de la geomorfología. Ésta ayuda a la realización de interpretaciones acerca del efecto que ha tenido el tiempo sobre su desarrollo y sus propiedades.

En los estudios de suelos es interesante valorar su antigüedad relativa, aunque se desearía calcular la edad absoluta. Los suelos se ordenan en una secuencia de edad creciente y se analiza como han ido cambiando con el tiempo sus propiedades.

De todos los tipos de cronosecuencias, las desarrolladas en terrazas fluviales son las más universalmente investigadas. Desde el punto de vista edáfico la propiedad más interesante de las terrazas fluviales es que, en condiciones normales, presentan una clara correlación entre la cota de la terraza y su edad, de manera que la terraza más alta es la más antigua y al descender son cada vez más jóvenes, hasta llegar a la terraza inmediatamente próxima al cauce, que será la de formación más reciente. La diferente evolución de cada suelo, así como el grado de desarrollo de sus propiedades está regulada exclusivamente por el factor tiempo.

En la Figura 1.9 se muestra el desarrollo de un suelo hipotético en el tiempo. El material parental que podría ser un material poco alterado de una roca, después de la meteorización de la roca y la acumulación de materia orgánica en la superficie se desarrolla un horizonte A, debido a los procesos de descomposición y mineralización. Después de formase el horizonte A, se forma lentamente el horizonte B de alteración con desarrollo de color y estructura (Bw), con incrementos en el contenido de arcilla en un proceso constante de transformación de los minerales primarios en secundarios. En un ambiente húmedo, de la parte superior del perfil del suelo migran hacia abajo arcillas y/o material orgánica y se forma en el perfil un horizonte de eluviación (horizonte E). El material acumulado se concentra en un horizonte inferior del E, el horizonte iluvial llamado, en este caso el horizonte de Bt si es arcilla o Bh si se concentra humus.

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Figura 1.9. Génesis de los horizontes del suelo en función de tiempo (Bw: desarrollo color, estructura, Cr: saprolito, Bt: iluviación de arcillas).

1.3. Los Procesos Pedogenéticos.

En los apartados anteriores se describe cómo el material parental se transforma en suelo por la acción del clima, de los organismos, del relieve, y del tiempo, y se han analizado, brevemente, los cambios producidos en la secuencia roca – saprolito - suelo. Se estudiarán, ahora, los procesos que se desarrollan durante esta transformación y muy especialmente se pondrá atención a las huellas que la actuación de estos procesos deja en el perfil del suelo.

En la formación del suelo intervienen un conjunto de procesos muy heterogéneos y en ocasiones no totalmente esclarecidos. En síntesis, la formación de un suelo se reproduce en la figura 1.10.

La formación del suelo tiene lugar como consecuencia de la actuación de los cinco factores formadores, ya descritos, y en ella, desde el punto de vista didáctico, se pueden distinguir dos etapas: la etapa inicial que representa la diferenciación de los constituyentes del suelo y una etapa final en la que los constituyentes se reorganizan y evolucionan para formar el suelo.

La etapa inicial comienza con la transformación de los minerales presentes en el material parental y de los restos de los organismos que poco a poco lo han ido colonizándolo. La desagregación del material facilitará la circulación del aire y del agua, y también favorecerá la actividad biótica, todo lo cual conducirá a la subsiguiente alteración química del material.

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Figura 1.10. Perfil idealizado de un suelo con algunos de sus procesos.

Los minerales originales, dependiendo de su estabilidad, se alteran en mayor o menor medida, quedando en el suelo más o menos transformados. Los iones liberados en la alteración mineral pasarán a la solución del suelo formando geles o se recombinarán para dar lugar a nuevos minerales.

Por otra parte, los vegetales y animales sufren al morir intensas transformaciones químicas, desarrollándose un nuevo material orgánico que evoluciona para alcanzar un equilibrio en las condiciones edáficas, llamado humus. Durante estos procesos de transformación del material orgánico se desprenderán compuestos sencillos que irán a la solución del suelo, igualmente, pueden desprender, como consecuencia de estas reacciones, determinados gases, además de vapor de agua.

Todos los constituyentes formados o liberados en la etapa inicial (minerales, humus, geles, gases, y solución del suelo) sufren una serie de procesos de mezcla y diferenciaciones que evolucionan in situ y conducen a la formación de la estructura del suelo. Si son arrastrados y depositados en otros sitios, dan lugar a los sedimentos que posteriormente darán origen a otro tipo suelo

Rode (1961), en la revisión que hace desde 1882 hasta 1946 sobre procesos formadores y evolución del suelo, considera que el suelo es un sistema dinámico donde constantemente ocurren una serie de cambios en su composición, propiedades y condición energética; denomina a la

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combinación de estos cambios, procesos de formación de suelos. Este autor llega a la conclusión de que los suelos evolucionan con el tiempo por acción de los procesos de formación, cuya tendencia y carácter están determinados por los factores de formación. Numerosos autores, en diferentes épocas, han realizado investigaciones para determinar o comprobar la ocurrencia de procesos pedogenéticos particulares (Ahmad, 1983; Anderson y otros, 1982; Bravard y Righi, 1989; Kemp, 1987; Muir, 1961; Muir y Logan, 1982; Ranger y otros 1991; Wang y otros, 1991; Wilding y otros, 1983; Yaalon, 1975).

En cuanto a la definición de procesos de formación de suelo, Buol y otros (1981) indican que constituyen un complejo o una secuencia de sucesos que incluyen, tanto reacciones complicadas como redisposiciones relativamente simples de la materia, que afectan íntimamente al suelo en el que se producen. Malagón (1979) considera que los procesos de formación son fenómenos dinámicos que se llevan a cabo en el medio y que determinan la morfología del perfil en un momento dado.

Al concebir al suelo como cuerpo natural, con estructura interna y características definidas, sus límites laterales deben ser otros cuerpos de suelos y sus límites superior e inferior son la atmósfera y el regolito, respectivamente. Considerando además, que los procesos pueden provocar cambios de tipo estructural, debería existir una manera de determinar en su morfología la ocurrencia o no de procesos, sean observables o no. Según lo anterior, Rondón y Elizalde (1992) proponen la siguiente definición de proceso pedogenético: es toda acción que se produce en el cuerpo natural suelo como un todo, o en alguno de sus componentes, por intercambios de materia y energía entre sus propios componentes y con su medio ambiente (determinado por sus límites) y que, con el tiempo, genera cambios en la composición, en las propiedades físicas, químicas, biológicas, mineralógicas y/o estructurales, que pueden ser observados y/o medidos in situ o, en algunos casos, en muestras aisladas.

1.3.1. Clasificación de los procesos pedogenéticos.

Varios investigadores, entre ellos Dijkerman (1974), Huggett (1975), Malagón (1979), Buol y otros (1981), Arnold (1983); señalan que Simonson (1968) introdujo los conceptos de ganancias, pérdidas, translocaciones y transformaciones, como procesos pedogenéticos generales, a los cuales se asocia un conjunto de procesos específicos.

Para Pedro (1983) toda evolución pedológica consiste esencialmente de fenómenos que corresponden a la meteorización de minerales primarios, la liberación de varios elementos y sus posibles recombinaciones para formar

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nuevos constituyentes estables y minerales. También incluye fenómenos que se producen durante o después de la meteorización, relacionados con el arreglo de los constituyentes del suelo, su organización y redistribución en horizontes pedológicos (pedogénesis).

En la definición de microagregados, macroagregados y terrones que manejan Rondón y Elizalde (1992), se entiende que las especies agregadas son producto de la pedogénesis que ha conducido a una reorganización del esqueleto y del plasma, donde ambos se han ido alterando, e interactuado, por la acción de los factores de formación. Por otra parte, Huggett (1975) concibe al suelo como un sistema formado por tres subsistemas: a) Subsistema esqueleto; partículas grandes, estables e inmóviles; básicamente, minerales y materia orgánica poco descompuesta, b) Subsistema plasma; material formado por partículas minerales muy pequeñas y relativamente móviles y c) Subsistema solución del suelo móvil e inestable. El autor explica que el flujo de sólidos, coloides y solutos en y a través del paisaje, ocurre de una manera organizada con procesos de entradas, salidas y almacenamientos, en un arreglo de los tres subsistemas. En el establecimiento de los modelos considerados, ninguno de los autores anteriores se refiere específicamente al proceso de agregación; sin embargo el suelo mismo en su morfología evidencia la ocurrencia de este proceso y numerosos autores han postulado mecanismos para explicarlo (Edwards y Bremner, 1967a, b; Desphande y otros, 1968; Tabatabay y Hanway, 1968; Greenland, 1965, 1967, 1971, 1979; Hamblin y Davies, 1977; Rotini, 1977; Hamblin y Greeland, 1977; Harter, 1977; Kemper, y otros 1987).

1.3.1.1. Esquema general.

En la propuesta de Jenny (1941) se describe cómo la roca se transforma en suelo por la acción del clima, de los organismos, del relieve, y del tiempo. Se analizarán, ahora, los procesos que se desarrollan durante esta transformación y, muy especialmente, se pondrá de manifiesto las características y propiedades que la actuación de estos procesos deja en el perfil del suelo, conocida como la morfología del perfil del suelo.

En la formación del suelo intervienen un conjunto de procesos muy heterogéneos y en ocasiones no totalmente conocidos. Esta complejidad se desprende, entre otras, de la posición del suelo en el paisaje y en su naturaleza. Efectivamente, como se esquematiza en la siguiente figura 1.11, el suelo está sometido a las leyes de la litosfera, hidrosfera, biosfera y atmósfera. En síntesis, los principales aspectos de la formación de un suelo se consignan en la figura 1.12.

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Figura 1.11. La Pedosfera resulta de la interacción de las Geosfera, Hidrosfera y Atmósfera. Hace parte del sistema superficial terrestre y abarca a todas aquellas estructuras naturales que la componen e interactúan en la superficie terrestre.

Figura 1.12. Diferentes procesos en el perfil del suelo. Explicación en el texto.

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El perfil del suelo es una zona activa de mezcla de materia orgánica viva y muerta, de gases, de agua, de iones y de minerales provenientes de la meteorización de la roca. La química de la pedogénesis está regida por la energía solar directamente y, a través de la fotosíntesis y de la energía gravitacional mediante el movimiento del agua en el perfil. El agua actúa como medio para que sucedan las reacciones y para transportar los reactivos y productos de ellas. La meteorización actúa como un sumidero de la acidez producida por la contaminación difusa, por la actividad respirativa de los microorganismos y por la descomposición de los restos orgánicos.; los productos de la reacción pueden acumularse en el perfil o salir de él. Los compuestos reducidos del carbono sirven como ligandos de complejación y pueden movilizar cationes, que en otros casos son inmóviles (Chadwick y Chorover, 2001).

Los minerales de las rocas originales, dependiendo de su estabilidad, se alteran en mayor o menor medida, permaneciendo en el suelo más o menos transformados. Los iones liberados en la alteración mineral pasarán a la solución del suelo formando geles o se recombinarán para dar lugar a nuevos minerales, siguiendo aproximadamente la secuencia presentada en el cuadro 1.8

Cuadro 1.8. Secuencia de estabilidad mineral de Jackson y Sherman (1953). A mayor valor numérico mayor es la estabilidad del mineral en el suelo.

Secuencia Mineral 1 Yeso, halita 2 Calcita, dolomita, aragonito 3 Olivino, hornblenda, diopsida, etc. 4 Biotita, glauconita, clorita, antigorita. 5 Albita, anortita, microclina. 6 Cuarzo 7 Ilita, muscovita, sericita. 8 Mica hidratada intermedia 9 Montmorillonita, beidelita. 10 Caolinita, haloisita 11 Gibsita, boemita. 12 Hematita, goetita. 13 Anatasa, rutilo, ilmenita, corundum

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1.3.1.2. Procesos básicos.

Los vegetales y animales sufren al morir intensas transformaciones químicas en el suelo, desarrollándose un nuevo material orgánico llamado humus, que evoluciona hasta alcanzar un equilibrio en las condiciones edáficas. Durante estos procesos de transformación del material orgánico se formarán otros compuestos sencillos que irán a hacer parte de la solución del suelo, confiriéndole a ésta una gran capacidad reductora, igualmente se pueden desprender determinados gases como consecuencia de estas reacciones.

No debe suponerse que el suelo se forma por la acción de un proceso específico, son varios los procesos que actúan simultáneamente para formar un perfil de suelo. La formación del suelo según Simonsons (1959) comprende la acción combinada de efectos de adición a la superficie del suelo, transformaciones dentro del mismo, transferencias ascendentes, descendentes y oblicuas dentro del perfil, y remociones del perfil del suelo, ver Figura 1.13. Para un suelo dado, la importancia relativa de estos procesos varía y el resultado es la diversidad de suelos que resultan en un paisaje dado. La adición más importante que se hace a los suelos es la de la materia orgánica asociada a la vegetación, siguen en importancia las cantidades de iones y partículas que llegan al suelo mediante la acción de las lluvias y del viento. Las transformaciones incluyen la cantidad de compuestos orgánicos que se forman durante la descomposición de la materia orgánica, la meteorización de los minerales primarios y la síntesis de minerales secundarios y otros productos. Las transferencias generalmente involucran el movimiento de iones y sustancias con el agua que se mueve dentro del suelo. Las sustancias solubles se movilizan con el agua del suelo a menos que cambien las condiciones o se deshidrate, causando una precipitación de estos iones, pasando a formar nuevos compuestos en el suelo. El ascenso capilar del agua, por un estrés hídrico, puede causar un ascenso de sales a la superficie del suelo. Finalmente, cuando el agua se mueve a través del perfil del suelo, puede remover sustancias de éste y llevarlas a las aguas de drenaje.

Los procesos de formación de suelos han sido relacionados, inicialmente, a grandes grupos de suelos por medio de nombres como Podzol, Latosol, Solontchak. Para Simonsons (1991) se deben dar cambios para adaptarse a las nuevas aproximaciones que definen al suelo como un continuo con un número de propiedades en común. De esta forma, la génesis del suelo debe ser considerada como el solapamiento de dos etapas, la constitución del material parental y la diferenciación de horizontes en el perfil, concebida ésta como la acción de adiciones, transformaciones, transferencias y

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remociones dentro del sistema suelo; de tal forma que las teorías sobre la génesis de suelos reflejen el conocimiento que se tiene en la Ciencia del Suelo.

Figura 1.13. Procesos de Formación del suelo: transformación, translocación, adición y pérdida, definidos por Simonson (1959), y sus acciones en la formación del suelo.

Los complejos procesos de formación del suelo, presentados en la figura 1.12, Simonson (1959) los redujo a cuatro: Adiciones, Transformaciones, Transferencias y Pérdidas de materiales. Estos pueden reducirse a sólo tres procesos: meteorización física, alteración química y translocación de sustancias esquematizados en la figura 1.13. Estos procesos afectan tanto a la parte mineral como a la parte orgánica del suelo y constituyen lo que tradicionalmente se denomina como los procesos básicos o generales en la formación del suelo ya que actúan siempre en la formación de ellos. Rondón y Elizalde (1992) consideran la formación de agregados como el proceso culminante de la formación del suelo, ya que, cuando se forma la estructura, se dice que existe un horizonte pedogenético de transformación (Bw) en el perfil que lo diferencia del material parental o saprolito. Una de

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las diferencias entre un horizonte Bw y el saprolito Cr radica que, en el primero se han formado agregados y se ha generado color.

1.3.1.2.1. Meteorización física.

La meteorización física consiste en un progresivo aumento de superficie específica de las rocas por un fraccionamiento que tiene diferentes orígenes, causados por cambios de temperatura, de presión o de volumen.

La actuación del proceso de fragmentación o desagregación física del material original se puede poner de manifiesto directamente en el perfil del suelo, simplemente observando como en la base de los perfiles se presentan las rocas fragmentadas en numerosos bloques de diverso tamaño. También se demuestra claramente la actuación de este proceso observando el suelo con ayuda de la lupa, los fragmentos de rocas se encuentran en el suelo intensamente fracturado. Esta fragmentación se origina por numerosas causas: insolación, congelación, dilatación y contracción, acción biótica, alteración química.

Insolación. Las radiaciones solares calientan de un modo desigual a las rocas, dando por resultado que el material está sometido a intensas presiones debidas a la dilatación térmica diferencial. Cada capa soporta una temperatura diferente. La superficie se calienta más que las capas interiores y además se enfría más rápidamente con los cambios nocturnos. Además, cada mineral se calienta de distinta manera, dependiendo de sus coeficientes de absorción y dilatación; por ejemplo los minerales oscuros se calentarán en mayor medida que los de colores claros, y se dilataron de manera de diferente, ello está en función de la temperatura alcanzada y de su coeficiente de dilatación. Todo ello crea fuertes presiones diferenciales.

Congelación. El agua penetra en los poros y al congelarse aumenta de volumen y fragmenta a las rocas dejando tamaños menores de ésta expuestos a la acción de los agentes meteorizantes.

Efecto de liberación de presión. Las rocas se han formado normalmente bajo intensa presión, el material se encuentra comprimido y cuando afloran a la superficie, al perderse la presión, el material se expande y fractura.

Dilatación y contracción. Los cambios de humedad producen cambios de volumen que fracturan las rocas. Entre ellos está la cristalización. A partir de los iones que están en la solución se forman cristales en los poros de las rocas que al aumentar de volumen presionan las paredes llegando a romperlas.

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Acción mecánica de la vegetación. Las raíces de las plantas invaden las grietas de las rocas y al crecer llegan a fracturar el material.

1.3.1.2.2. Meteorización química.

El medio en el cual se forman los minerales de una roca se asocia a altas temperaturas y presiones y ausencia de agua y oxígeno. En contacto con el aire, y sobre todo con el agua, los minerales de las rocas se alteran al estar en unas condiciones termodinámicas diferentes a las que se formaron. Por otra parte, los organismos excretan sustancias y CO2 que atacan a los minerales para dejar en solución elementos nutrientes y otros iones que pueden llegar a transformarse y constituir otros minerales en el suelo. La alteración química del material original se encuentra ampliamente desarrollada en los suelos y se puede poner de manifiesto simplemente comparando la mineralogía inicial de la roca frente a la mineralogía del suelo que se forma a partir de ella.

Los principales procesos de alteración química son (Boul, y otros; 1981, Birkeland, 1984; Sposito, 1989): Disolución, Hidratación, Hidrólisis y Oxido reducción. Se presenta a continuación un breve resumen de ellos, ya que serán tratados extensamente en capítulos posteriores.

Disolución:

El agua actúa como un dieléctrico separando cargas, en este caso iones. Afecta sólo a aquellos compuestos iónicos (grupos I, II y VII de la Tabala Periódica) que son directamente solubles en agua.

NaCl + H2O ↔ Cl- + Na+ + H2O (1.5)

Hidratación:

Las moléculas de agua son atraídas por desequilibrios eléctricos en el interiro del cristal quedando fijadas en los constituyentes edáficos.

CaSO4 + 2H2O ↔ CaSO4.2H2O (1.6) Anhidrita yeso

Hidrólisis y ataque ácido:

Cuando el agua alcanza a un mineral, por ejemplo al feldespato albita (NaAlSi3O8), este empieza a alterarse y los iones y moléculas que se liberan del mineral llegan a la solución. El proceso de disolución continua, si la solución se empobrece de iones liberados, bien porque se precipitan para formar otros minerales, reacción incongruente, o porque sean eliminados de la solución por lavado, reacción congruente (Sposito, 1989).

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El feldespato albita se meteorizará directamente a sus componentes iónicos por hidrólisis

NaAlSi3O8 + 8H2O ↔ Na+ + Al(OH)2+ + 3Si(OH)4 + 2OH- (1.7)

El pH de esta reacción puede estar cercano a un valor de 10 y, si el feldespato es potásico, puede ser de 9.

En condiciones del suelo abiertas al CO2, y otros agentes acidificantes de meteorización la reacción se produce por ataque de los protones aportados por las hidrólisis del CO2, la reacción del feldespato, en este caso, sería:

H2O + CO2 ↔ H+ + HCO3- (1.8)

NaAlSi3O8 + 4H2O + 4H+ ↔ Na+ + Al+3 + 3Si(OH)4 (1.9)

Sumando las dos ecuaciones se tiene la reacción de hidrólisis ácida siguiente:

NaAlSi3O8 + 8H2O + 4CO2 ↔ Na+ + Al+3 + 3Si(OH)4 + 4HCO3- (1.10)

La remoción de K de las micas por hidrólisis ácida es importante en la formación de minerales arcillosos en el suelo:

K-mica + H+ ↔ Ilita + H+ ↔ Vermiculita + H+ ↔ Esmectita +H+ ↔ Caolinita

En cada paso ocurre pérdida de K y un decrecimiento de la carga de la capa con una disminución de la capacidad de intercambio de cationes.

Oxidación/reducción.

La condición oxidativa en el suelo por la presencia de oxigeno hace inestable a los minerales que tienen elementos reducidos como Fe+2, Mn+2 (MacBride, 1984):

Olivinos (Fe+2) O2 Piroxeno (Fe+2) → Fe(OH)3 + Mg+2 + Ca+2 + Si(OH)4 (1.11) Anfíboles (Fe+2) H+

En el proceso de óxido reducción los iones de hierro cambian de tamaño (valor entre paréntesis) facilitando su meteorización:

Fe+2 (0.076nm) ↔ Fe+3 (0.064nm) + 1e-

Los productos de estas reacciones pueden sufrir diferentes procesos. Uno de ellos es la formación de minerales secundarios cuando el silicio y el aluminio reaccionan para formar arcillas del tipo 1:1 o 2:1 dependiendo de las concentraciones de silicio en el ambiente. El ión bicarbonato y los

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cationes básicos son lavados con posibilidades de precipitar en la profundidad del perfil del suelo. El hierro forma hidróxidos, que posteriormente se transforman en minerales férricos como la goetita, hematita, lepidocrocita y otros dando colores amarillo y rojo al suelo según el ambiente climático donde se está formando.

Normalmente los minerales de las rocas se han formado en un medio pobre en oxígeno, razón por la cual que presentan sus iones en forma reducida y al contacto con el oxígeno del aire del suelo, se oxidan. No obstante, en los suelos permanentemente saturados con agua y con materia orgánica disuelta (agua reductora) la tendencia, por el contrario, es de reducción.

Fe(OH)3 + 3H+ + e- ↔ Fe+2 + 3H2O (1.12)

(Insoluble) (Soluble)

Los ciclos de oxidación y reducción son los responsables de liberación de Mn y Fe de los minerales y su posterior movimiento en el perfil del suelo o acumulación como moteados y concreciones. Situación causada por la estacionalidad del clima al generar ascenso y descenso de la mesa de agua en el perfil del suelo. Esta condición es evaluada a través del Eh y del pH en diagramas. Valores bajos de Eh indican condiciones reductoras, valores altos muestran condiciones oxidativas. Estos diagramas muestran en que valores de Eh y pH ciertas formas son estables y permanecen como sólidos o como iones. La ferrólisis es un proceso producto de la alternancia de las condiciones de oxidación reducción en los suelos:

Reducción ↔ Oxidación ↔ Reducción = Húmedo ↔ Seco ↔ Húmedo.

Las reacciones de ferrólisis son las siguientes:

Fase reductora:

Arcilla2Al3+ + 3Fe(OH)3 + 3e- ↔ Arcilla3Fe2+ + 2Al(OH)2+ + 5OH-

El reemplazo del Al+3 por Fe+2 incrementa el pH debido a la producción de OH-, así:

Fase oxidativa:

Arcilla-Fe2+ + 3H2O ↔ ArcillaH3+ + Fe(OH)3 + e-

ArcillaH3+ ↔ Arcilla + Al3+ + Si(OH)4

El Al+3 pasa de la lámina de la arcilla a una posición de intercambio al descomponerse por aumento de la acidez.

La ferrólisis ocurre en el perfil donde la posición de la mesa de agua crea las condiciones de oxido reductoras en el cual la acidez y el contenido de

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materia orgánica son suficientes para que se de el proceso de reducción del Fe+2. 2

Complejación.

Los complejos son entidades químicas más estables que resultan de la unión por enlace covalente entre un catión y uno o varios ligandos donantes del par de electrones del enlace. Son llamados complejos de esfera interna. Los complejos de esfera interna son mas estables que los de esfera externa. Si el ligando del catión central es agua el complejo de denomina complejo de solvatación. Algunos ejemplos de complejos de solvatación o iones libres son: Ca(H2O)6+2, Al(H2O)6+3. Los cationes y aniones libres son complejos de solvatación, ya que su carga sirve para atraer y unir dipolos de agua en cualquier solución acuosa.

Las especies acuosas Si(OH)º4, Al(OH)2+ y HCO3-, CaCl+ son complejos solubles con Si+4, Al+3, H+ y Ca+2 actuando como ácido de Lewis, respectivamente en cada complejo. Los iones asociados OH-, CO3-2 y Cl- en estos complejos son ligandos o bases de Lewis. Es así, como el término complejo soluble es aplicado a iones o moléculas neutras con un catión metálico como grupo central coordinado con un ligando, que puede ser un anión o una molécula neutra. En el caso que dos o más grupos funcionales de un ligando estén coordinados con un catión metálico, el complejo soluble recibe el nombre de quelato. Un ejemplo de quelato es el formado por el ácido cítrico y el Al+3, [Al (COO)2- COH(CH2)2 COOH]+, en este caso dos grupos COO- y uno CO- están coordinado con el Al+3. Otros ejemplos de quelatos son los formados por el EDTA y los cationes de los grupos I y II de la Tabla periódica (Lindsay, 1979).

La formación de los complejos de aluminio y otros cationes metálicos es una de las características más relevantes en el desarrollo del perfil del suelo. El proceso de podzolización está asociado a la capacidad que tienen algunos ligandos orgánicos y al ácido fúlvico formados en el suelo para movilizar el aluminio y el hierro.

En la figura 1.14 se presentan esquemáticamente las reacciones químicas de meteorización que se dan en un perfil del suelo.

2 Este proceso ocurre bajo fuerte estacionalidad en la base del horizonte

A al contacto con el B ó BC en algunos suelos de Arauca, Colombia. Comunicación personal Dr. D. Malagón, IGAC.

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Figura 1.14. Procesos de meteorización química en un perfil del suelo.

1.3.1.2.3. Meteorización biológica.

Los líquenes juegan un papel importante en la meteorización. Estos organismos segregan una variedad de agentes quelatantes que complejan los cationes que se liberan de la meteorización de los minerales de las rocas. Algunos líquenes viven en las superficiales las rocas (epiliticos), otros viven en oquedades dentro de ellas (endoliticos) y otros en las fisuras (chasmoliticos). Los mecanismos y el resultado de la acción de ellos se presentan en el cuadro 1.9.

Cuadro 1.9. Mecanismos de meteorización biológica de los líquenes y formas producidas (Robinson y otros, 1994).

Mecanismo Producto de la meteorización Mecanismos químicos

Quelatación extra celular, compuesto solubles. Ataque por ácido oxálico. Ataque por acidificación por hidrólisis del CO2 de la respiración.

Surcos en la interfase de talos endoliticos. Precipitación de productos de la meteorización (oxalatos de calcio) Lavado ácido de minerales

Mecanismos físicos Penetración de rhizine* Expansión del talo y contracción por humedecimiento y secado.

Exfoliación de capas de la superficie de la roca. Fractura de rocas Incremento del volumen del poro.

*: Un filamento parecido a una raíz o pelo que nace de los tallos de musgos o sobre líquenes.

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1.3.1.2.4. El significado de la meteorización en la formación del suelo.

Geoquímicamente el suelo es un sistema donde interaccionan el agua y los minerales. El agente por medio de la cual los minerales son meteorizados y transformado, es el agua y es a través de la ella que los efectos químicos del clima, biológicos, antrópicos, lavado y otros factores ambientales se manifiestan. Este ambiente acuoso en la superficie de la tierra puede convenientemente ser definido en términos de la actividad del electrón y del protón medidos a través del pe (Eh) y pH, respectivamente. El electrón y el protón definen tres tendencias en la meterorización en el suelo: 1) tendencia ácida, 2) tendencia alcalina, y 3) tendencia reductora (Chesworth, 2000).

La tendencia ácida es la más común de la meteorización, sucede en climas húmedos en materiales geológicos que permitan salidas de productos de la reacción, es decir que no tengan drenaje restringido. El movimiento del agua y productos de reacción son predominantemente descendentes. La reacción predominante es la hidrólisis y el lavado se da con o sin movimiento de la fracción de arcillas. El agua es acidificada por los gases de la atmósfera, principalmente CO2, y por los ácidos de origen orgánico. Esta acidez es consumida por los minerales primarios, llevando a una progresiva protonación del suelo, se reduce su capacidad neutralizante de acidez del suelo (McBride, 1984). Producto de esta reacción es la salida de cationes y silicio y la formación de aluminosilicatos en el sitio y carbonato en la profundidad del perfil.

En la tendencia ácida se pueden producir tres tipos de pedogénesis (Chesworth, 2000): 1) Podzolización con una significativa movilización de Fe y Al como complejos organo metálicos. 2) Ferralitización, en el cual se acumulan oxihidroxidos de Fe y Al y cantidades relativas de cuarzo en los horizontes superficiales, 3) Andolización, en este proceso se forman minerales no cristalinos a partir de fragmentos de matriz y vidrio volcánico (Flórez, 2004). Los tres procesos pedogenéticos tienen la tendencia de moverse hacia la formación de minerales relativamente simples en el sistema SiO2-Al2O3-Fe2O3-H2O (Sposito, 1984)

En las zonas áridas de la superficie de la tierra, con un predominio de evapotranspiración neta al año, ocurre un ascenso capilar en el perfil del suelo. Las reacciones que se favorecen, en esta situación, son las de precipitación de sales solubles de los elementos del Grupo I y II de la Tabla Periódica, en la forma de carbonatos, sulfatos y cloruros. Con el incremento de la aridez se dan tres tipos de concentraciones de minerales: 1) una precipitación tipo calcita, con Ca+2 y CO3-2 como iones participantes, y con

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pH cercano a la neutralidad, 2) un ambiente mas alcalino donde participan los iones Mg+2, CO3-2 y SO4-2, y 3) un ambiente alcalino sódico rico en la solución de Na+, Ca+2, OH-, Cl- CO3-2 y SO4-2. En este ambiente pueden precipitar carbonatos de sodio, de calcio, de magnesio, haluros, y yeso.

La tendencia reductora ocurre en ambientes hidromórficos, tanto inorgánicos, tierras bajas arcillosas, como en orgánicos, swamps, marshs3. La baja presión parcial del O2, le asegura una alta movilidad al Fe y al Mn en la fase acuosa. Lo característico de esta situación es una baja concentración en la solución de S-2, HCO3- y colores de gleyzación en los sitios en donde han salido el Fe y el Mn. Los minerales secundarios que se pueden formar son sales de sulfuros, pirita, bicarbonatos y siderita. Las arcillas pueden participar en dos procesos, uno de ellos es la ferrólisis. El primer estado reduce el Fe+3 para producir Fe+2 más móvil. Este catión puede reemplazar Ca+2 y K+ en los sitios de intercambio de las arcillas. Una posterior oxidación del perfil del suelo, causado por disminución de la mesa de agua, produce H+, protona la arcilla y destruye parte de ellas, dejando en solución Al+3 y Si(OH)4. El Fe+3 y el Mn+4 precipitan como minerales óxido, hidróxidos y óxido-hidróxidos, formando moteados, concreciones y capas endurecidas en el perfil del suelo (Cherworth, 2000; Sposito, 1981; McBride, 1994).

En las últimas décadas han ocurrido importantes desarrollos que han permitido entender lo que ocurre en la química de la meteorización. Ha habido un mejor entendimiento de los mecanismos que controlan la cinética de la disolución de los aluminosilicatos primarios y secundarios, conjuntamente con el desarrollo de ayudas computacionales que han facilitado modelar el proceso de meteorización. Se ha reconocido la importancia de los compuestos orgánicos solubles en la participación de ella, produciendo su mejor entendimiento en los ecosistemas terrestres. Lo anterior se ha logrado con ayuda de la aplicación de la Termodinámica de conceptos como la Regla de Pasos de Gay Lussac Ostwald como guía para interpretar las reacciones de disolución precipitación en el suelo (Dixon y Weed, 1977; Drever, 1984, Chesworth, 2000, Linsay, 1979; Sposito, 1981; Stumm y Morgan, 1981).

1.3.1.2. Translocación.

3 Sawmp: pantano arbóreo (Uandal, Catival). Marsh: pantano herbáceo.

(Comunicación personal Dr. Norberto Parra. S. U. Nacional de Colombia, Medellín).

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Además de los procesos de desagregación física y alteración química hay un tercer proceso: la translocación de sustancias, que ejerce una importantísima acción en la formación del suelo. En este, por un lado se mezclan y agregan los materiales edáficos y, por otro, los separa y los concentra. Todas estas acciones se realizan bien por los organismos del suelo, muy especialmente por los que excavan galerías, como las lombrices y las hormigas o por simple efecto mecánico, muy frecuentemente por la acción del agua que transporta los materiales, unas veces en suspensión y otras en solución. Este arrastre por la acción del agua ejerce efectos muy importantes en el suelo y puede eliminar a las sustancias transportadas fuera del perfil (eliminación, lixiviación o pérdida) o acumularlas a una determinada profundidad.

La translocación de sustancias se detecta fácilmente observando las sustancias que tapizan las paredes de los poros e incluso rellenando completamente las grietas del suelo o, simplemente, observando el material que rellena las galerías de la fauna o también por los montículos acumulados en las entradas de los hormigueros. El proceso de translocación de materiales en el suelo es muy complejo, afectando a muy distintas sustancias (minerales, materia orgánica y complejos organo minerales, ya sean como soluciones o suspensiones) y por muy diferentes causas (gravedad, capilaridad, evaporación, actividad biótica, o, como consecuencia de la expansión y contracción de la masa del suelo).

1.3.1.3. Procesos específicos.

Anteriormente se expuso cómo la formación del suelo es la consecuencia de la acción relativa de cada proceso operando en la diferenciación de horizontes en el perfil. La importancia de la acción de cada proceso es diferente entre un suelo y otro. Ahora bien, dependiendo de como se combinen en su actuación, es decir, dependiendo de la intensidad con que se desarrolle cada uno de ellos y del tipo de materiales a los que afecte preferentemente, se definen determinados procesos de formación. Al actuar estos procesos denominados específicos conduce a la formación de un tipo concreto de suelo. Por ejemplo, lo genérico de los Andisoles es la consecuencia directa del proceso específico de la andolización. O bien le confieren a distintos tipos de suelos una característica común a todos ellos, por ejemplo, el proceso general de iluviación de arcilla confiere a tipos muy diferentes de suelos un horizonte Bt, que puede llegar a constituir un horizonte argílico. A continuación, tomado de Boul y otros (1981), se presentan los procesos específicos más utilizados en la literatura de suelos. En el capítulo 2 de este libro se tratan los aspectos químicos que suceden en los procesos pedogenéticos para dar una explicación a las evidencias que

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dejan en el perfil del suelo; a continuación sólo se dan los nombres de los procesos y su descripción.

Se presentan inicialmente los procesos en los que predomina la alteración y posteriormente, aquellos en los que predominan las translocaciones de sustancias. Como la fragmentación actúa siempre no define ningún proceso específico concreto, ya que está presente, como proceso general, en la mayoría de los suelos.

1.3.1.3.1. Procesos específicos de alteración.

Melanización. Es el proceso responsable de la coloración oscura, más o menos negra, que adquieren los horizontes A de los suelos. Es el resultado de la impregnación de los compuestos orgánicos en la masa del suelo como resultado de la transformación de la materia orgánica en suelos minerales. No se le identifica con letras minúsculas de procesos específicos. En la nomenclatura antigua se le designaba Ah.

Empardecimiento. Representa la coloración parda que aparece en el suelo como consecuencia de la alteración de los minerales primarios que liberan importantes cantidades de hierro. Se forman hidróxidos férricos más o menos hidratados y parcialmente cristalinos. Estos geles se unen a las arcillas, directamente o a través del humus, formando compuestos (a veces complejos organominerales) de color pardo. Es el proceso característico de las regiones templadas húmedas, y se pone claramente de manifiesto en el paisaje de estas regiones.

Rubefacción. Es otro proceso que también queda patente en la coloración del perfil. Es un proceso ampliamente representado en las regiones de climas cálidos y templados, con un período de larga e intensa sequía, típicamente asociado a veranos secos en clima mediterráneo. En estas condiciones los compuestos de hierro producidos como consecuencia de la alteración mineral, sufren una deshidratación total, cristalizando en forma de óxidos, tipo hematita. La hematita presenta un color rojo vivo que impregna el perfil, apareciendo la coloración típica de este proceso. Es pues, totalmente imprescindible para que se desarrolle este proceso, la existencia de una estación lo suficientemente seca como para producir la deshidratación de los compuestos de hierro.

Fersialitización. Es el proceso de formación de silicatos de la arcilla, compuestos de hierro, sílice y aluminio, de ahí el nombre de este proceso. El cambio de una roca a suelo conlleva a una disminución del tamaño de las partículas constituyentes. Esto se puede poner claramente de manifiesto en el análisis mecánico de un suelo suficientemente evolucionado. Muy

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frecuentemente el suelo contiene una mayor cantidad de arcilla que la roca. Si se analiza la mineralogía de esta arcilla se observa la presencia progresiva de minerales que no existen en la roca madre y que van siendo más abundantes conforme los horizontes van siendo más evolucionados; ello está acuerde con el desarrollo de este proceso de fersialitización tan frecuente en muchos suelos.

Ferralitización. Es un proceso de alteración máxima. Se desarrolla únicamente en climas tropicales, con fuertes precipitaciones, con un drenaje intenso, con una casi constante percolación de agua. En estas condiciones se produce una intensa alteración de los minerales ya que se encuentran sometidos a la constante acción hidrolítica de un agua de lluvia constantemente renovada y por tanto, permanentemente agresiva, sin que llegue a saturarse en ningún momento con los iones liberados de los minerales. Se caracteriza este proceso por una alteración extrema de los minerales, con un profundo lavado de iones alcalinos y alcalinotérreos, llegándose a producir importantes pérdidas del silicio, aunque la eliminación de sílice del perfil no llega a ser nunca completa, ya que el silicio es poco soluble y bajo la forma de mineral de cuarzo es muy estable, en la fracción arenosa. En síntesis, se produce un enriquecimiento de solo los compuestos muy estables, fundamentalmente óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, hematita, goetita y gibsita, de cuarzo en las arenas y también de los filosilicatos de la arcilla más estables, como son aquellos con una razón Si/Al baja, como es el caso de la caolinita. Se identifica en el perfil como Bo. En Colombia es el proceso mas común, en otras zonas ecuatoriales se llega a la etapa final: caolinita se destruye, el Si se lava y el Al forma gibsita, y coprecipita con oxihidróxidos de Fe, y Ti formando bauxitas (secuencias 11, 12 y 13 del cuadro 1.8).

Gleyzación. La formación de este proceso está condicionada a la existencia de capas de agua que de manera más o menos permanente saturan el suelo provocando una extensa hidromorfía. El agua, al desplazarse lentamente por el suelo, se irá empobreciendo en oxígeno a la vez que se irá acidificando por efecto de la materia orgánica, con lo que también el ambiente se irá volviendo reductor, lo que repercutirá en el suelo, fundamentalmente en reducción de los compuestos de hierro y de manganeso; y sus comportamientos en la génesis del suelo van a ser muy diferente dependiendo del potencial redox existente. Se identifica con la letra g en los horizontes donde se presenta.

El Fe es el elemento químico que mejor refleja las condiciones hidromórfícas de los suelos. En condiciones reductoras, el hierro se moviliza como Fe+2, que es bastante móvil, sufriendo una redistribución en

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el perfil; malas condiciones de drenaje impiden su total eliminación, acumulándose compuestos ferrosos, dándole al suelo un color gris-verdoso-azulado característico.

Si las condiciones de saturación se mantienen constantes a lo largo del año, las condiciones reductoras predominan, el Fe se encuentra formando compuestos ferrosos, el perfil es de color gris verde azulado y se desarrolla la gleyzación y se identifica con la letra minúscula g en la letra del horizonte maestro donde se presente el proceso.

Cuando el suelo atraviesa fases de desecación estacionales más o menos largas por fluctuación de la capa freática, por ejemplo, se origina una alternancia de condiciones oxidantes y reductoras, apareciendo abundantes manchas rojizas amarillentas debidas a los compuestos férricos mas o menos hidratados, junto a otras zonas verdosas y grises, generándose un horizonte abigarrado; en este caso se trata de un proceso de pseudogleyzación, o sea, de gleyzación parcial.

En muchas ocasiones, cuando el suelo es más permeable, durante las fases reductoras, el Fe+2 se moviliza y llega a ser eliminado del perfil, quedando amplias zonas decoloradas, de tonos grises más o menos claros, entre manchas rojizas. Estas coloraciones grises son debidas a la migración local del Fe+2 y, en las áreas rojizas, a su oxidación y acumulación como Fe+3, representando zonas localmente más oxidantes.

El manganeso también se ve afectado por los cambios de humedad. Se reduce y pasa a la solución del suelo, mucho mas fácilmente que el hierro. Para oxidarse, inmovilizándose, requiere unas condiciones oxidantes más fuertes que las que necesita el Fe. Es por tanto mucho más móvil. Tiende a eliminarse del suelo y cuando se acumula lo hace formando nódulos y películas, llamadas estas últimas, revestimientos de manganeso (manganes), su color es negro.

En síntesis, existe una clara relación entre las condiciones hídricas de un perfil y sus rasgos morfológicos. Este hecho es muy importante ya que para reconocer la presencia de un exceso de agua en un suelo se tendrían que desarrollar complicadas y laboriosas medidas en el campo acerca de la profundidad y oscilaciones del nivel freático, del agua retenida, de su contenido en oxígeno disuelto, del potencial redox y de la temperatura edáfica, a lo largo del año y durante muchos años. Pero, afortunadamente, gran parte de todas estas condiciones se pueden deducir de un modo directo e instantáneo por la simple observación de los rasgos morfológicos y micromorfológicos del suelo. Por ello, el moteado de los horizontes se ha utilizado universalmente como signo de hidromorfía, si bien se debe

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aclarar que a veces no se cumple totalmente la relación causa a efecto (es decir, exceso de agua a rasgos hidromorfos) por la existencia de determinadas condiciones, unas que impiden la reducción, como es el exceso de oxígeno disuelto en el agua o la ausencia de materia orgánica, y otras que dificultan la necesaria actividad microbiana, como sería una temperatura muy baja, o un pH excesivamente ácido. No obstante se presentan dos condiciones a tener en cuenta: a) herencia del material parental grisáceo o litocromía (lutitas o shales grices). b) condiciones heredades de reducción no vigentes en la actualidad.

Andolización. El proceso de Andolización ha sucedido en los suelos que son definidos por la Soil Taxonimy (SSS, 1999) como Andisoles. Estos suelos tienen cantidades significativas de alófanas, imogolita, ferrihidrita y/o complejos de Al,Fe-humus. Estos materiales se forman durante la meteorización de tefras y otros materiales con contenidos importantes de vidrio volcánico y fragmentos de matriz. Deben cumplir al menos las siguientes características ándicas: 1) Densidad aparente menor de 0.9 Mgm-

3, 2) El porcentaje de Al más la mitad del porcentaje de Fe extraídos con oxalato ácido de amonio debe ser igual o mayor de 2 y 3) Retener fosfatos en mas de un 85%. Estas características solo se dan en aquellos suelos que, generalmente, se han derivado de ceniza volcánica y han tenido un ambiente de meteorización que favorezca la formación de arcillas de bajo grado de ordenamiento cristalino y alto contenido de materia orgánica, que permita un proceso de complejación del hierro y del aluminio y la formación de compuestos organo minerales, como características relevantes.

1.3.1.3.2. Procesos específicos de translocación.

La translocación de sustancias tiene un efecto primordial en la formación del suelo. En general, la translocación se realiza por la acción del agua que se desplaza a través del suelo. Normalmente el movimiento es vertical descendente, pero en relieves montañosos el desplazamiento lateral u oblicuo adquiere una extraordinaria importancia. Por otra parte, en los ambientes más o menos áridos los movimientos verticales ascendentes toman particular interés.

En general, es válido suponer que el agua de precipitación se desplaza desde al superficie, a través de los poros del suelo, a horizontes cada vez más profundos, debido a la acción de la gravedad. En este desplazamiento el agua arrastra diversos materiales, preferentemente los más móviles, con lo cual se producen importantes pérdidas de materiales en los horizontes superiores, que pueden ser o no acumulados en los horizontes inferiores.

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Por tanto, en los procesos de translocación se distinguen dos fases distintas: una inicial de movilización, transporte y pérdida relativa de materiales que se denomina eluviación, que se presenta en los horizontes superiores, sobre todo en los horizontes E, pero también en los A, y un segundo proceso que representa la inmovilización y acumulación relativo de sustancias llamado iluviación y que contribuye a formar los horizontes subsuperficiales, los horizontes B, siendo siempre el agua el medio de transporte. Los conceptos de eluviación-iluviación son sinónimos de emigración-inmigración, al interior del interior del perfil. Como es lógico, el proceso de iluviación requiere necesariamente del paso previo de la eluviación, ahora bien, la eluviación se puede producir seguida o no del proceso iluvial, así habrá suelos en los que se produzca solo la pérdida de los materiales lixiviados sin que lleguen a acumularse en ningún horizonte del suelo.

Las sustancias que se pueden mover en el perfil del suelo, por la acción del agua y la gravedad, son muy diversas y lo pueden hacer bajo muy diferentes formas. Las sustancias que se pueden migrar lo hacen básicamente bajo tres formas distintas: como iones disueltos (lixiviación), en forma seudosoluble formando complejos organometálicos (queluviación), y en suspensión (iluviación de arcilla).

El hecho de que una sustancia migre bajo la forma de solución, suspensión o formando complejos, va a depender fundamentalmente de su estabilidad, solubilidad y facilidad para la complejación. Se presentan a continuación los procesos específicos más comunes.

Lixiviación. Se trata de un arrastre y eliminación de los iones disueltos en la solución del suelo. Constituye un proceso que se desarrolla con mayor o menor intensidad en todos los suelos, especialmente importante en los suelos de climas húmedos.

Desbasificación. Representa una consecuencia de la intensificación del proceso anterior, produciéndose el arrastre y eliminación de los iones adsorbidos en el complejo de cambio del suelo. Es decir el complejo adsorbente se desatura. En otras palabras, en las posiciones de cambio los cationes intercambiables, como el Ca, Mg, Na y K son sustituidos por hidrogeniones de cambio. Proceso especialmente representativo de los suelos de climas húmedos.

Salinización. Es el resultado de la acumulación de sales solubles en el suelo, aquellas más solubles que el yeso; como el NaCl o sal común. Se desarrolla típicamente en las regiones áridas y semiáridas, con regímenes de humedad del suelo deficitarios de agua, ya que dada la movilidad de estas sales en regímenes más húmedos tienden a lavarse y ser eliminadas

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del perfil. Se identifica con la letra z en los horizontes donde se acumulan las sales.

En estas regiones, con intensas evaporaciones, se produce un movimiento ascendente de las soluciones del suelo que ascienden por capilaridad por la acción de esta evaporación o por la succión de las raíces, alcanzando, frecuentemente, la superficie del suelo y, al evaporarse el agua se depositan recubriendo la superficie con unas eflorescencias blanquecinas muy características.

Gypsificación. Es el proceso responsable de la acumulación de yeso (CaSO4.2H2O). Forma acumulaciones blancas, parecidas a las de los carbonatos pero fácilmente distinguibles de ellas, mediante el microscopio. Los cristales de yeso presentan formas romboidales, con colores de interferencia grises. El yeso es más soluble que los carbonatos por lo que es muy móvil en el suelo. Es típico de las regiones áridas. Se identifica el proceso con la letra y.

Decarbonatación y carbonatación. En los suelos carbonatados se produce una lixiviación particular que se llama decarbonatación. El proceso de decarbonatación representa la movilización de los carbonatos, que se disuelven bajo la forma de bicarbonatos solubles y migran con las aguas de percolación. La carbonatación se produce cuando los bicarbonatos pasan nuevamente a carbonatos de Ca y Mg y se acumulan. Se identifica el proceso con la letra k.

Iluviación de arcilla. El proceso de iluviación de arcilla representa la migración mecánica de la arcilla de los horizontes superficiales a los horizontes profundos del perfil. Este proceso se pone de manifiesto al analizar la distribución de los contenidos en arcilla de los suelos en función de la profundidad. Se comprueba que en numerosos suelos se produce un fuerte incremento de los porcentajes de arcilla en los horizontes subsuperficiales. Actualmente, esta distribución se expresa prioritariamente por la acción de las aguas de infiltración que arrastran parte de la arcilla de los horizontes superiores y la depositan en las zonas más profundas. El proceso de iluviación de arcilla se identifica con la letra t.

Podzolización. Este proceso engloba la queluviación de Al y Fe, junto con materia orgánica, de las zonas superficiales y su acumulación en las zonas profundas del perfil. Las mejores condiciones para que se desarrolle la podzolización son un medio fuertemente ácido, un clima húmedo y frío y una roca permeable (Wang, y otros., 1991).

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Bajo estas condiciones, la intensa percolación de agua producirá un desarrollo extremo del lavado y de la desbasificación. El complejo adsorbente pierde bases, los carbonatos, si están presentes en el material original son lavados fuera del perfil y el medio se vuelve cada vez más ácido. La fuerte acidez provoca una serie de consecuencias muy importantes que condicionan la evolución del suelo. En primer lugar, bajo estas condiciones, la materia orgánica evoluciona lentamente debido a la débil actividad microbiana de estos medios y libera abundantes compuestos orgánicos de carácter ácido.

Arcilloturbación. Un proceso también de translocación de materiales pero referido a todos los materiales del suelo en conjunto, es el proceso denominado unas veces como arcilloturbación y otras como pedoturbación pero que se podría también llamar vertisolización, dado el tipo de suelos que origina. Pedoturbación es un término más amplio que incluye, entre otros, la arcilloturbación. Este proceso provoca la mezcla de los materiales del suelo, al contrario de los anteriores procesos que producían la formación de horizontes en el perfil, y conduce a la formación de suelos muy homogéneos, sin cambios importantes de las propiedades y de los constituyentes con la profundidad.

La arcilloturbación se debe a la capacidad de expansión y contracción que tienen determinadas arcillas de los suelos. En los períodos húmedos se hidratan y aumentan de volumen, mientras que durante los períodos secos se deshidratan y disminuyen de volumen, con lo cual se desarrollan un amplio sistema de anchas grietas. Estos cambios de volumen producen fuertes presiones dentro de los horizontes del suelo que obligan a los materiales a desplazarse.

Las pruebas de estas presiones se tienen en las superficies lisas y brillantes y frecuentemente estriadas llamadas slickensides (superficies lustrosas o de presión), representativas de los suelos en los que se desarrolla este proceso. Las partículas de arcilla son obligadas a orientarse, aplastándose unas a otras por efecto de la presión debida a la expansión de las mismas y al deslizarse unas masas sobre otras, los granos de arena se clavan y dejan estrías de deslizamiento.

El proceso a que se hace referencia, en síntesis sería el siguiente, durante la fase seca, las arcillas del suelo se contraen y producen unas anchas y profundas grietas que atraviesan el suelo hasta la superficie. Luego, estas grietas al permanecer abiertas durante todo el período seco se van rellenando de diversos materiales que caen desde las paredes superiores y desde la superficie del suelo, fundamentalmente debidas a las acciones de

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los animales, del viento y de la propia desecación progresiva. Las grietas quedan así parcialmente rellenadas, especialmente en profundidad, y al llegar el período húmedo, las arcillas se expanden, aumentan de volumen, pero no pueden ocupar el espacio inicial debido a estar ahora ocupado por los materiales allí caídos; hay, en definitiva un exceso de material que produce unas fuertes presiones que tiende a llevar al material sobrante a la superficie del suelo, produciendo unos montículos muy característicos llamados gilgai. Como resultado de esta mezcla periódica, de materiales que suben y bajan, se origina un suelo muy homogéneo (poco diferenciado o haploide), denominado Vertisol (suelo de inversión o invertido).

De la génesis expuesta se deduce que para que se desarrollen los pasos típicos de este proceso se requiere que el suelo disponga de un alto contenido de arcillas de preferencia expandibles e igualmente se necesita de un clima contrastado que facilite las fases periódicas de expansión y contracción.

Los Vertisoles se presentan en diferentes regímenes climáticos, las precipitaciones están entre 500 y 1000 mm anuales, aunque existen en Sudan Vertisoles con 150 mm y en Indonesia con 2000 mmm (Dudal y Eswaran, 1988). La estacionalidad de la precipitación no es imprescindible, pues basta con que haya períodos de sequías y de lluvias, aunque erráticos durante el año, para que se logren los rasgos distintivos, como la apertura y cierre de grietas y el desarrollo típico de la estructura de este Órden.

Cementación. En ocasiones, al acumularse los materiales en un horizonte, sobre todo cuando lo hacen en gran cantidad, originan un cemento que engloba a los demás materiales del suelo produciendo la cementación del horizonte. Se forma lo que se llaman corazas, costras y materiales pétreos. Frecuentemente el agente de encostramiento son los carbonatos, pero también el yeso, y en ocasiones sílice o compuestos de hierro, de especial importancia en la zona intertropical.

Como resumen se puede afirmar que, generalmente, en un mismo suelo se desarrollan varios de estos procesos pedogenéticos, que pueden actuar simultáneamente, pero muy frecuentemente se presentan de una manera escalonada actuando en etapas sucesivas, de manera que el desarrollo de un determinado proceso prepara el terreno para la actuación del siguiente y como resultado el suelo va evolucionando progresivamente, por lo que en los estudios pedogenéticos los suelos de una determinada región se agrupan en secuencias evolutivas como la que se muestra en la figura 1.9 en la que se idealiza una secuencia clásica para suelos desarrollados sobre un material parental.

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1.4. El perfil del suelo y sus horizontes

La pedogénesis actúa con mayor intensidad en la superficie y va siendo menor conforme se profundiza en el perfil del suelo, el material se altera de un modo diferencial y como resultado de la actuación de estos procesos de meteorización y translocación se pasa de un material homogéneo o isotrópico, como es la roca, a un material heterogéneo o anisotrópico, es decir, se produce la horizonación del material (Jenny, 1941) o su anisotropía, excepto en algunos suelos como los Vertisoles, ver figura 1.15. Es precisamente esta característica, representada por la variación regular de las propiedades y constituyentes del suelo en función de la profundidad, la característica más representativa de los suelos, rasgo que los diferencia claramente de las rocas y saprolitos, aunque existen suelos (Vertisoles) que, en su proceso evolutivo tienden a la isotropía.

Los horizontes, cuyo desarrollo, manifestación y diferenciación constituye el perfil del suelo, constituyen las unidades para el estudio y la clasificación de los suelos. Los horizontes edáficos son franjas aproximadamente paralelas a la superficie del terreno. Se establecen en función de cambios de las propiedades y constituyentes como resultado de la actuación de los procesos de formación del suelo, con respecto a las franjas adyacentes. Los horizontes se expresan en el perfil del suelo, pero los datos de laboratorio sirven para confirmar y caracterizarlos. Generalmente bastan tres propiedades fundamentales para identificar a los horizontes de un suelo: color, textura y estructura, aunque otras propiedades, como la consistencia, son a veces de gran ayuda. Un cambio detectado en una sola o en varias de estas propiedades, es suficiente para diferenciar un nuevo horizonte.

El horizonte es el criterio más práctico para observar y muestrear al pedón (Simonson, 1959) y, en conjunto, son de gran ayuda para entender el origen que ha tenido el suelo. Cada horizonte representa un volumen. En el estudio de cada horizonte se requiere definir su contenido, describir sus constituyentes, organizaciones, caracteres, propiedades y características analíticas. Igualmente, es necesario describir sus límites y su entorno. Su dimensión vertical puede ser de centímetros y a menudo decimétrica o métrica. Sus dimensiones laterales son por lo menos decimétricas y, lo más frecuente hectométricas o kilométricas. El horizonte no es infinito, generalmente, desaparece lateralmente o se transforma en otro horizonte. Su extensión espacial es delimitable y muy útil para mapear el suelo.

Las características, arreglos y formas que tiene el perfil constituyen la morfología del suelo. Su estudio se hace a distintas escalas, desde una forma macro en el campo a estudios micro (micromorfología) utilizando

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técnicas de secciones delgadas. La morfología de campo estudia los tipos de suelos a través de observaciones, descripciones e interpretación. Las descripciones pueden ser hechas con ayuda de lupas, igualmente se hacen análisis químicos simples (pH, presencia de carbonatos). En muestras llevadas al laboratorio se lleva a cabo análisis químicos, físicos y biológicos más completos. Sin embargo, la calidad de las observaciones de campo son de gran relevancia para interpretar los resultados de los análisis.

El estudio de la morfología del suelo se inicia con la separación de los horizontes y capas del perfil del suelo. La delimitación de los horizontes y capas es crítica y fundamental en el estudio del perfil, dado que algunas veces los cambios entre ellos no son abruptos, sino que el cambio de propiedades y formas se da en una manera gradual. Es acá donde se necesita gran experiencia del reconocedor de suelos. Las siguientes son las informaciones que se toman de los horizontes del perfil del suelo: Espesor, tipo límites entre los horizontes o capas, color textura, estructura, poros, consistencia, raíces, pH, efervescencia al ácido, formaciones especiales como nódulos, películas, concreciones, organismos y sus actividades. Las diferencias entre horizontes generalmente reflejan la intensidad como han actuado los procesos.

Los límites superiores e inferiores de un horizonte están generalmente conformes con la superficie del terreno. Pero un horizonte puede también presentarse bajo forma de lenguas, puede inclusive estar enteramente incluido dentro de otro horizonte. Las transiciones entre horizontes pueden ser netas o más o menos progresivas. Cada horizonte está casi siempre geométricamente asociado a otros horizontes y ligado con ellos por relaciones estrechas, relaciones pedogenéticas (evoluciones largas) y relaciones funcionales (dinámica diaria o estacional). Estas últimas poseen una gran importancia práctica.

La posición de un horizonte respecto a la interfase entre el polipedón y la atmósfera es una característica esencial, ya que condiciona el aporte y acumulación de materiales orgánicos, los flujos térmicos o hídricos que lo alcanzan o lo atraviesan, la masa de los horizontes subyacentes que pesan sobre él, la penetración debida a las raíces y los animales, y a casi todas aquellas condiciones que regulan su evolución y su funcionamiento.

Para Malagón (1998) los horizontes tienen una causa u origen (génesis) y una morfología (formas y características), por ello se denominan morfogenéticos y se definen mediante una nomenclatura que indica el o los tipos de eventos predominantes (horizontes maestros, ejemplo O: acumulación de materiales orgánicos, A: mezcla organo mineral, en la

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superficie, B: transformación en el suelo del material parental o acumulación, iluviación, de materiales translocados, etc.) y la clase de causa que lo tipifica (ejemplos: t: iluviación).

El Perfil es la secuencia de informaciones que conciernen un suelo, ordenada de arriba a abajo. Estas informaciones son relativas a caracteres visuales (perfil estructural) o a una sola variable (perfil calcáreo, perfil hídrico, perfil granulométrico) o a consideraciones más sintéticas: perfil de alteración, perfil de cultivo.

Las nociones de Solum y Perfil así definidas se diferencian netamente de la noción de Pedón: unidad de volumen necesaria y suficiente para muestrear y describir al polipedón o a la cubierta pedológica en un lugar determinado.

1.4.1. Nomenclatura "O A E B C" para los horizontes del suelo.

Todos los suelos son anisotrópicos. La distribución espacial de las características del suelo no se producen al azar, sino que son dependientes del sitio donde. Es decir están distribuidas espacialmente, ver figura 1.15. Las propiedades del suelo varían desde la superficie hasta la parte mas profundad de éste. El suelo tiene propiedades vectoriales (Jenny, 1941; Ovalles, 1992). En el lenguaje de los pedólogos, la anisotropía se expresa usualmente con las palabras “el suelo se representa por un perfil”. Su forma es fácilmente graficable en un plano cartesiano figura x, y, como se muestra en las figura 1.10.

Las curvas de las figuras 1.16 muestran zonas de acumulación y pérdida en función de la profundidad. En la práctica, se hace especial énfasis en las sustancias que migran fácilmente en el perfil, tales como coloides y sales solubles. Los mínimos y máximos son denominados con las letras mayúsculas A y B. Para el horizonte de mínimos con A, para los horizontes con máximos con B y con la letra C la parte de la figura que no cambia con la profundidad. La interpretación de los horizontes es la siguiente (Jenny, 1941):

Horizonte A: horizonte eluvial o de lavado. El material se ha removido de esta zona.

Horizonte B: horizonte iluvial o de acumulación, en el cual las sustancias, presumiblemente provenientes de A, se han depositado en él.

Horizonte C: material parental que ha formado al suelo.

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Figura 1.15. Ilustración del tipo de isotropía del material parental y de la anisotropía del suelo desarrollado sobre este material. Tomado de Jenny (1941).

Figuras 1.16. Contenidos de humus, óxidos, arcilla y carbonatos en dos perfiles de suelos en función de la profundidad, tomado de Jenny (1941).

Frosterus (citado por Jenny, 1941) denominó la suma de los horizontes de mínima y máxima (A + B) como el solum. La denominación anterior de horizontes tiene valor histórico, pero una descripción actual y más precisa se tiene en varios textos (S S S, 1998).

Las letras mayúsculas O, A, E, B, C, y R representan a los horizontes maestros, volúmenes de suelo donde han actuado los procesos pedogenéticos. Estas letras mayúsculas son los símbolos a los cuales se adicionan otros caracteres para completar las designaciones. La mayor parte de horizontes y capas tienen una sola letra mayúscula; algunos requieren dos o más (Jenny, 1941; SSS, 1975; 1993, 1994, 1998, 1999).

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Todos los constituyentes formados o liberados en la etapa inicial de desarrollo del suelo (minerales, humus, geles, gases, agua y soluciones), sufren una serie de procesos de mezcla y diferenciaciones que si evolucionan in situ conducen a la formación del suelo, mientras que si son arrastrados a otros lugares, dan lugar a los sedimentos, los cuales podrán pasar posteriormente a formar nuevos suelos. Jenny (1941), considera que la anterior situación lleva al suelo a una anisotropía en sus propiedades físicas, químicas, biológicas y morfológicas y que llega a diferenciarse del material subyacente debido a que este es isotrópico. En general, considera que la anisotropía está asociada a la diferenciación superficial del suelo en horizontes denominados por letras mayúsculas A y B del horizonte C, que es isotrópico.

Una vez que la vegetación se ha establecido sobre la roca (R), se inicia la formación de un horizonte superficial, denominado O. En los estados iniciales de formación las ganancias son mayores que las pérdidas y la materia orgánica lentamente aumenta y los horizontes A y O son delgados. Con el tiempo se alcanzan unas condiciones de estado estable y las ganancias y pérdidas se igualan. Por lo tanto, aunque el sistema está en una situación dinámica con continuas ganancias y pérdidas, la cantidad de materia orgánica en el suelo y su distribución en el perfil permanecen esencialmente constantes. El periodo de tiempo necesario para alcanzar el estado estable y la cantidad de materia orgánica en el suelo dependen de acción de los Factores Formadores. Dada la dinámica que tiene el horizonte A, su edad es difícil de definir, más aún cuando en muchos suelos se ha perdido por erosión. Los suelos poco evolucionados, son muy superficiales y se caracterizan por una capa de material orgánico que descansa sobre un horizonte A y este sobre un horizonte C, formando el suelo de menor desarrollo con un perfil A-C-R. Cuando la pedogénesis continúa, se forma un horizonte subsuperficial resultante de la alteración del material parental y por los materiales que pueden llegar del horizonte A, y que se denomina horizonte B. Se tiene el suelo con el perfil A-B-C. Finalmente, procesos de translocación, caracterizan a los suelos más evolucionados. Los horizontes superiores se empobrecen en elementos finos y solubles, como consecuencia de su arrastre por el agua de infiltración, lo que lleva a que se forme el horizonte E de máxima eluviación. El perfil que se formaría sería A-E-B-C, el cual correspondería al máximo grado de evolución.

1.4.1.1. Horizontes genéticos principales

Las designaciones de horizontes genéticos expresan un juicio cualitativo sobre los cambios que, se cree, han ocurrido en un suelo. En cambio, los horizontes diagnósticos tienen un carácter cuantitativo y definen los rasgos

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que son usados para distinguir entre taxa. Un horizonte diagnóstico de las taxonomías puede abarcar varios horizontes genéticos. Una descripción de las propiedades de los horizontes genéticos de suelo es la siguiente (SSS, 1998):

Los Horizontes O

Los horizontes O son capas dominadas por material orgánico. Algunas están saturadas con agua durante períodos largos, o estuvieron alguna vez saturadas, y ahora, están artificialmente drenadas; otros nunca han estado saturados.

Algunas capas O consisten de restos no descompuestos o parcialmente descompuestos (como hojas, acículas, ramas, musgo, y líquenes) que han sido depositadas sobre la superficie; pueden estar en la superficie de suelos minerales u orgánicos. Otras capas O consisten en el material orgánico que fue depositado en condiciones saturadas y se han descompuesto en diferentes etapas. La fracción mineral de tal material constituye sólo un pequeño porcentaje de su volumen y generalmente mucho menos que la mitad de su peso. Algunos suelos consisten completamente de materiales designados como horizontes o capas O.

Un horizonte de O puede estar sobre la superficie de un suelo mineral, o a cualquier profundidad debajo de la superficie si está enterrada. Un horizonte formado por el iluviacion de material orgánico en un subsuelo mineral no es un horizonte de O, aunque algunos horizontes que se han formado en esta manera contengan las cantidades considerables de materia orgánica.

Los horizontes A

Los horizontes A son horizontes minerales que se han formado en la superficie del suelo o debajo de un horizonte O; en ellos se ha obliterado la mayor parte de la estructura de roca original y muestran una o ambas de lo siguiente características: (1) una acumulación de materia orgánica humificada íntimamente unida con la fracción mineral y no está dominada por las propiedades de horizontes E o B definidos posteriormente, o 2) propiedades que son resultado de cultivos, pastoreo, o clases similares de perturbación.

Si un horizonte superficial tiene las propiedades tanto de horizontes A como E pero el rasgo acentuado es una acumulación de materia orgánica humificada, éste es designado horizonte A. En algunos sitios, como en climas calientes áridos, el horizonte no disturbado superficial es menos oscuro que el horizonte subyacente y contiene sólo pequeñas cantidades de

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materia orgánica poco descompuesta; tiene una morfología distinta de la capa C, aunque la fracción mineral esté inalterada o sólo ligeramente transformada. Tal horizonte es designado como A porque está en la superficie. Sin embargo, depósitos aluvial o eólicos reciente que conservan la estratificación fina no se consideran horizontes A, a no ser que estén cultivados.

Los Horizontes E

Los horizontes E son horizontes minerales en los que el rasgo principal es la pérdida de arcilla, de hierro, o de aluminio, o alguna combinación de éstos, dejando una concentración de partículas de limo y arena. Estos horizontes exponen la destrucción de toda o la mayor parte de la estructura de la roca original.

Un horizonte de E comúnmente está más diferenciado de un horizonte de B subyacente en el mismo sequum por un color de value más alto o más abajo chroma o ambos, por la textura más gruesa, o por una combinación de estas propiedades. En algunos suelos el color del horizonte E es el de la arena y partículas de limo, pero en muchos suelos los óxidos de hierro u otros compuestos enmascaran el color de las partículas primarias. Un horizonte de E comúnmente es más diferenciado del horizonte superficial A por su color más claro. Generalmente contiene menos materia orgánica que el horizonte A. Un horizonte E está comúnmente cerca de la superficie debajo de un horizonte O o de un horizonte A y encima de un horizonte B, pero el símbolo E puede ser usado para los horizontes eluviales que están dentro de o entre las partes del horizonte B, o que se extiende a profundidades mayores de las realizadas normalmente si es su horizonte pedogénico.

Los Horizontes B.

Los Horizontes B se han formado debajo de un horizonte A, de un horizonte E, o de horizonte de O. En los horizontes B se ha destruido todo o la mayor parte de la estructura de la roca original y muestran una o más de las siguientes características: Concentración iluvial de arcilla, de hierro, de aluminio, de humus, de carbonatos, de yeso, o sílice, sola o en combinación. Evidencia de remoción de carbonatos. Concentración residual de sesquióxidos. Capas de sesquióxidos que hacen el horizonte bajar el value del color, aumentan el chroma, o enrojecen el matiz (hue), sin iluviación significativa de hierro, con relación a horizontes supra e infra adyacentes arriba o debajo de él. Proceso de alteración que forman arcillas o liberan óxidos, o ambos, y que generan estructura granular, blocosa o prismática, si los cambios de volumen acompañan cambios del contenido de humedad.

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Estos horizontes son siempre subsuperficiales, a menos que hayan sido expuestos en la superficie por procesos erosivos que hayan eliminado horizontes superficiales como O, A y/o E, es decir, que se trate de suelos decapitados; no se consideran horizontes B aquellas capas de materiales no consolidados que presentan recubrimientos de arcilla sobre fragmentos de roca o están en sedimentos finamente estratificados; tampoco son horizontes B las capas de acumulación de carbonatos que no están contiguas a otros horizontes genéticos, ni las capas donde el único proceso que ha actuado ha sido la gleización.

Los Horizontes o Capas C.

Los Horizontes o capas C, excluyen a las capas de roca dura, son aquellos que están poco afectados por procesos de pedogenéticos y carecen de las propiedades de los horizontes O, A, E, o B. Muchos son capas minerales. El material de las capas C puede ser igual o diferente del material del que el solum se ha formado. El horizonte C podría haber sido modificado, incluso si no hay ninguna evidencia de pedogénesis.

Se incluyen como capas C todos los sedimentos, saprolitos, roca no consolidada, y otros materiales geológicos que comúnmente no están cementados y se caracterizan por una baja o moderada dificultad para su excavación. En algunos suelos, que se han formado de material que está muy meteorizado, y si tal material no cumple las exigencias para horizontes A, E, o B, es designado horizonte C. Los cambios no considerados pedogenéticos son aquellos que no están relacionados con horizontes superiores. Las capas que contienen acumulaciones de sílice, carbonatos, yeso, o sales más solubles son incluidas en horizontes C, incluso si están endurecidas. Sin embargo, si una capa endurecida se ve afectada, de manera evidente, por procesos pedogenéticos, se considera horizonte B.

Las Capas R: Roca dura

El Granito, el basalto, la cuarcita, la caliza endurecida y las areniscas son ejemplos de capas R. Las capas R están cementadas y son difíciles de excavar, ya que presentan suficiente coherencia en húmedo para hacerlo a mano o con una azada, no obstante pueden ser fracturadas o raspadas con martillo. Algunas rocas pueden contener grietas, pero estas son generalmente demasiado pocas y pequeñas para permitir la penetración de raíces. Las grietas pueden estar cubiertas o rellenadas con arcilla u otro material.

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Recientemente, el Soil Survey Staff (SSS, 1998) adicionó el símbolo W a la lista anterior para indicar la presencia de capas de agua dentro del suelo; este símbolo no se usa para capas de agua, hielo o nieve que estén sobre la superficie del suelo.

1.4.1.2. Los Horizontes de transición.

Se presentan cuando el límite entre los horizontes contiguos es muy difuso, existiendo una zona ancha de transición, con características intermedias entre los dos horizontes. Se representan por la combinación de dos letras mayúsculas (p.ej., AE, EB, BE, BC, CB, AB, BA, AC y CA). La primera letra indica el horizonte principal al cual se parece más el horizonte de transición.

1.4.1.3. Los Horizontes mezcla.

En algunas ocasiones aparecen horizontes mezclados que están constituidos por distintas zonas en cada una de las cuales se puede identificar a un horizonte principal. En la misma franja existen trozos individuales de un horizonte completamente rodeados de zonas de otro horizonte. Se designan con dos letras mayúsculas separadas por una raya diagonal (E/B, B/C); la primera letra indica el horizonte principal que predomina.

1.4.1.4. Discontinuidad litológica.

Una discontinuidad litológica se presenta cuando hay un cambio en el tipo de materiales litológicos dentro del perfil del suelo o una diferencia de edad considerable entre los materiales que han dado origen a los horizontes del mismo. Las discontinuidades se manifiestan comúnmente como cambios texturales o mineralógicos importantes entre las porciones del suelo que han evolucionado a partir de los diferentes materiales y, con frecuencia, presentan límites abruptos entre ellas. La homogeneidad y/o heterogeneidad del material parental puede caracterizarse mediante métodos de análisis texturales y mineralógicos (Birkeland, 1.984).

Las discontinuidades litológicas se simbolizan colocando números arábigos como prefijos a las letras mayúsculas, que identifican los horizontes o capas maestros correspondientes. Se empieza con el número 2 donde se presente el primer cambio de material y se omite el número 1. Los prefijos mencionados se pueden utilizar con cualquiera de los símbolos de los horizontes y capas maestras. Todos los que se consideren desarrollados a partir del mismo material litológico llevan el mismo prefijo numérico.

Para comprender la génesis del suelo es importante delimitar qué minerales son heredados de la roca madre y qué minerales son de origen

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edáfico. Igualmente es de interés conocer el grado de alteración de los mismos, así como la naturaleza de la alteración que presentan.

La gran mayoría de los minerales encontrados en la fracción arena gruesa son heredados del material original, por ello en todos los casos hay una clara dependencia entre la mineralogía de las arenas gruesas y el tipo de roca madre del suelo.

Los métodos mineralógicos se basan en la distribución de un determinado mineral estable e inmóvil (cuarzo, circón, turmalina, rutilo), o mejor mediante la variación de la razón entre dos minerales estables en función de la profundidad. Estos análisis se han realizado generalmente en las fracciones arena fina y limo (Brewer, 1964). Debido a la dificultad que encierran estos métodos, dado el escaso contenido en minerales estables, excluyendo al cuarzo, en los suelos, la mayoría de los investigadores se han inclinado por analizar determinados elementos químicos que se suponen exclusivos de ciertos minerales estables: Zr para circón y Ti para rutilo, principalmente (Alexander y otros., 1962).

De igual manera se puede utilizar la mineralogía de la fracción arena gruesa para tratar de evaluar las posibles discontinuidades. La mineralogía de estas arenas que no muestran discontinuidades se ha encontrado que es o muy homogénea, o bien presenta cambios graduales en su contenido. A veces, aún no existiendo discontinuidades, la mineralogía ha cambiado bruscamente en determinados horizontes debido a la acumulación de minerales de nueva formación. Frecuentemente las discontinuidades se detectan más fácilmente por cambios texturales que por cambios mineralógicos.

Las discontinuidades debidas a cambios de la mineralogía de las arenas han sido encontradas mucho menos representativas de lo que en un principio se esperaba. En algunos pocos casos se ha encontrado un cambio radical en la mineralogía de las arenas pero en general, los cambios de mineralogía han sido mucho más sutiles, debido generalmente a variaciones en las proporciones relativas entre dos minerales específicos o en los rasgos morfológicos de un determinado mineral.

En general, las discontinuidades se ponen fácilmente de manifiesto en la mineralogía de las arenas de los suelos poco evolucionados, pero son más difíciles de detectar conforme los suelos van siendo más evolucionados.

1.4.2. Uso de sufijos para indicar procesos específicos en los horizontes.

Se usan letras minúsculas como sufijo para designar a los procesos específicos que se identifican en los horizontes maestros. Las letras

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minúsculas van inmediatamente después de las letras mayúsculas. La lista en orden alfabético según el SSS (1975, 1998) es la siguiente:

a: Materia orgánica muy descompuesta, la letra a solo se usa con el horizonte O.

b: Horizonte genético enterrado. No es usada en suelos orgánicos.

c: Concreciones o nódulos de hierro, aluminio, manganeso y titanio

d: Resistencia física a la penetración de raíces. Es usado para indicar capas endurecidas (no cementadas) naturales u originada por el hombre. Las raíces solo pueden entran por grietas o fracturas.

e: Materia orgánica de mediana descomposición, se usa con el horizonte O

f: Horizonte con hielo permanente

ff: Presencia de permafrost (Temperatura < 0ºC) seco (Sin congelamiento de agua)

g: Horizonte fuertemente gleyzado. Si se usa en B se debe tener otra evidencia genética, aparte de la gleyzación indica bajo croma (< 2). Comunes en horizontes B y C (Bg y Cg). Se usa para indicar total gleyzación o la presencia de un patrón de moteado. No se usa en horizontes E con bajo croma o en horizontes C que tengan bajo croma heredado del material parental.

h: Acumulación iluvial de materia orgánica (h de humus), se usa con el horizonte B. Esta letra indica una acumulación de materia orgánica dispersable con o sin sesquióxidos. Si contiene suficientes sesquióxidos de hierro para que el value y el croma sean menor o igual a 3 se indica como hs.

i: Materia orgánica ligeramente descompuesta, se usa con el horizonte O.

k: Acumulación de carbonatos, usualmente de calcio. Se usa en los horizontes B y C.

m: Cementación, usado con cualquier horizonte maestro, excepto R. Se indica el material cementante: km: Carbonatos, qm: sílica, sm: hierro, ym: yeso, kqm: carbomato y sílica, zm: sal más soluble que el yeso.

n: Acumulación de sodio intercambiable. Es usado en cualquier horizonte maestro que indique morfológicamente el alto contenido de sodio intercambiable

o: Acumulación residual de sesquióxidos

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p: Arado (plow = arar) u otras acción sobre el suelo. Siempre referida al horizonte A, (Ap).

q: Acumulación de sílice, es usado con cualquier horizonte maestro, excepto R.

r : Roca meteorizada o suelta, se usa con C para indicar material saprolítico.

s: Acumulación iluvial de sesquióxidos y materia orgánica, se usa en horizontes B. Algunas veces es usado con h.

ss: Presencia de caras de fricción y otras características vérticas.

t: Acumulación de arcillas. Presencia de películas arcillosa en caras de agregados, en poros o formando puentes entre partículas de arena. Usualmente se usa con horizonte B, pero puede ser usado con C.

v: Plintita. Es usado en horizontes B y C pobres en humus y ricos en hierro. El material usualmente tiene un moteado reticulado de colores rojos, amarillos y grises.

w: horizonte B de alteración, (weathering = meteorización). Desarrollo de color o estructura, se usa con el horizonte B usualmente más rojo que los horizontes A y C.

x: Característica que indica alta densidad, dureza y fragilidad. Se usa en horizontes B y C. No debe tenerse evidencias de cementación.

y: Acumulación de yeso. Usado en horizontes B y C para indicar yeso genéticamente acumulado.

z: Acumulación de sales más solubles que el yeso. Usado en horizontes B y C.

Números arábigos: se usan como sufijos en los horizontes maestros para indicar subdivisiones verticales dentro del horizonte. El número sufijo siempre va después de todas las letras. Por ejemplo, Bt1, Bt2, Bt3 indican tres submuestras de un horizonte Bt. La secuencia numérica se aplica solo a un conjunto de letras determinado, de tal forma que la secuencia se empieza de nuevo en el caso de que el símbolo cambie, ejemplo: Bt1, Bt2, Btg1, Btg2. Sin embargo, una secuencia no se interrumpe por una discontinuidad litológica, ejemplo: Bt1, Bt2, 2Bt3, 2Bt4, 3Bt5.

Se usan cifras como prefijos, para indicar discontinuidades litológicas, indican que el material que formó el suelo no era homogéneo, por ejemplo, suelo formado a partir de distintos estratos sedimentarios superpuestos.

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1.5. Los procesos pedogenéticos y la clasificación de los suelos.

Dokuchaev realizó en 1883 un estudio de los suelos de Rusia donde describió, basándose en la morfología, la presencia de diferentes suelos. De esta forma verificó sus hipótesis que diferentes condiciones ambientales influía en la formación de diferentes tipos de suelos. Se atribuye (Jenny, 1941) que fue él quien formalizó el concepto de los cinco factores formadores del suelo y que fue la base para el sistema de clasificación desarrollado por Dokuchaev y sus colegas Glinka y Neustruyev. Este sistema de clasificación se basó en la siguiente secuencia:

Factores formadores → Procesos pedogenéticos → Horizontes diagnósticos → Propiedades del suelo.

Esto ha llevado a que se diga que este sistema de clasificación tiene una base genética, pues se basa precisamente en la génesis del suelo.

Las ideas de Dokuchaev y sus colegas rusos fueron tomadas por Hilgard, Coffey y Marbut en los Estados Unidos para desarrollar un sistema de clasificación donde se conservó la aproximación genética. Jenny (1941) formalizó las ideas de los factores formadores como variables de estado que describen al suelo y contribuyó a darle ese carácter genético al sistema de clasificación desarrollado. Guy Smith, director del Soil Survey Investigations for the USDA Soil Concervation Service, estuvo de acuerdo con la importancia de tener en cuenta la génesis de los suelos para desarrollar un sistema de clasificación. Igualmente reconoce que además de la génesis, es necesario tener en cuenta otras propiedades del suelo, dado que en la formación de un suelo ocurren varios procesos, como lo planteo Simonson (1959) al decir que la formación del suelo suceden muchos procesos simultánea y/o secuencialmente los cuales no pueden ser identificados y cuantificados fácilmente.

La clasificación de suelos de los Estados Unidos toma en cuenta a los factores ambientales externos y asume que la génesis les otorga a los suelos el carácter diferenciador, aunque es difícil identificar los procesos en algunos suelos que tienen origen poligenético.4 Se utiliza el pedón modal como unidad de muestreo para la clasificación y el mapeo (polipedones). Los horizontes morfogenéticos (cualitativos) pasan a ser los horizontes

4 Dr. D.Malagón indica que los aspectos ambientales (factores

formadores) considerados en las clasificaciones antiguas son, obviamente, las que explican los suelos. Pero, a diferencia de las clasificaciones previas, Guy Smith consideró que las clasificaciones taxonómicas de suelos deben fundamentarse en ellos y no en los factores.

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diagnósticos al cuantificar sus características y esto últimos son usados para diferenciar las taxa (Soil Survey Staff, 1994; Malagón, 1998).

Malagón5 indica que en Colombia se colocan los factores en la leyenda de los mapas, con la finalidad de facilitar el entendimiento, el por qué de los suelos presentes en el mapa (dimensión espacial), pero no intervienen explícitamente en la taxonomía. Ello, en gran parte, diferencia la taxonomía de la USDA de, por ejemplo la Rusa, donde hasta donde se sabe, todavía se utilizan aspectos como la zonalidad. Para Malagón, en la taxonomía USDA el vínculo entre génesis y taxonomía se da la manera siguiente:

Génesis ↔ Horizontes morfogenéticos (Horizontes maestros con letras subíndices de procesos).

Horizontes morfogenéticos ↔ (cuantificar) ↔ Horizontes Diagnóstico ↔ Taxonomía.

En el cuadro 1.10 se presentan algunos de los procesos pedogenéticos descritos y sus propiedades morfológicas (horizontes genéticos y subíndices) asociados a su respectivos horizontes diagnósticos, de acuerdo a lo arriba expresado.

Cuadro 1.10. Algunos proceso pedogenéticos y sus horizontes diagnósticos relacionados

Proceso Horizontes Diagnósticos y Propiedades

Horizontes

Vertisolización Slickenside, grietas, estructura en cuñas e inclinadas

A/Bss/Css

Podzolizacion Materiales espódicos, horizontes plásico, álbico

Oa/E/Bh/Bs/C

Crioturbación Materials gélicos O/Bgjj/Cf Paludización Materiales hísticos. Oi/Oe/Oa Andisolización Properties Ándicas, epidpedón

melánico. A/Bw/C

Ferralitización Horizonte Oxico. A/Bo/Cr Solonización, solodización

Horizonte Nátrico. A/Eg/Btn/Bk/By/C

Calcificación Horizontes gipsico, petrogipsico. A/Cym/Cy Argiluviación Horizonte argílico. A/E/Bt/Ck Silicificación Duripán A/B/Cqm Salinización Horizonte sálico. Az/Cz Gleización Condiciones reductoras. A/Bg/Cg

5 Comunicación personal, IGAC, 2006.

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En los horizontes diagnósticos se tienen las características diagnósticas y estos son agrupados en epipedones y endopedones. A continuación se hace una síntesis del contenido que, acerca de este tópico, presenta Jaramillo (2000) de la taxonomía americana SSS (1999, 1998), para los suelos minerales.

Epipedones

Son aquellos horizontes diagnósticos que se desarrollan en la superficie del suelo; se definen, de manera abreviada, los siguientes:

Mólico

Es un epipedón que presenta todas las propiedades siguientes: Cuando están secos no tienen unidades estructurales de más de 30 cm de diámetro o tienen una clase de resistencia a la ruptura moderadamente dura o más suave. Tienen estructuras de roca en menos de la mitad de su volumen. Color oscuro: value y chroma menor o igual a 3 en húmedo. Saturación de bases mayor o igual a 50%, por el método del AcONH4 1N y neutro. Contenido de carbono orgánico ≥ 0.6 %. Espesor de 10, 18, 25 o más centímetros, según la textura y/o la presencia de otros horizontes diagnósticos. Contenido de P2O5 soluble en ácido cítrico al 1% < 1500 ppm. Húmedo 3 meses o más al año. Valor n < 0.7.

Melánico

Es un epipedón cuyo límite superior debe estar en los primeros 30 cm del suelo y dicho límite es o la superficie del suelo mineral o el límite superior de una capa orgánica que tiene propiedades ándicas, lo que esté más superficial. Además, tiene, en capas con un espesor acumulativo de 30 cm o más, dentro de los primeros 40 cm del suelo, los tres requisitos siguientes: Propiedades ándicas; y Value y chroma en húmedo de 2 o menos y un índice melánico de 1.7 o menor, en todo el espesor; y 6% o más de carbono orgánico como promedio ponderado y 4% o más de carbono orgánico en todas las capas acumuladas. El Índice Melánico (IM) es una medida del grado de humificación que ha sufrido la materia orgánica del suelo: cuando este índice es menor a 1.65, hay una alta acumulación de ácido húmico tipo A, muy evolucionados, que le imprimen al suelo colores negros muy intensos (Shoji, 1988).

Plágeno

Es un epipedón hecho por el hombre mediante la adición continua de abonos y desechos de sus actividades. Tiene un espesor de 50 cm o más y en él se encuentran comúnmente artefactos antrópicos. Generalmente, su contenido de carbono orgánico varía entre 1.5 y 4% y los colores están entre

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pardo y negro, según el origen de materia orgánica que se haya acumulado en él. Además, el value varía entre 1 y 4 y el chroma es de 2 o menos, en húmedo.

Epipedones variantes del mólico

Son dos epipedones que cumplen la mayoría de los requerimientos exigidos para el epipedón mólico pero que presentan algunas propiedades que los separan de aquel. Ellos son: 1) Antrópico: cumple todos los requerimientos del mólico, con o sin la saturación de bases, excepto el contenido de P2O5, el cual es mayor a 1500 ppm. 2) Úmbrico: cumple todos los requerimientos del mólico, excepto la saturación de bases, la cual es menor de 50%.

Epipedones orgánicos

Para suelos orgánicos se han definido dos epipedones: el hístico y el folístico. El folístico está definido esencialmente con los mismos parámetros que el hístico, diferenciándose de éste en los espesores del primer requerimiento (20 ó 15 cm, para las situaciones a y b, respectivamente, para el folístico) y en la duración del período de saturación con agua: el folístico está saturado menos de 30 días acumulativos al año, en los años normales.

Ócrico

Es un epipedón que se asigna a aquellos horizontes que no cumplen con la definición de ninguno de los epipedones anteriores; de todas formas, no debe tener estructura de roca, ni incluir sedimentos frescos finamente estratificados.

Endopedones

Son horizontes diagnósticos que se han formado en el interior del suelo. En forma general, aunque no necesariamente, coinciden con el horizonte B de éste. Para las definiciones que se dan a continuación, de manera resumida, los endopedones se han agrupado teniendo en cuenta el proceso pedogenético que ha dominado en su desarrollo, aclarando que no es el único que ha actuado en el suelo que posee determinado endopedón:

Endopedones iluviales

Se definen los siguientes endopedones:

Ágrico (Bt, Bh bajo Ap): Es un horizonte que se forma por efecto del cultivo continuado durante largo tiempo; presenta altas cantidades de limo, arcilla y humus, pH cercano a la neutralidad y son comunes los pedotúbulos.

Argílico (bt): Es un horizonte iluvial de arcillas silicatadas.

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Cálcico (Bk, Ck): Es un horizonte de acumulación de carbonatos de calcio y de otros carbonatos secundarios; tiene 15 cm o más de espesor y no está cementado.

Espódico (bh, Bs, Bhs): Es un horizonte iluvial de 2.5 cm o más de espesor, con 85% o más de materiales espódicos (materiales amorfos activos iluviales compuestos de materia orgánica y Al, con o sin Fe).

Gypsico (Yesífero) (bwy, By): Es un horizonte de acumulación de yeso secundario de 15 cm o más de espesor, no cementado ni endurecido.

Nátrico (Btn): Es un horizonte argílico que tiene, además de las características de este horizonte, un PSI ≥ 15% en los primeros 40 cm del horizonte y estructura columnar o prismática dominante.

Sómbrico (Bh): Es un horizonte iluvial de humus que no está complejado con Al, ni dispersado; tiene saturación de bases menor de 50% (AcONH4); tiene mayor contenido de materia orgánica que el horizonte suprayacente y menor value y/o chroma que él.

Endopedones de transformación

Los endopedones de transformación son horizontes que se han formado debido a la alteración, intensa o no, de sus materiales originales y en los cuales, los productos de esa alteración se han acumulado causando enriquecimiento residual de ellos en el horizonte. Se presentan frecuentemente los siguientes endopedones en este grupo:

Cámbico (Bw): Es un horizonte de alteración de 15 cm o más de espesor, que presenta cambios de color, textura y/o estructura, pero que no cumple los requerimientos ni de los epipedones definidos anteriormente, ni de los endopedones argílico, cálcico, gypsico, nátrico, óxico, espódico, plácico, petrocálcico, petrogypsico, duripán o fragipán.

Óxico (Box): Es un horizonte con textura franco arenosa o más fina, con una CIC 7 < 16 cmol (+) kg-1 de arcilla y CICE < 12 cmol (+) kg-1 de arcilla, de 30 cm o más de espesor y menos de 10% de minerales meteorizables en la fracción de 0.2 a 0.05 mm de diámetro.

Sulfúrico (Bj, Cj): Es un horizonte de 15 cm o más de espesor, compuesto de materiales orgánicos o minerales de suelo, que presenta un pH en agua (1:1) ≤ 3.5 y que tiene evidencias de que el bajo pH es causado por ácido sulfúrico. Se forma como consecuencia del drenaje y oxidación de materiales de suelo orgánicos ricos en sulfuros.

Endopedones mixtos

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Se incluyen en esta categoría aquellos endopedones que deben su formación a varios procesos pedogenéticos dominantes y que pueden o no expresar las evidencias de la acción de dichos procesos en un mismo horizonte genético del suelo. Los principales endopedones de este grupo son:

Fragipán (Bx, Cx): Es un endopedón que puede formarse por alteración y/o por iluviación de arcilla. Es un horizonte de 15 cm o más de espesor, duro a muy duro en seco, estructura poliédrica muy gruesa y casi sin raíces; generalmente es un limitante para el paso de agua y de raíces.

Duripán (Bqm, Cqm): Es un endopedón que se forma por la translocación de sílice soluble y la posterior cementación del material del suelo por ella.

Glósico: Es un horizonte mezclado de 5 cm o más de espesor. En él se diferencia una parte eluvial de materiales álbicos y otra iluvial de remanentes de horizontes argílico, kándico o nátrico.

Kándico (bt, Ct, Bw, Cw): Es un endopedón de 15 cm o más de espesor, con textura arenoso franca muy fina o más fina, con CIC 7 < 16 cmol (+) kg-1 de arcilla y CICE < 12 cmol (+) kg-1 de arcilla en 50% o más del espesor. Este horizonte se puede generar por iluviación de arcilla; por destrucción de la arcilla o por erosión selectiva de las partículas más finas en el epipedón o por sedimentación de materiales gruesos en la superficie del suelo.

Orstein (Bhm, Bsm, Bhsm): Es un horizonte espódico, con espesor de 25 mm o más, que tiene más del 50% de su volumen cementado.

Petrocálcico (Bkm, Cm, Ckm): Este endopedón se forma mediante la acumulación iluvial de carbonatos de calcio secundarios y la posterior cementación del horizonte por dichos carbonatos. En general, es un horizonte cementado por carbonato de calcio, principalmente, que presenta reacción positiva al HCl y que tiene un espesor de 10 cm o más, si no está directamente sobre la roca, si lo está, debe tener un espesor de 1 cm o más.

Petrogypsico (Bym: Es un horizonte similar al petrocálcico, del cual se diferencia porque el cementante principal, en el petrogypsico, está compuesto por yeso.

Plácico (Bsm): Es un horizonte que se presenta cementado por hierro (con o sin manganeso) y materia orgánica. Tiene colores de rojo oscuro hasta negro; su espesor es de 1 mm o más, sin límite máximo, si no está asociado a materiales espódicos, caso en el cual, el espesor máximo es de 25 mm

Otros endopedones

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Álbico (E): Es un horizonte eluvial de 1 o más centímetros de espesor que contiene 85% o más (por volumen) de materiales álbicos (claros).

Sálico (Bz, Cz): Horizonte de acumulación, generalmente residual, de sales más solubles que el yeso. Tiene 15 cm o más de espesor y una conductividad eléctrica de 30 dS m-1 o más.

Debe tenerse en cuenta que ni los epipedones ni los endopedones tienen que coincidir, en su espesor, con alguno de los horizontes genéticos del suelo (ver Capítulo 5). Ellos pueden ser iguales o puede ser que el horizonte diagnóstico sea parte de uno o de varios horizontes genéticos.

Otras características diagnósticas

Aparte de las características definidas anteriormente, que son las más utilizadas por el sistema en la definición de sus taxa superiores, hay otras que también se tienen en cuenta. Entre las más frecuentes están:

Los cambios texturales abruptos. La presencia de propiedades ándicas o frágiles (fragipán, quebradizo). La presencia de materiales álbicos (muy claros, blancos), espódicos (materia orgánica y Al iluviales, con o sin Fe), densos (duros), gélicos (crioturbados), paralíticos (roca poco meteorizada y débilmente consolidada o depósitos sedimentarios gruesos) o sulfídicos. La presencia de condiciones ácuicas o anhídricas. El COLE y la extensibilidad lineal. La presencia de carbonatos secundarios. La presencia de nódulos. La presencia de contactos (límites) denso (con material duro), lítico (con roca dura), paralítico (con roca fragmentada) o petroférrico (con una capa cementada por Fe). La presencia de permafrost (congelamiento) o de crioturbación. La presencia de capas gélicas (de hielo). La presencia de discontinuidades litológicas o de lamelas. La presencia de plintita. La presencia de propiedades vérticas (debidas a la presencia de minerales expansivos: Grietas, slickensides, superficies de presión, estructuras cuneiformes, microrrelieve gilgai). El contenido de minerales meteorizables o de minerales resistentes a la meteorización.

Propiedades ándicas son las siguientes: Tener menos de 25% (gravimétrico) de carbono orgánico y uno o ambos grupos de los siguientes requerimientos. Densidad aparente a 33 kPa menor o igual a 0.9 Mgm-3, y

85% o más de capacidad de fijación de fosfatos, y 2% o más de (Al + ½ Fe) extraído con oxalato ácido de amonio, o Unos contenidos de (Al + ½ Fe) entre 0.4 y 2%, proporcionales a contenidos de vidrio volcánico entre 5 y 30% en la fracción arena del suelo, que se establecen según una gráfica.

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Debe tenerse presente que los horizontes diagnósticos no necesariamente coinciden con horizontes genéticos del suelo, aunque, en la mayoría de los casos, puede haber correspondencia entre ambos grupos de horizontes; cuando esto último sucede, los horizontes diagnósticos pueden estar definidos por los símbolos de los horizontes genéticos del suelo. Varios órdenes de suelos pueden presentar los mismos horizontes diagnósticos. Los horizontes diagnósticos posibles en cada uno de los órdenes se muestran en el cuadro 1.11, tomado de Jaramillo (2000).

Cuadro 1.11. Horizontes diagnósticos considerados explícitamente por el sistema de clasificación del USDA en los diferentes órdenes de suelos, (Jaramillo, 2000; SSS, 1999, 1998). (*: Fragmentos solamente, no continuos).

Orden Horizonte ALF AND EL ENT EPT ERT ID IST OD OLL OX ULT

Mólico X X X * X X X Úmbrico X X X X X X Antrópico X X Hístico X X X X X X X Folístico X Melánico X Plágeno X Ócrico X X X X X X X X X X X X Álbico X X X X Argílico X X X * X X X X Cálcico X X X X X X X Cámbico X X X X X Duripán X X * X X X X X X Espódico X X Fragipán X X X X Capa glácica X Glósico X Gypsico X X X X X Kándico X X X X X X Lamelas X X X X X X Nátrico X X * X X X Óxico X X X Petrocálcico X X * X X X X X Petrogypsico X X X Plácico X X X Sálico Sómbrico Sulfúrico

La categoría de Orden del Sistema de clasificación de los Estados Unidos está basado en gran medida en los procesos formadores como indicador de

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la presencia o ausencia de horizonte diagnóstico. A este nivel, los suelos bajo el mismo Orden se consideran que son similares en su génesis. A continuación se presentan algunos de los procesos pedogenéticos más relevantes para las diferentes clases de suelo dentro de la categoría Orden del Soil Taxonomy.

Alfisol.

La meteorización de los minerales primarios, como en todos lo suelos, es un requisito inicial para que se den los posteriores procesos en los Alfisoles. El agua es elemento fundamental para que se acelere esta meteorización tanto física como química, principalmente por reacciones de hidratación, de hidrólisis y de oxidación. Si los minerales primarios se meteorizan en un ambiente alcalino, se tendrá en estos suelos a los carbonatos como productos de estas reacciones. El proceso de meteorización, igualmente se verá favorecido por el intercambio de H+ de las raíces por Ca+2 y Mg+2 y otros cationes. Algunas veces, algunos perfiles de Alfisoles muestran contenidos altos de Ca+2 y Mg+2 en los horizontes superficiales como efecto del reciclaje de nutrientes realizado por la vegetación.

Procesos de descomposición, humificación y mineralización ocurren en la materia orgánica para formar el horizonte A y, en algunos Alfisoles bajo bosque se pueden encontrar horizontes O y A. Lo normal es que se tenga poca acumulación de materia orgánica debido a la mineralización que sufre ésta.

La iluviación de arcillas producto de la meteorización de los horizontes A e inicialmente del E es el proceso dominante (lessivaje) de los Alfisoles. La arcilla iluvial del horizonte Bt define el horizonte diagnóstico argílico. Puede que se forme un horizonte E al quedar desprovisto en parte de arcillas, coloides orgánicos y sesquióxidos y adquirir un color claro y, se tiene un horizonte Álbico. Horizonte que se puede presentar en otras clases a nivel de categoría de Orden.

Para la formación del horizonte argílico es necesario un régimen de humedad contrastante que favorezca la translocación de la arcilla en el perfil. Inicialmente se debe haber lixiviado en gran parte los cationes floculantes como el Ca+2, puesto que este catión no permite que las arcillas migren por su gran tamaño como producto de la floculación. Una vez disminuida la concentración de Ca+2, las arcillas podrán dispersarse fácilmente y ello favorece su transporte por el agua que percola a través del perfil. El tamaño de las arcillas juega un papel importante en la dispersión de estas y son las de menor tamaño las que más fácilmente lo hacen, por lo que, en los horizontes Argílicos la relación arcilla fina/arcilla gruesa está

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entre 0.6 y 0.8, mayor que en los horizontes A y E que se encuentra entre 0.3 y 0.6.

La materia orgánica puede facilitar la lixiviación de cationes metálicos como Fe+3 y Al+3 en un proceso combinado de quelatación y eluviación denominado queluviación. La acumulación de arcilla en horizonte B puede llega a ser muy alta y cause un decrecimiento de la precolación del agua en el perfil creando un medio anaeróbico que facilite la reducción del Fe+3 por el efecto reductor que tiene esta materia orgánica mostrando condiciones reducciformes.

Andisol.

En los Andisoles son comunes las secuencias de horizontes AC y ABC. Para Shoji y otros (1993) no presentan horizontes E. El horizonte A tiene en promedio un espesor de 20 a 50 cm y puede llegar a tener cerca de 100 cm o menos de 20 cm. Existe un contraste marcado en el color del perfil, negro en el epipedón y claro en el endopedón y es mas marcada la diferencia en climas fríos. El contenido de materia orgánica varía entre 8 y 30 %; son muy porosos, muy friables, no plásticos, no pegajosos. En general presentan tixotropía, estructura granular, la textura se determina al tacto porque no dispersan fácilmente por los procedimientos normales del laboratorio.

Las cenizas volcánicas o tefras, como material parental de los Andisoles, controla la formación del suelo más que cualquier otro material parental y el mayor proceso formador del suelo que sucede ha sido denominado andolización. La andolización consiste en una rápida meteorización en sitio y una alta producción de materiales no cristalinos (alófona, imogolita, ferrihidrita). Los minerales presentes en las cenizas muestran una amplia variación en su composición química. El comportamiento de los elementos químicos en los derivados de ceniza volcánica puede ser inferido de la comparación del análisis total elemental del suelo con aquella de la tefra original. Suelos que muestran una composición elemental igual al de la tefra se consideran suelos jóvenes. Cuando la meteorización produce los suelos se enriquecen con minerales no cristalinos que son altamente alumínicos y/o férricos.

La materia orgánica influye mucho en las propiedades físicas y químicas de los Andisoles. El color oscuro de los horizontes húmicos es una de las propiedades centrales de estos suelos y es atribuido a la presencia del humus tipo A (Kumada, 1987). El epipedón melánico ha sido establecido para describir estos horizontes.

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En la década de los años 60 se pensó que la formación del complejo humus-alófana era el mayor proceso responsable de la acumulación de carbono orgánico en estos suelos. Más tarde, en la década de los años 80, se conoció que hay una relación inversa entre la acumulación de C orgánico y la formación arcillas alofánicas en los Andisoles con régimen de humedad údico, atribuido a la materia orgánica que juega un papel antialofánico. El Al+3 forma, preferiblemente, complejos Al-humus que son muy reactivos con el fosfato y el fluoruro cuando se comparan con las arcillas alofánicas.

El fósforo ocurre como formas ácido solubles en tefras frescas y su solubilidad decrece con el avance de la meteorización química y la formación de formas no cristalinas de Al y Fe. Así, la disponibilidad de P no es limitante en el crecimiento de las plantas en Entisoles derivados de ceniza volcánica cuando se compara con Andisoles, que están más meteorizados.

Se ha visto que el ácido húmico inhibe la formación de alofana e imogolita. Este proceso antialofánico también influye en la formación de ópalo u ópalo pedogenético en horizontes húmicos de Andisoles jóvenes, ya que el Al se combina preferiblemente con humus y no es disponible para reaccionar con Si.

Aridisol.

La meteorización física y química en regiones áridas es de menos intensidad y profundidad en el perfil del suelo que en zonas húmedas, pero procede de igual manera. En las zonas áridas la meteorización física sucede a través de la cristalización de sales, expansión y contracción térmica. La meteorización química es lenta debido a la falta de agua. La evidencia de lavado, acumulación de arcillas, sales, sílice en el perfil de estos suelos es necesario buscarla en los paleoclimas o en excepcionales eventos de grandes y largos episodios de precipitación. Debido a la escasa vegetación, el proceso de humificación es bajo y es típico de los Aridisoles la baja acumulación de humus.

Una predominante influencia en la génesis de los Aridisoles se debe a que la evaporación potencial exceda en mayor proporción a la precipitación durante la mayor parte del año, por lo cual el drenaje será limitado, igualmente lo será el lavado de iones en el perfil del suelo. La ocurrencia de horizontes enriquecidos en minerales secundarios es fuertemente controlada por la condición hidrológica de la región de la zona árida. La fuente de enriquecimiento de minerales es necesario buscarla en aportes atmosféricos, aportes de agua subsuperficiales y a la edad del paisaje.

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Los procesos asociados con la concentración de materiales en los Aridisoles son: 1) eluviación/iluviación de arcillas (paleoclimas), 2) acumulación de Si (duripán), 3) acumulación de carbonato de calcio (calcificación) (horizontes cálcico o petrocálcico), 4) adensamiento que reduce el espacio poroso de los materiales al llenarse los poros con sales y sílice, llevando a que se formen horizontes petrocalcicos, petrogypsico o duripanes.

La composición de los materiales iniciales de algunos Aridisoles que contienen horizontes argílico, nátrico y cálcio no explican el enriquecimiento de arcillas o carbonatos. Se ha sugerido que el aporte eólico y de agua subsuperficial puede explicar estos enriquecimientos y la formación de horizontes Bt, Btn y Bkm.

La salinización está asociada a depresiones en el paisaje y a aguas salinas e igualmente a los aportes de agua por el riego. El suelo será salino si predominan en la solución del suelo cloruros y sulfatos de sodio, calcio y magnesio. La acumulación de sodio sucederá como consecuencia de predomino de bicarbonatos sobre cloruros y sulfatos en el agua.

El enrojecimiento o rubificación es a menudo observado en los Aridisoles debido a la oxidación del hierro, favorecida por las condiciones oxidativas que impera en estos ambientes debido al déficit de agua.

Entisol

Son suelos jóvenes, con historia pedogenética muy corta, característicos de zonas de aluvión, valles de inundación, rellenos de erosión, zonas de dunas y pendientes muy acentuadas con fuerte erosión. En este Orden están incluidos los suelos que no evidencian o tienen escaso desarrollo de horizontes pedogenéticos. La mayoría de ellos solamente tiene un horizonte superficial claro, de poco espesor y generalmente pobre en materia orgánica (epipedón ócrico). Normalmente no presentan otros horizontes diagnósticos, lo que se debe en gran parte al escaso tiempo transcurrido desde la acumulación de los materiales parenteles. Pueden incluir horizontes enterrados siempre que se encuentren a más de 50 cm de profundidad.

Los Entisoles se han desarrollado en distintos regímenes de humedad, temperatura, vegetación, materiales parentales y edad. Los únicos rasgos comunes a todos los suelos de este Orden son la ausencia virtual de horizontes y su naturaleza mineral. Ellos son la transición inicial hacia otras clases de Orden de suelos o hacia el material parental, como un saprolito, un depósito de ceniza, y algunos otros factores formadores que retarden los procesos formadores de suelo, como una mesa de agua en o cerca de la

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superficie que genera condiciones reductoras y retardan la meteorización. Una vegetación escasa y dispersa afecta la acumulación de materia orgánica.

La influencia de los procesos formadores de suelo no es suficientemente intensa en la Entisoles para producir una evidencia morfológica y dejar huella en el perfil que muestren evidencias de pedogénesis. Los Entisoles pueden estar en equilibrio con el ambiente o son el resultado de la erosión de otras clases de Orden de suelo.

Gelisol.

Los Gelisoles son suelos que presentan permafrost dentro de los 100 cm de la superficie. En caso de no reunir esta condición también pueden ser considerados Gelisoles aquellos suelos que presentan materiales minerales u orgánicos que tienen inclusiones de crioturbación y/o segregación de hielo en capas activas y/o en la parte superior del permafrost.

Suelos que están con temperatura menor a 0° C continuamente por dos o mas años y la parte superior, capa activa, de este puede descongelarse en el verano. En ambientes tan fríos, los procesos pedogenéticos, la criopedogénesis, de meteorización, de transformación y de translocación de minerales y materia orgánica son lentos. La materia orgánica por la lenta descomposición se acumula como un epipedón histico. La criopedogénesis es la suma de todos los subprocesos que ocurren en los suelos congelados e incluye compactación, desplazamiento (alineación, rotación sorting, inclusión) y formación de poros.

El congelamiento y descongelamiento del suelo genera una crioturbación, la cual consiste en disrupción de los horizontes, desplazamiento del material, incorporación de materia orgánica a las capas inferiores y orientación de rocas en el perfil. Se manifiesta como horizontes rotos e irregulares y bandas de texturas, involución, acumulación de materia orgánica en la capa congelada, rocas orientadas.

Histosol.

Los Histosoles están desarrollados sobre antiguos depósitos orgánicos de diversos orígenes, desde poco a muy descompuestos (Oa, Oe, Oi) y mezclados con cantidades variables de arcilla, limo y arena. Puede decirse, en general, que su desarrollo se lleva a cabo de forma independiente del clima y del sustrato. En Colombia están presentes en Sibundoy, Fúquene, Atrato, Páramos6. De cualquier forma, el mantenimiento del contenido

6 Dr. D. Malagón, IGAC. Comunicación personal.

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orgánico de los suelos requiere una descomposición muy baja que está favorecida por: 1) una baja temperatura, 2) una persistente saturación con agua, 3) una elevada acidez que provoca una baja disponibilidad de nutrientes o un elevado nivel de electrolitos o toxinas orgánicas o una conjugación de algunos de ellos.

Las depresiones que descienden bajo el manto freático son lugares idóneos para la formación de Histosoles. Las filtraciones producidas bajo pequeños escarpes del terreno o en pendientes cóncavas de zonas altas, también suelen ser lugares adecuados; si bien las vaguadas de zonas onduladas y elevadas, con climas fríos y húmedos, son un lugar frecuente de aparición de Histosoles, lo que se conoce como ciénagas colgadas o climáticas en áreas turbosas.

En las zonas templadas la forma más conocida de formación de acumulaciones de material orgánico es la correspondiente al llenado de lagos de origen glaciar formados por la retirada de los hielos. Tales lagos se forman en cuencas rocosas y en depresiones de la sedimentación glaciar cuando se produce la retirada del hielo. No siempre se llenan con material rico en materia orgánica, sino que en ocasiones pueden colmatarse con arcillas y gravas o bien ser drenados de forma natural, incluso permanecer como lagos o lagunas, cuando su profundidad o extensión es demasiado grande.

El incremento de vegetación va provocando una gran cantidad de residuos vegetales que se van acumulando sobre el sustrato mineral, a ello contribuyen los aportes correspondientes al horizonte humífero acumulado en los bordes. En un principio se produce un fuerte incremento de la población bacteriana encargada de la descomposición de los restos orgánicos, al amparo de un medio muy rico en nutrientes. La colmatación del lago va favoreciendo la implantación de una flora más extensa, que realiza una fuerte exportación de nutrientes del agua así como de un fuerte consumo de oxígeno; el medio acuático se va empobreciendo en nutrientes y, sobre todo, en oxígeno, por lo que la actividad microbiana cesa y se comienza a producir una fuerte acumulación de residuos orgánicos sin transformar que terminan colmatando la charca y creando un enorme cúmulo de material orgánico. El proceso es un fenómeno lento, su duración puede estimarse en varios miles de años.

Existen otras formas de acumulación de materia orgánica, casi siempre asociadas a movimientos ascendentes del nivel freático, son los conocidos procesos de paludización. En ocasiones estas elevaciones pueden deberse a un enfriamiento climático, que provoca la formación de capas heladas que

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impiden el libre drenaje del agua procedente del deshielo superficial, como se ha apreciado en Alaska y el norte de Siberia.

El grado de descomposición de los materiales orgánicos influye muy fuertemente en el manejo de estos suelos y ello está muy condicionado por el tipo de planta que ha generado los restos y por la acción del hombre mediante el establecimiento de drenajes.

Inceptisol.

Este Orden incluye determinados suelos de las regiones subhúmedas y húmedas que no han alcanzado a desarrollar caracteres diagnósticos de otros órdenes pero poseen evidencias de desarrollo mayores que las de los Entisoles. Se debe interpretar como suelos inmaduros que tienen débil expresión morfológica de los suelos maduros. Muestran horizontes alterados que han sufrido pérdida de bases, hierro y aluminio pero conservan reservas de minerales meteorizables. Una secuencia de horizontes corrientes incluye un epipedón pobre en materia orgánica (epipedón ócrico) sobre un horizonte de alteración con los caracteres precedentemente descriptos (horizonte cámbrico), por lo demás, se aceptan en este Orden suelos con gran variedad de rasgos morfológicos.

En la génesis de los Inceptisoles ocurren varias rutas dependientes de los procesos activos en un paisaje o área geográfica dada. En teoría todos los procesos pedogenéticos pueden estar activos en algún grado, pero ninguno predomina. Factores ambientales pueden afectar la meteorización (baja temperaturas, baja precipitación, resistencia del material parental), y lo que hace que el desarrollo del suelo sea retardado y aún inhibido.

La erosión puede alterar la parte superior del suelo en grado extremo. Cuando la erosión ha nivelado la pendiente o desnivel, la tasa de erosión disminuye y se pueden expresar procesos y se pueden formar otros tipos de horizontes. Usualmente los inceptisoles se ha formado sobre materiales parentales aportados por erosión y que algunas veces han sido suelo. Largos periodos de tiempo y altas tasas de erosión son necesarios para la formación de inceptisoles en pendiente empinada (suelo delgado perfil AC) para dar posteriormente suelos mas profundos (perfil ABC). Algunas veces, aportes de materiales en movimientos en masa (colúvios) por acción de fenómenos de vertientes los rasgos morfológicos en los perfiles de los suelos son borrados continuamente.

Los Inceptisoles se pueden formar sobre depósitos aluviales. En estas condiciones, las inundaciones temporales pueden alterar la morfología del

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perfil al depositar superficialmente materiales y al mantener saturado el suelo favoreciendo condiciones temporales de reducción.

En áreas de depresión o fondos de valle, el proceso de gleización, en los inceptisoles encontrados, produce condiciones reducciformes. En otras áreas, es posible el proceso de lavado, sin llegar a darse una condición de translocación de arcillas y la formación de un horizonte Bt se ve retardado, dado que el perfil del suelo no llegue a secarse lo suficiente.

Se han encontrado procesos de oxidación de sulfuros en algunos inceptisoles que tienen sulfuros en su material parental. Cuando son drenados se forman los “Cat Clay”, suelos con pH menores de 4 y con destrucción de arcilla que los hace muy tóxicos en aluminio.

Algunos subordenes de los inceptisoles (Umbrepts, Aquents) tienen un mayor contenido de materia orgánica en los cuales la descomposición y la humificación es mayor que la mineralización.

Molisol

En los Molisoles el horizonte A es oscuro debido al proceso de melanización, en el cual la materia orgánica humificada está asociada a los minerales del suelo. La erosión hídrica y el intenso laboreo agrícola pueden disminuir el grosor del epipedón mólico.

En estos suelos se da una alta actividad biológica que actúa sobre los restos orgánicos que llegan al suelo. Una intensiva pedoturbación faunística oblitera la diferenciación de los horizontes, se reconocen actividades de la fauna, el arado, congelamiento.

En algunos Molisoles hay evidencias de iluviación y eluviación de arcillas y coloides orgánicos formando organoargilanes en los poros y en agregados (Albolls, Argiudolls). Son suelos donde se ha lavado los carbonatos, se han acidificado y la precipitación es mayor que la evapotranspiración potencial, favoreciendo la translocación de materiales en suspensión.

Oxisol

En los Oxisoles la meteorización es muy intensa llegando a expresarse en varias decenas de metros en profundidad, como es el caso del Brasil. Esto ha llevado a que predominen minerales como caolinita, gibsita, y óxido se hidróxidos de hierro y aluminio. La formación de gibsita se da por el eficiente lavado de silicio producido en la disolución de los minerales primarios. Este proceso de desilicatación se favorece por unas buenas condiciones de drenaje, alta precipitación y una mesa de agua profunda o no existente. En estas condiciones las formas ferrosas de los minerales

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primarios liberadas por reacciones de hidrólisis son oxidadas y precipitan como óxidos. La formación de caolinita presenta cuando queda parte del silicio en la solución y al no ser lixiviado en su totalidad.

Aunque las condiciones de lavado son intensas, la translocación de arcillas no es posible favoreciéndose la formación de horizonte óxico, con una secuencia de horizontes A-Bo-C. Las arcillas en estas condiciones tienen una baja capacidad de dispersión, permanecen floculadas por el Fe+3 y el Al+3. La agregación de arcillas formando partículas tamaño limo y arena fina es común en los Oxisoles. Los suelos con un horizonte Bt muy alterado (Bto) y, bajo determinadas condiciones son igualmente Oxisoles.

Espodosol.

Los procesos que ocurren en estos suelos son complejos y en la literatura se postulan varias hipótesis. El requerimiento taxonómico para el Spodosol es la presencia de un horizonte iluvial espódico. En general se tiene que para que se forme un Espodosol inicialmente se debe haber lavado todos los carbonatos. En suelos con alto contenido de bases, especialmente Ca+2, el humus se liga con este catión formando humatos de calcio insolubles. Cuando ocurre el lavado de bases en regiones húmedas, la descomposición de la materia orgánica en estas condiciones ácida favorece la formación de ácidos orgánicos de cadena corta, la meteorización química libera Al+3, Fe+3 y otros elementos. Esta condición concomitante permite la formación de complejos de estos cationes metálicos permitiendo su translocación en el perfil.

Una de las más morfologías mas obvias en el perfil es que la deja el proceso de podzolización. Sommer y otros (2001) dividen este proceso en una secuencia de etapas: movilización de Al, Fe y Corg en el epipedón seguida de transporte vertical y una subsiguiente inmovilización en el endopedón menos ácido. Esta secuencia conduce a genrar la morfología: horizonte E claro arriba de un horizonte Bhs oscuro enriquecido con Fe y materia orgánica.

En el proceso de podzolización se han identificado cuatro tipos de horizontes espódicos: friable, cementado, nodular y plácico. El horizonte espódico friable tiene una alta porosidad, baja resistencia a la penetración de raíces, alta conductividad hidráulica comparada con otros horizontes espódicos. Los demás espódicos muestran alta resistencia a la penetración de raíces y baja conductividad, la cual favorece un encharcamiento temporal en ligeras depresiones del terreno y erosión superficial.

Ultisol

110

Algunos Ultisoles se desarrollan sobre materiales parentales que ya contienen apreciables cantidades minerales meteorizados y que son susceptibles a ser lavados. En algunos casos, tienen completamente meteorizados los minerales primarios y se han formado arcilla y óxidos (caolinita, goetita, gibsita, etc.)

El proceso de eluviación iluviación es el más característicos en los Ultisoles, por lo que el epipedón está empobrecido en arcilla y el horizonte subsuperficial (Bt) tiene una mayor contenido de esta. Típicamente se encuentra que el contenido de arcilla, dominado por caolinita, aumenta desde los horizontes A, E y la parte superior de horizonte B hasta un máximo en el horizonte argílico y luego decrece regularmente en profundidad en el horizonte C.

Procesos de acumulación, descomposición y humificación de la materia orgánica son limitados en los Ultisoles y algunos pueden tener un horizonte A oscuro y delgado. En la zona pacífica y amazónica de Colombia es común que algunos Ultisoles tengan acumulación de hojarascas y lleguen a tener un horizonte úmbrico7.

Condiciones cíclicas de oxidación reducción permiten la movilidad de Fe y Mn en el perfil del suelo dándole, a algunos Ultisoles, un moteado de colores rojos y grises facilitando una posterior formación de plintita.

Vertisol.

Los procesos formadores de los vertisoles son todos aquellos que participan en la síntesis y estabilidad de las esmectitas. Estas arcillas expansivas se pueden formar in situ a través de la meteorización del material parental en el solum (Vertisoles autóctonos) o de sedimentos compuestos por arcillas esmectíticas que pueden producir características vérticas en el suelo (Vertisoles alóctonos). Estos últimos son los que ocupan más área en el mundo y se ubican en las partes bajas de los paisajes (Comerma, 1987).

La formación de esmectitas se ve favorecida a pH altos, con suficiente Ca+2 y Mg+2 y una condición hidráulica que no permita el lavado de silicio, necesario en la síntesis de este tipo de arcillas 2:1.

Las grietas, superficies de presión (slickensides), estructuras cuneiformes, microrrelieve gilgai se explican por la capacidad de aumentar de volumen que tienen las arcillas expansivas cuando se humedecen y de contraerse cuando se secan.

7 Dr. D. Malagón. IGAC. Comunicación personal.

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En algunos Vertisoles se tienen evidencias de translocación de arcillas, procesos de eluviación iluviación, aunque los fenómenos de arcillo pedoturbación tratan de borrar las películas de arcilla como la evidencias del proceso de iluviación.

Se supone que los Vertisoles típicos son suelos derivados de minerales y sedimentos con abundancia de silicio y de cationes alcalinos y alcalinoterreos, que favorecen la formación de esmectitas como la montmorillonita. Según Ahmad (1982), los Vertisoles ácidos serían casos especiales, que podrían evolucionar de materiales geológicamente viejos, ricos en minerales secundarios muy meteorizados donde se ha lavado los cationes y prevalecen cationes metálicos como el Al+3 con predominio de caolinita sobre montmorillonita y con CIC baja como los reportados por Elizalde y Comerma (1980). Estos autores encontraron que cuando la CIC es alta el pH no es ácido.

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120

CAPÍTULO 2

PROCESOS QUÍMICOS EN LA PEDOGÉNESIS.

La Pedogénesis puede ser definida como el proceso de desarrollo del suelo (Jenny, 1941). A finales del siglo, los científicos Hilgard en los Estados Unidos y el ruso Dukuchaev sugirieron por separado que la pedogenésis principalmente estaba controlada por el clima y la vegetación. Esta idea se basó en la observación que suelos de áreas espacialmente separadas tenían desarrollados comparables cuando su clima y vegetación eran similares. En los años 1941, Hans Jenny amplió estas ideas basadas en las observaciones de muchos estudios anteriores que examinan los procesos en la formación de suelos. Jenny (1941) postuló que los tipos de suelos que se desarrollan en un área particular en gran parte son determinados por cinco factores interrelacionados: Clima, Organismos, Material parental, Topografía, y Tiempo.

El clima juega un papel muy importante en la génesis de un suelo. A escala global, hay una correlación obvia entre tipos de suelo y los sistemas de clasificación climática. A escalas regionales y locales, el clima se hace menos importante en la formación de suelo. Así, la pedogénesis está más bajo la influencia de factores como el material parental, la topografía, la vegetación, y el tiempo.

Las dos variables climáticas más importantes que influyen en la formación de suelo son la temperatura y la humedad. La temperatura tiene una influencia directa sobre la meteorización de los minerales primarios. Las tasas de reacción generalmente aumentan con el incremento de la temperatura. La temperatura igualmente influye en la actividad de microorganismos de suelo, en la humificación, la frecuencia y la magnitud de reacciones químicas de suelo, y la tasa de crecimiento de planta. Los niveles de humedad en la mayor parte de suelos son controlados por la adición de agua vía precipitación menos las pérdidas debidas a la evapotranspiración. Si las adiciones del agua por precipitación sobrepasan las pérdidas por evapotranspiración, los niveles de humedad en el suelo tienden a ser altos. Si las pérdidas de aguas debidas a la evapotranspiración exceden las aportadas por la precipitación, los niveles de humedad tienden a ser bajos. La disponibilidad de humedad en un suelo promueve la meteorización, las reacciones químicas, y el crecimiento de las plantas. La disponibilidad de agua, también tiene una gran influencia sobre el pH del suelo y la descomposición de la materia orgánica.

Los organismos juegan un papel importante en gran número de procesos pedogenéticos. Entre ellos están la acumulación de materia orgánica, la

121

mezcla del perfil, e igualmente en los ciclos biogeoquímicos de nutrientes entre la vegetación y el suelo. Los ciclos del nitrógeno y del carbón en suelos están casi completamente controlados por la presencia de animales y plantas. En el proceso de descomposición de los restos orgánicos aportados al suelo, los organismos inician el proceso de humificación y aportan sustancias nutritivas que influyen en la formación de la estructura y en la fertilidad. La vegetación superficial también protege las capas superiores del suelo de la erosión mediante el desarrollo de estructura en la superficie y reduciendo la energía de impacto de las gotas de lluvia.

El material parental se refiere a los minerales del saprolito de los cuales se ha desarrollado el suelo. Estos materiales pueden ser el resultado de los residuos de la meteorización de la roca o de sedimento transportado en un área por las fuerzas erosivas de viento, el agua, o el hielo. La pedogénesis es a menudo más rápida sobre sedimentos transportados ya que la meteorización de la roca, por lo general toma un período largo de tiempo. La influencia de material parental sobre pedogénesis por lo general está relacionada con la granulometría, la química del suelo, y el ciclo de nutrientes.

La topografía generalmente modifica el desarrollo de suelo a una escala local o regional. La topografía tiene influencia sobre el microclima y el drenaje, afectando la pedogénesis. Los suelos que se desarrollan sobre cuestas moderadas son, a menudo, mejor drenados que aquellos ubicados en el fondo de los valles. Un buen drenaje aumenta el número de procesos pedogenéticos de iluviación y eluviación que son responsables del desarrollo de horizontes de suelo. En condiciones de drenaje pobre, los suelos tienden a ser poco desarrollados. Topografías escarpadas inhiben el desarrollo de suelos debido a la erosión. Esta puede retardar el desarrollo por medio de la pérdida continuada de sedimentos superficiales. El microclima del suelo está, también, bajo la influencia de la topografía. En algunas partes, una de las vertientes de las montañas tiende a ser más caliente que la otra. Esta diferencia de exposición determina que los suelos de las dos áreas sean diferentes en términos de la profundidad, la textura, la actividad biológica, y el desarrollo de perfil.

El tiempo permite la actuación de todos los factores descritos anteriormente. Muchos procesos pedogenéticos alcanzan el estado termodinámico de estado estable, cuando el suelo alcanza la madurez. Los procesos pedogenéticos en suelos jóvenes se mantienen, por lo general, en estados lejos del equilibrio, por lo que se prefiere en estos casos hablar de tiempo interno (Ibáñez y otros, 1991).

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La Pedogénesis puede ser lenta o rápida dependiendo del cambio de energía interna con relación a los factores ambientales. Cuando ocurre un cambio en estos y no se causa en el suelo, se dice que éste está en un estado de inercia pedogenética. En contraste, cuando algunas propiedades del suelo cambian espontáneamente en respuesta a un estimulo externo o interno, el suelo está en un estado de irreversibilidad pedogenética (Chadwick y Graham, 2000).

El proceso de formación dominante en cada sitio refleja el balance entre los procesos pedogenéticos de pérdida, ganancia, redistribución interna y cambios químicos y físicos, ver figura 2.1. La morfología del perfil y las propiedades del suelo son el resultado de la acción, por largos periodos de tiempo, de los factores que desencadenan determinados procesos actuando en un volumen de suelo, que se comporta como un sistema abierto, por lo cual, intercambia materia y energía con el ambiente (Chadwick y Graham, 2000).

Figura 2.1. Diagrama de flujo de los procesos mayores en el desarrollo del perfil del suelo, según Simonson (1959).

Todo lo anterior se pude resumir en cuatro grandes procesos que ocurren en los suelos del mundo (Birkeland, 1984): Laterización (ferralización) en zonas cálidas, Podzolización, proceso dominante en climas húmedos y materia orgánica complejante. Suelos de zonas áridas y semiáridas son

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formados por procesos de Calcificación y Salinización. En las regiones pobremente drenadas, especialmente húmedas y frías se desarrollan procesos de gleyzación. En aquellos sitios donde el material parental es la ceniza volcánica los suelos se forman bajo un proceso de Andolización (Shoji y otros; 1993). Chesworth (2000) plantea de una forma más sistemática los procesos que suceden en la génesis de los suelos al agruparlos en tres tendencias: tendencia ácida, tendencia alcalina y tendencia reductora. Dentro de la tendencia ácida se tienen los procesos pedogenéticos de podzolización, ferralitización y andolización. En la tendencia alcalina identifica tres situaciones pedogenéticas: 1) precipitación de sales en medio neutro, 2) precipitación de sales en medio alcalino, y 3) precipitación de sales en medio alcalino sódico. Dentro de la tendencia reductora identifica a los procesos de gleyzación y ferrólisis.

En este capítulo se describen algunos de los procesos más importantes en la formación de los suelos. Empezando con dos aspectos universales que se presentan en la génesis de todos los suelos: la acumulación y transformación de la materia orgánica y el desarrollo de la estructura pedológica. Los demás procesos están presentados en función del flujo de agua y que, en algún grado, reflejan la influencia de la lixiviación, translocación y acumulación de iones y sustancias en el perfil del suelo, como son: la acumulación de sales solubles y yeso, la acumulación de carbonato de calcio, la acumulación de sílice, la redistribución de arcilla, la complejación y redistribución de hierro y aluminio, el lavado de silicio y acumulación de óxidos de hierro, aluminio y manganeso y el proceso donde la presencia de un exceso de agua causa ausencia de oxígeno, favoreciendo procesos hidromórficos. Finalmente, se presenta el proceso donde el tamaño del material parental tiene una gran influencia en la formación del suelo.

2.1. Materia Orgánica. Acumulaciones y transformaciones

La totalidad de la materia orgánica del suelo se puede reunir fundamentalmente en dos grupos (Stevenson, 1982; Kononova, 1966). El primero está formado por restos orgánicos, que incluye aquellos materiales identificables, como las partes total o parcialmente alteradas de la biomasa (plantas, animales y microorganismos); representa los grupos de descomposición o los productos de la actividad vital (metabolismo y resíntesis) de la población viva. Lo característico de estos compuestos es que son identificables por la química orgánica (proteínas y aminoácidos, hidratos de carbono simples y compuestos, resinas, grasas, ligninas y otros). Las sustancias de este grupo se consideran como fuentes de nutrientes para las plantas y los organismos del suelo cuando se

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descomponen por medio de un proceso conocido como mineralización. Igualmente, se les atribuyen actividades estimulantes e inhibidoras de crecimiento de las plantas, como antibióticos y vitaminas. La producción de CO2 del suelo en la respiración, está asociada a su utilización como sustrato por los microorganismos del suelo.

Al segundo grupo componente de la materia orgánica del suelo se le llama sustancias húmicas. Su formación se realiza por procesos de complicadas transformaciones de los restos vegetales y animales del primer grupo. El término es aplicado a compuestos que se forman en el suelo, por procesos no mediados por la vida (Kumada, 1987). Estos procesos son colectivamente llamados humificación y producen una mezcla de sustancias que tienen una alta resistencia al posterior ataque microbiano y son completamente diferentes, en composición química, a cualquier sustancia vegetal o animal de donde provienen. Este componente, de color negro oscuro, de la fase sólida del suelo juega un papel significativo en la formación y estabilización de los agregados, en el control de la acidez, en el reciclaje de elementos nutritivos, en la desintoxicación de compuestos peligrosos que llegan al suelo y en la fertilidad de éste.

En términos simples, la sustancias húmicas son una mezcla de compuestos que no son sintetizados directamente en los procesos bioquímicos que suceden en el suelo, aunque ellos tienen una acción inicial importante. Más específicamente, las sustancias húmicas son compuestos poliméricos formados a partir de los compuestos producidos por acción microbial y que difieren de estos biopolímeros por su estructura molecular y su larga persistencia en el tiempo. La definición de sustancias húmicas no implica un grupo particular de compuestos orgánicos, de relativa masa molecular o reactividad química. Es esencialmente un grupo muy disímil de compuestos orgánicos de naturaleza refractaria o recalcitrante (Stevenson, 1982).

La humificación de los restos orgánicos está caracterizada, inicialmente, por una fragmentación de los restos orgánicos y por la formación del humus, a medida que avanza se presenta una disminución continua de la relación C/N. La meteorización de la roca está caracterizada por una fragmentación física, la formación de arcillas y la disminución de la relación Si/Al del material residual. Así, la humificación y la meteorización pueden ser considerados como procesos análogos (Kumada, 1987) dado que ambas buscan la producción de compuestos estables en el ambiente donde se forman.

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Las sustancias orgánicas son sintetizadas y mantenidas por fuerzas vitales. Ellas son inestables cuando las plantas y animales mueren. Los minerales en las rocas fueron sintetizados en presencia de altas temperaturas y altas presiones en la litosfera. Ellos son inestables en la superficie de la tierra, donde están sometidos a bajas temperaturas, bajas presiones, a la acción del agua, del oxígeno y de los ácidos. La humificación y la meteorización son dos procesos de estabilización de ambos materiales en las condiciones terrestres. El humus y las arcillas son productos finales resultado de la estabilización de los restos orgánicos y de los minerales primarios, respectivamente. En ellos se reflejan las condiciones pedológicas de formación del suelo.

La formación del suelo comienza cuando los organismos vivos colonizan la roca y empiezan a formar el horizonte C, así, la meteorización precede a la humificación. En el transcurso del tiempo, con la formación del horizonte A, ambos, la meteorización y la humificación suceden simultánea y continuamente, y la actividad biológica y los restos orgánicos aceleran la meteorización.

En general, los procesos de humificación y meteorización suceden simultáneamente en el suelo, interactuando mutuamente, y formando asociaciones entre el humus y las arcillas. La cantidad y calidad de éstas varía dependiendo de los componentes orgánicos y minerales, igualmente de las condiciones del clima del suelo. Así, es razonable pensar que la verdadera humificación sucede en el interior del suelo y está controlada por procesos físicos, químicos y biológicos mediados por los Factores Formadores del suelo.

El proceso de humificación no está completamente entendido, pero, se está de acuerdo que sucede mediante cuatro etapas mediadas enteramente por el clima, el relieve, la biota, el material parental, que incluyen los minerales primarios y los restos vegetales, interactuando en un tiempo determinado (Stevenson, 1982). Estas etapas son: 1) descomposición de los constituyentes de la biomasa, incluyendo a la lignina, en compuestos orgánicos simples, 2) metabolismo microbial de estos compuestos simples, 3) ciclo de C, N, H y O entre la materia orgánica y la biomasa microbial, y 4) un proceso de polimerización y resíntesis de las sustancias orgánicas presentes en el suelo que dan lugar a un producto resistente al posterior ataque microbial. Los principales compuestos involucrados en las etapas 3 y 4 se cree que son polímeros fenólicos, derivados de las etapas 1 y 2, los cuales son convertidos a una clase de compuestos muy reactivos que contienen anillos de benceno oxidados (quinonas que polimerizan rápidamente).

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La mezcla de compuestos orgánicos de color negro, marrón, pardo o amarillo, que se extrae del suelo con soluciones alcalinas, sales neutras o disolventes orgánicos, lleva el nombre de sustancias húmicas. Las propiedades químicas de las sustancias húmicas son a menudo investigadas después del fraccionamiento de la materia orgánica, en función de sus características de solubilidad. La materia orgánica que ha sido solubilizada al tratar el suelo con una solución alcalina, generalmente NaOH, es separada de una parte orgánica insoluble llamada humina y es llevada a pH uno con un ácido fuerte. El precipitado que se forma después de esta acidificación es llamado ácido húmico, y al decantado que queda soluble se le llama ácido fúlvico.

Cuadro 2.1. Composición química promedia de los ácidos húmico y fúlvico de suelos del mundo (Stevenson, 1982; Sposito, 1989).

Ácido C H N S O COOH OH-FENOL

(g kg-1 ) (mol kg-1) Húmico 530-570 30-65 8-55 1-15 320-385 1.5-6.0 2.1-5.7 Fúlvico 407-506 38-70 9-33 1-36 390-500 5.2-11.2 0.3-5.7

Generalmente se hacen repetidas extracciones alcalinas en las huminas y ácidos húmicos para aumentar la separación. Los ácidos húmicos y fúlvicos recuperados son sometidos a centrifugación y a resinas de intercambio para remover partes inorgánicas y biomoléculas que pueden haber sido extraídas. Igual procedimiento de extracción se hace a materiales como turbas y leonarditas para extraer ácidos húmico y fúlvico. Cuando este procedimiento de separación por solubilidad en medio alcalino se aplica a materiales compostados o todos aquellos materiales orgánicos que no han sido sometidos a procesos pedogenéticos, valga decir la acción de los factores formadores del suelo, la fracción orgánica extraída se denomina similar a humus (humic-like) para distinguirla de la sustancia húmica como tal (Senesi y Miano, 1994).

2.1.1. Ácidos húmico, fúlvico y humina.

Como regla general hay más C y menos O en el ácido húmico que en el fúlvico. Esto lleva al ácido fúlvico a tener mayor cantidad de grupos ácidos con una mayor capacidad de complejación, y al ser soluble a todo pH, actúa significativamente en la movilidad de cationes metálicos en el suelo. Esta característica le ha valido que a este tipo de solución la denominen agua agresiva, dado que aporta los electrones en los procesos de reducción de cationes metálicos en el perfil del suelo.

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El ácido húmico es de mayor peso molecular que el ácido fúlvico, lo que hace pensar que está más polimerizado y es de mayor estado de humificación. La alta capacidad de intercambio catiónico de estos ácidos se ve reflejada en la gran cantidad de grupos ácidos y fenólicos que tienen. Estos grupos funcionales se disocian en un rango de pH entre 5 y 7, valores comunes en el suelo, por lo que siempre le aportaran cargas negativas. La composición química promedio de los ácidos húmico y fúlvico de los suelos se resume en el cuadro 2.1. En la figura 2.2 se presentan las propiedades químicas de las sustancias húmicas y sus componentes.

Figura 2.2. Propiedades químicas de los ácidos fúlvico, húmico y humina (Stevenson, 1982).

En el grupo de ácidos húmicos están englobados los compuestos que se extraen del suelo con NaOH, KOH, NH4OH, NaHCO3, Na4P2O7, NaF, oxalato sódico, urea u otros, solos o en mezcla de ellos, y que al acidificar lo extraído con ácidos minerales, HCl, ó H2SO4, se precipitan de la solución obtenida en forma de un gel oscuro. Investigadores del siglo XIX como Sprengel, Berzelius, Mulder (Kononova, 1966, 1982) separaron los distintos compuestos que conforman este gel y concluyeron que tanto su composición elemental como sus propiedades eran muy diferentes. Según las ideas de la química clásica en aquel tiempo, se consideraba que estas diferencias caracterizaban la naturaleza individual de los componentes del gel. Es así como surgieron los nombres de ácidos húmicos, úlmico, múcico, fumínico y otros. Con las posteriores investigaciones, se fue estableciendo que los geles extraídos de los distintos suelos, turbas, restos vegetales en descomposición, a pesar de toda su diversidad, conservaban principios de estructura química muy semejantes; pero esencialmente distinta a cualquier sustancia vegetal o animal de donde provienen. Para Kononova (1982) no

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hay ningún fundamento para hablar de una alteración de la naturaleza de dichas sustancias ni de su creación artificial en los procesos de extracción de las sustancias húmicas del suelo.

El ácido húmico tiene grupos de ácidos orgánicos polibásicos de débil disociación que tienen un punto equivalente en la titulación con una base en un rango de pH entre 8 y 9 (Sposito, 1989). Además de los grupos ácidos carboxílicos, fenólicos y alcohólicos, los ácidos húmicos tienen grupos metóxicos, -OCH3, que van disminuyendo desde valores de 6-8% en ácidos húmicos “jóvenes” a valores de 1-2% en ácidos húmicos “maduros”. Actualmente los ácidos húmicos son considerados unos polímeros, conformados por monómeros y éstos a su vez, formados por unidades estructurales. Estas unidades se componen de: 1) un núcleo, 2) una cadena puente, y 3) grupos orgánicos reactivos.

Físicamente, los ácidos húmicos son coloides esféricos, tendientes a unirse en cadenas formado agregados en forma de racimo de uva, ver figura 2.3. No son compactos y tienen una estructura blanda y esponjosa con multitud de poros internos, que les dan gran capacidad de retener agua y de reaccionar de diferentes maneras: adsorción, complejación, intercambio iónico, etc.

Figura 2.3. Fotografía de ácidos húmicos observado en el microscopio electrónico (Internacional Society of Humic Sanstances, 2004).

El ácido fúlvico comprenden a todas las sustancias orgánicas de la solución ácida que quedan después de precipitar el ácido húmico de la sustancia húmica. Las mismas ideas que se tenían del ácido húmico, se aplican al

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fúlvico. Se consideraba que eran una mezcla de compuestos orgánicos de naturaleza individual y que eran precursores del ácido húmico. De aquí, se originaron los términos de ácidos crénico y aprocrénico. Algunos autores, en las primeras décadas del siglo XX, consideraban a estos ácidos como una mezcla de compuestos de naturaleza individual. Otros los consideraban como formas precursoras del ácido húmico o como producto de su descomposición. Como resultado de esta actitud, el ácido fúlvico siempre ha recibido menor atención en su estudio que el ácido húmico. Situación que hoy en día se conserva.

Actualmente a los ácidos fúlvicos se les considera como un grupo independiente de las sustancias húmicas, con propiedades distintas a las de los ácidos húmicos, que quedan después de precipitar éstos. Tienen los mismos grupos funcionales de los ácidos húmicos, poseen una alta capacidad de intercambio catiónico, tienen una alta capacidad de disolver minerales y pueden formar complejos con los cationes metálicos de los minerales que disuelven. Por lo anterior se les asocia a los procesos de podzolización.

El grupo de sustancias húmicas que no se extraen con soluciones alcalinas del suelo se denominan huminas. Se considera que son ácidos húmicos que han perdido la capacidad de disolverse en álcali. Esto debido a la alteración de las propiedades químico-coloidales, provocadas por desecación e interacción de los ácidos húmicos con la parte inorgánica del suelo. Si el residuo de materia orgánica que queda después de la extracción alcalina se trata con H2SO4, HNO3 o HF, para romper los enlaces de las sustancias húmicas con los silicatos, se extraen más ácido húmico. Este ácido extraído del residuo de la humina resulta ser semejantes al extraído inicialmente del suelo. Esto ha llevado a que se diga que la humina representa en sí ácido húmico.

2.1.1.2. Síntesis de las sustancias húmicas en el suelo

La formación de las sustancias húmicas es uno de los aspectos menos conocidos de la Química del suelo, aunque continuamente se está investigando. La investigación de la formación de la sustancia húmicas está muy asociada al ciclo del carbono y a los cambios que ocurren cuando los residuos vegetales y animales son descompuestos en el suelo por los microorganismos. Stevenson (1982) plantea que existen varias rutas de formación de las sustancias húmicas durante la descomposición de los restos orgánicos. Estas rutas las resume en la figura 2.4.

La teoría clásica popularizada en uno de los primeros texto de sustancias húmicas escrito por Waksman (1932), citado por Stevenson (1982) es que las

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sustancias húmicas son unas ligninas modificadas (ruta 4). Actualmente se acepta que otras rutas son posibles sin hacer hincapié en una en particular.

De acuerdo a la teoría de la lignina se considera que ésta es incompletamente utilizada por los microorganismos y que los residuos llegan a ser parte de las sustancias húmicas. La modificación de la lignina incluye una pérdida de grupos metoxi (-OCH3) con la generación de o-hidroxifenoles y la oxidación de cadenas alifáticas con la producción de grupos ácidos (-COOH) como se presenta en la figura 2.5. Se asume que la sustancias húmicas representa un sistema polimerizado, los productos iniciales deberían hacer parte de la humina. Una posterior fragmentación y oxidación debería producir los ácido húmico primero y después a los ácido fúlvico.

Figura 2.4. Mecanismos de formación de las sustancias húmicas en el suelo (Stevenson, 1982).

En la ruta 3, la lignina juega un papel importante en la formación del humus, pero en forma diferente. En este caso, los aldehídos fenólicos y los ácidos liberados durante el ataque microbial de la lignina sufren un ataque enzimático y se convierten en quinonas, las cuales polimerizan en presencia o ausencia de compuestos aminados para formar macromoléculas similares a las sustancias húmicas.

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Figura 2.5. Representación esquemática de la teoría de la lignina en la formación de sustancias húmicas (Stevenson, 1982).

La ruta 2 es similar a la ruta 3 excepto en que los polímeros son sintetizados por los microorganismos a partir de compuestos carbonados diferentes a la lignina, por ejemplo utilizando celulosa. Los polímetros son luego oxidados enzimáticamente a quinonas y convertidos a sustancias húmicas por la ruta 3.

La noción sobre la formación del humus a partir de azúcar se remonta a los primeros días de la Química del humus. De acuerdo con este concepto, los azucares reductores y amino ácidos formados como subproductos del metabolismo microbial, sufren polimerización no enzimática para formar polímeros nitrogenados marrones del tipo de los que se forman durante la deshidratación de ciertos productos alimenticios.

La actual teoría de formación del humus reúne las rutas 2 y 3. El material de partida consiste de compuestos orgánicos de bajo peso molecular que sufren reacciones de condensación y polimerización formando la sustancia húmica, como se esquematiza en la figura 2.5. Es necesario enfatizar que no se ha desarrollado actualmente una teoría que logre explicar satisfactoriamente la formación de sustancias húmicas en diversos ambientes pedológicos. Las cuatro rutas presentadas en la Figura 2.4 pueden operar en todos los suelos, pero no en el mismo grado u orden de importancia. Las condiciones de humedad, temperatura, redox, fuentes de materia orgánica, etc. pueden influir en que una determinada ruta sea preferente con relación a las otras. La ruta de lignina puede operar en

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suelos mal drenados, mientras que la síntesis de polifenoles puede ser importante en el horizonte O formado por una capa de hojarasca en ciertos suelos forestales.

Figura 2.6. Representación esquemática de la teoría del polifenol en la formación de sustancias húmicas (Stevenson, 1982).

Una situación que no ha recibido suficiente atención es el hecho de que en un suelo dado, no todos los componentes de la sustancia húmica se pueden formar por el mismo mecanismo. El ácido húmico, por ejemplo, se puede formar de los polifenoles de las plantas o microorganismos, mientras que el ácido fúlvico pueden tener como precursores los productos de condensación de azucares y aminas, algunas veces llamadas reacciones de Maillard. Una mayor dificultad se tiene del efecto del ambiente en la formación de determinado tipo de humus, cuando diferentes tipos de materiales llegan al suelo.

En ambientes aeróbicos la lignina puede fraccionarse en compuestos de bajo peso molecular previo a la síntesis del humus. Se sabe que el oxígeno se requiere para la despolimerización microbial de la lignina, además, los hongos que degradan a la lignina no se encuentran en ambientes excesivamente húmedos. De acuerdo a lo anterior, se puede pensar que la lignina modificada hace la mayor contribución a la formación del humus en los suelos pobremente drenados, turberas y sedimentos lacustres.

La teoría propuesta inicialmente por Waksman (1932) es considerada obsoleta por muchos investigadores (Stevenson, 1982; Kononova, 1966;

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Kumada, 1987). De acuerdo a los conceptos actuales, las quinonas originadas de la lignina, en conjunto con aquellas sustancias sintetizadas por los microorganismos son las unidades que hacen parte de las sustancias que incrementan su complejidad y llegan a formar las sustancia húmicas que deberían seguir el siguiente orden: Ácido fúlvico → ácido húmico → humina.

Stevenson (1982) asocia la formación de sustancias húmicas en el suelo como un juego al azar de cartas, donde cada unidad estructural está representada por una carta de la baraja y una mano dada es igual a la combinación de unidades estructurales para formar una molécula de humus. La secuencia de cuatro unidades estructurales se representan como cartas de una “mano de juego” en la figura 2.7 y su combinación produce un núcleo estructural como el de la Figura 2.8. El número de unidades estructurales que pueden existir en el suelo es muy grande y las formas como se pueden combinar son astronómicas, lo que lleva a pensar la naturaleza tan heterogénea de las sustancias húmicas en un suelo dado.

Figura 2.7. Unidades estructurales representadas como cartas de una baraja, son el producto del proceso de descomposición a partir del cual se pueden formar moléculas húmicas en un proceso de humificación (Stevenson, 1982).

En la figura 2.8 se observa como la “mano de unidades estructurales” se han unido para formar una parte del ácido húmico, bajo unas condiciones pedogenéticas dadas.

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Figura 2.8. Unidad estructural hipotética para un ácido húmico obtenido por combinación de las cuatro unidades básicas mostradas en la figura 2.7 (Stevenson, 1982).

2.1.1.3. Efecto de las sustancias húmicas en el suelo

La formación del suelo se debe, en gran medida, a la acción de las sustancias orgánicas sobre el material parental. Dokuchaev, considerado el fundador de la Ciencia del Suelo, define al suelo como un cuerpo natural que se forma por la interacción de una serie de factores, entre los cuales están los organismos (vegetación y la actividad de macro y microorganismos). Él consideraba al humus como una parte fundamental del suelo, con una inmensa importancia en los procesos de formación y en la fertilidad, y su presencia es el síntoma cualitativo que distingue el suelo del saprolito. La anisotropía vertical del perfil del suelo es el resultado de la alteración del material parental y la distribución de materiales. Como resultado se forman los horizontes A, B y C. La presencia del horizonte A es evidente por la coloración oscura que le imparten las sustancias húmicas.

La sola meteorización no es suficiente para la formación del suelo. Es necesaria la formación de estructura (Kay y Angers, 2000). La formación de agregados, como producto de la estructuración del suelo, es un fenómeno netamente pedogenético. La estructura del suelo es responsable de los flujos de aire y agua dentro de él, y de la retención de humedad necesaria para los procesos vitales que se dan dentro del suelo, de aquí su importancia en la fertilidad. Los coloides orgánicos juegan un papel primordial en la formación de la estructura porosa, que es el agregado, al enlazar las partículas sólidas, arcilla, limo y arena, en una sola unidad.

En asocio con la fracción arcilla, el humus tiene una influencia extrema en las propiedades químicas, físicas y biorgánicas de los suelos. Entre las funciones que se le atribuyen están: 1) mantenimiento de una buena

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distribución de tamaños de poros que determinan un buen balance entre retención de agua y aireación, 2) retención de nutrientes intercambiables y complejados, 3) liberación por mineralización de iones de nitrógeno, fósforo y azufre y 4) adsorción de pesticidas, impidiendo su llegada a cuerpos de agua.

2.1.1.4. Reacciones de la materia orgánica con iones metálicos en el suelo.

La presencia de los cationes metálicos en el suelo está asociada a las reacciones de complejación con la materia orgánica. Mientras que los cationes mono y divalentes, Na, K, Ca y Mg interactúan con esta mediante reacciones de intercambio con los grupos carboxílicos ácidos (-COO-Na, 2R-COOCa). Los cationes Cu+2, Zn+2, Mn+2, Fe+3 y otros son ácidos de Lewis que tienen un alto potencial de reaccionar con las moléculas orgánicas o bases de Lewis. Un esquema de las reacciones que pueden tener la materia orgánica con los elementos trazas en el suelo se presenta en la figura 2.9.

Figura 2.9. Diagrama esquemático de las reacciones de la materia orgánica con cationes metálicos (M+n) con algunos agentes quelatanes (Q) formados en el suelo y provenientes de la materia orgánica.

Los elementos trazas (M+n) presentes en la solución del suelo como quelatos o complejos solubles (M-Q) son fuentes de nutrientes para las plantas y los microorganismos del suelo. Igualmente pueden salir del suelo por lavado, como única vía para ellos. La mayoría de los cationes metálicos precipitan como óxidos o hidróxidos una vez liberados de los minerales primarios y no son disponibles para las planta ni para los microorganismos. Igualmente, estos pueden ser inmovilizados por formas sólidas de la materia orgánica. Las cantidades de elementos traza en la solución del

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suelo son muy pequeñas comparadas con las presentes en forma precipitada en las arcillas, óxidos, hidróxidos y humus. Sin embargo, desde el punto de vista de nutrición de plantas y génesis de suelo tienen gran importancia.

2.1.1.5. Propiedades de los complejos

Un catión metálico en solución está rodeado de moléculas de agua formando un complejo de solvatación o ion libre y según la teoría ácido base de Lewis es un ácido. Un ácido Lewis (A) es un átomo, molécula o ion que tiene un orbital vacante, no utilizado en un enlace covalente, por lo que puede aceptar un par de electrones (Pearson, 1963). Una base Lewis (:B) es aquella molécula o ion, que puede ceder un par de electrones. De esta forma, Lewis propuso una definición más generalizada de un ácido, en el sentido que no se le atribuye la acidez a un elemento en particular, sino a un arreglo electrónico que tiene la capacidad, en un orbital desocupado, de aceptar un par de electrones. La reacción típica ácido base de Lewis se puede representar así:

A + :B ↔ A:B

Las especies A:B pueden ser llamadas complejos de coordinación, un aducto o un complejo ácido base. Las especies A son llamadas ácido de Lewis, para no confundirlas con ácido de Bronsted y Lowry . La base Lewis, :B, es idéntica a la base de Bronsted y Lowry. En la reacción siguiente:

Fe+3 + NH3 ↔ Fe(NH3)+3 (2.1)

El Fe+3 es un ácido de Lewis y el NH3 es una base y forman el complejo Fe(NH3)+3.

Ejemplos de ligandos en la materia orgánica del suelo con pares de electrones libres para formar enlaces covalentes con los cationes están representados por las estructuras químicas: I, II, III y IV.

El orden de decrecimiento de afinidad de ligandos orgánicos con los cationes es el siguiente:

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De acuerdo con la terminología de Pearson (1963), los ácidos y bases de Lewis se pueden clasificar en una escala de fuerte a débiles. Las bases débiles, también llamadas ligandos, son moléculas grandes fácilmente polarizables y pueden ceder sus electrones para formar enlaces covalentes. Selectivamente se unen a ácidos Lewis débiles, que generalmente son iones metálicos de radio iónico grande y baja carga. Las bases fuertes tienden a ser moléculas pequeñas, no son fácilmente polarizables, forman pocos enlaces covalentes y más enlaces iónicos, se unen a ácidos Lewis fuertes, los cuales son iones metálicos de radio iónico pequeño y alta carga. En resumen, los ácidos fuertes se unen preferiblemente a las bases fuertes y los ácidos débiles se unen con las bases débiles. Una lista de ácidos y bases se presentan en el Cuadro 2.2. De esta lista se puede observar que el Fe+3, un ácido fuerte, tiende a unirse con una base fuerte como los fosfatos, carboxilatos, sulfatos, pero no se une fácilmente con las bases débiles como los sulfuros o las aminas aromáticas. El Fe+2 un ácido débil que se une fácilmente con bases débiles como los sulfuros para formar pirita.

Cuadro 2.2. Clasificación de los ácidos y bases de Lewis de acuerdo al concepto de Pearson (1963).

TIPO ÁCIDO BASE FUERTES H+, Li+, Na+, K+

Mg+2,Ca+2, Sr+2 Ti+3,Cr+3, Mn+2, Fe+3, Co+3, Al+3

NH3, R-NH2(amidas) H2O, OH-, O2-R-OH(alcohol), R-COO-, CO3-2, NO3-, PO43-, SO42-

, F- LIMITE Fe+2, Co+2, Ni+2, Cu+2, Zn+2, Pb+2 C6H6NH2(aminas aromáticas),

C5H5N(piridina), NO2-, SO32-, Br-

DÉBIL Cu+, Ag+, Cd+2, Hg+, Hg+2 CN-, CO, S2-, R-SH(sulfidrilo), R-S-

Muchos de los cationes metálicos pueden aceptar más de un ligando definiendo de esta forma el número de coordinación. En la figura 2.10 se presenta al catión de cobre, Cu+2 formando dos tipos de complejos con aminoácidos.

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Figura 2.10. Formación de Complejos 1:1 y 2:1 de Cu+2 con aminoácidos.

La estabilidad de los complejos o quelatos está determinada por muchos factores tales como el número de ligandos que lo forman, el número de anillos que se forman, la naturaleza y concentración del catión y el pH. La secuencia de estabilidad, de mayor a menor, para algunos cationes divalentes es la siguiente:

Cu+2 > Ni+2 > Co+2 > Zn+2 > Fe+2 > Mn+2.

2.1.1.6. Significado de las reacciones de complejación en el suelo.

La formación de quelatos en el suelo puede tener los siguientes efectos: Las sustancias orgánicas están involucradas en la meteorización directa de los minerales de las rocas y sirven como agentes de transporte de sesquióxidos en procesos de podzolización. Los ciclos de elementos trazas en el suelo están íntimamente influenciado por las reacciones de complejación con las sustancias orgánicas.

2.1.1.7. Efecto de las sustancias húmicas en las reacciones redox.

Las sustancias orgánicas solubles son utilizadas por los microorganismos del suelo como fuente de energía, en este proceso respirativo los electrones generados son transferidos al O2 en los ambientes aeróbicos. En los ambientes anaeróbicos son otros los aceptores de electrones. Así, en los procesos redox del suelo se da una transferencia de electrones entre sustancias orgánicas e inorgánicas y esta se mantendrá siempre que exista 1) un aporte de sustancias biodegradable aportadas por los restos orgánicos que llegan al suelo, 2) unos microorganismos que utilicen estos sustratos y quien reciba los electrones, entre los que se tienen O2, NO3, Mn+4, Fe+3, SO4-2 y CO2. Mientras exista el aporte de materia orgánica biodegradable en el

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suelo la cantidad de sustancias aceptores de electrones se distribuirá entre los distintos aceptores de electrones representados por la capacidad de oxidación del suelo (COXS) (McBride, 1994; Bartlett y James, 1993) definida de la manera siguiente:

COXS = 4(O2) + 5(NO3-) + 2(Mn+4) + (Fe+3) + 8(SO4-2) + 4(CH2O) (2.2)

Los coeficientes en la ecuación (2.2) representan el número de electrones involucrados en el proceso de reducción del elemento.

Figura 2.11. Diferentes aceptores de electrones en el suelo durante la respiración de microorganismos presentes en el suelo utilizando como sustrato la materia orgánica.

En la figura 2.11 se presenta una secuencia de reacciones de la COXS en un suelo que contiene una suplencia finita de materia orgánica biodegradable. Dado que el O2 tiene una baja solubilidad en el agua (0.25 mM a 25°C) puede ser rápidamente agotado por la respiración de los microorganismos y las raíces de las plantas si no son aportados por mecanismos de intercambio gaseoso (difusión y flujo masal) y por aportes de agua con oxígeno disuelto. Cuando esto ocurra el nitrato y los sólidos de Mn y Fe son utilizados como aceptores de electrones durante la oxidación de la materia orgánica. Cuando las fuentes de nitratos, hierro y manganeso son agotadas, el sulfato será el encargado de aceptar los electrones. El punto final estará dado cuando el CO2 (metanogénesis) y el H+ sean los aceptores de los electrones.

140

En cada caso de reacción se producen sustancias reducidas (O-2, N2, Mn+2, Fe+2, S-2) que se acumulan en el suelo. El Mn+2 y el Fe+2 son iones solubles y son distribuidos en el perfil del suelo afectando otros procesos como el intercambio de cationes, la solubilización de sustancias, etc (Ponannperuma, 1972) y generando procesos muy conocidos en los suelos hidromórficos asociado con la gleyzación (Bouma, 1.983).

2.1.2. El efecto de la materia orgánica en la Pedogénesis.

No es posible que se forme el suelo sin la presencia de materia orgánica y organismos (Kumada, 1987). El suelo comienza a formarse cuando los organismos colonizan y trabajan sobre el material parental inorgánico meteorizándolo, así los restos orgánicos se incorporan al material inorgánico. Como el suelo es el producto de la interacción entre materiales orgánicos e inorgánicos, el material meteorizado y los restos orgánicos deben ser considerados ambos como el material parental del suelo. Si el solum se refiere a los horizontes A y B y el horizonte C es el material parental, luego el horizonte O debe ser igualmente considerado como tal.

Inicialmente los microorganismos colonizan la roca y la meteorizan formando un horizonte C, con el tiempo se sucede una mayor acumulación de materia orgánica y de sus productos transformados. La continua acción de los factores formadores de suelos crea una secuencia de horizontes que van mostrando el desarrollo del perfil evidenciando su génesis tal como lo muestra la figura 1.9.

De forma general, el papel de los organismos y de la materia orgánica en el proceso de formación del suelo se puede resumir de la manera siguiente: Las plantas, principalmente, aportan materia orgánica al suelo en forma de hojas, tallos, raíces, etc. Aunque gran parte de la materia orgánica se descompone por los organismos del suelo, una pequeña parte es humificada y permanece en él. La descomposición y humificación varia dependiendo del tipo de residuo vegetal que llega al suelo, del tipo de suelo, y en general de los demás factores formadores del mismo, principalmente del clima.

Varios organismos toman parte en la descomposición de la materia orgánica, entre ellos están las lombrices, hormigas, arañas, termitas, etc. Igualmente microorganismos como hongos, bacterias y actinomicetes (Paul, 2000). Sus actividades varían con las condiciones del medio. Los organismos del suelo y sus metabolitos son también descompuestos y humificados. Algunos tipos de materia orgánica sintetizadas por los microorganismos y algunas sustancias de las plantas de difícil descomposición por los microorganismos son incorporados al humus.

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Aunque los microorganismos están en el último eslabón de la cadena de descomposición en el suelo, el papel de los animales no se puede ignorar. Por ejemplo, la descomposición y la humificación se pueden retardar en el suelo, si los restos vegetales no son fragmentados y mezclados por los animales, previamente.

Kumada (1987) utiliza conjuntamente los términos descomposición y humificación sin diferenciarlos e ignora si la humificación incluye la descomposición. Lo que sí considera cierto es que los dos suceden simultáneamente, y que la descomposición es un proceso vital bajo las leyes de la Bioquímica. Kumada (1987) considera que la humificación es un proceso no gobernado por la vida, es un proceso abiótico donde no actúan las leyes de la Bioquímica. Ésta visión de la formación de la sustancia húmica permite que no se tenga confusión, de tal forma que no se llegue a llamar humus a las deyecciones de las lombrices.

Los cambios que sufren los restos orgánicos del horizonte O de los suelos son unos procesos típicos de descomposición y humificación. En el sistema de clasificación de Soil Survey Staf (1992, 1996) los restos orgánicos acumulados en el horizonte O de la superficie del suelo son identificados con las letras subíndices i (fíbrico), e (hémico), a (sáprico). La capa i está formada por fragmentos de hoja, tallos y restos orgánicos que han caído recientemente, los cuales conservan su composición y forma original. La capa a es de color marrón oscuro a negra y se considera el material final y amorfo que forman la etapa de mayor evolución, considerada humus.

La tasa de transformación de la capa i hasta la capa a es diferente para cada sitio, es controlada por la humedad del aire cerca al suelo y del suelo, por el clima y los demás factores formadores del suelo. Los productos de la humificación se van incorporando al material inorgánico del mismo y llegan a formar conjuntamente el horizonte A cuando interacciona con la parte mineral. Duchaufour (1987) y Kumada (1987) hacen una mayor subdivisión del horizonte O.

2.2. Desarrollo de estructura

La evidencia morfológica que demuestra que se ha formado un suelo en la superficie de la tierra es la sustitución de la estructura geológica del material parental por la estructura pedológica del suelo. Por lo que, Pedogénesis y desarrollo de estructura tienen el mismo significado. Las propiedades de las rocas están relacionadas con las condiciones de formación de sus minerales, estas condiciones son, en algunos casos, altas temperaturas y presiones. La estructura del suelo se forma por la acción del clima, la biota, el relieve, el material parental, actuando en forma conjunta

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en un tiempo dado. Es decir, la formación de la estructura es la formación del suelo mismo (Chadwick y Grahan, 2000).

La unidad de la estructura es el agregado; Buol y otros (1981) lo definen como la unión de las partículas individuales del suelo en unidades mayores con planos entre ellos y unidos por fuerzas débiles. Los materiales que no tienen agregados se consideran sin estructura y pueden estar en una de dos situaciones: que sus partículas estén sueltas o que estas partículas individuales estén adheridas íntimamente, cuya masa carece de planos que las separe y no formen agregados. La estructura se mueve entre estos dos extremos, de una condición de partículas sueltas hasta un estado masivo de ellas. El punto intermedio es la unión de esas partículas en unidades llamadas agregados.

Los suelos con cantidades apreciables de arcillas conjuntamente con el limo y la arena tienden, bajo determinadas circunstancias favorables, a agruparse ellas mismas en unidades conocidas como partículas secundarias o agregados. Tales agregados no se caracterizan por un tamaño fijo, ni son necesariamente estables en el tiempo. Los tamaños visibles de agregados varían en el rango de milímetros a varios centímetros de diámetro.

Un prerrequisito para la agregación de las partículas primarias es que la arcilla esté floculada. Sin embargo, la floculación es necesaria, pero no suficiente para que se agregue el suelo. Bradfield, citado por Hillel (1982), anotó: agregación es floculación, mas algo. Ese más es un agente aglutinante o agregante. Esta función la desempeñan la sustancia húmica y los óxidos de hierro y aluminio.

2.2.1. Forma, tamaño y grado de desarrollo de la estructura.

Al hablar de la estructura del suelo se está teniendo en cuenta a un grupo de características que describen el arreglo heterogéneo del volumen del suelo que está conformado por poros y por la fase sólida en un tiempo dado. Cuando se determina la estructura del suelo se hace, inicialmente, en forma visual y es complementada por algunos análisis cuantitativos. Cuando se hace la evaluación visual se tiene en cuenta la morfología del agregado en cada uno de los horizontes del perfil del suelo. El tipo o forma del agregado se determina en el campo, la clase o tamaño en el campo y se corrobora, en seco o en húmedo, al tamizar las muestras. El grado de desarrollo y su estabilidad se determinan en el campo y se corrobora ante una fuerza disruptiva, por ejemplo agua, mediante técnicas como la de Yoder, energía de la caída de la gota, etc. (Hillel, 1982; Pla, 1977). Algunos sistemas de clasificación de suelos (Soil Survey Staff, 1992; Canadian Expert Committee on Soil Survey, 1987), califican la estructura del suelo con base

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en su morfología, para lo cual utilizan tres características: grado de desarrollo (sin estructura, débil, moderada y fuerte), clase o tamaño ( muy fina, fina, media, gruesa y muy gruesa) y tipo o forma (grano simple, amorfa o masiva, blocosa angular, blocosa subangular, granular, laminar, prismática, y columnar).

Cuadro 2.3. Tipos de estructura del suelo, su ocurrencia dentro de los horizontes del perfil del suelo y los procesos responsables de su formación (Chadwick y Graham., 2000).

Tipo Ambiente en el suelo Proceso de formación Granular Horizonte A Agregación por agentes

biológicos: materia orgánica, hifas de hongos, raíces finas, excreciones

Planar Horizonte A y otros superficiales. Petrocalcicos, Duripanes

Compresión vertical por compactación. Heredada material parental.

Prismática, Columnar

Horizonte B con textura uniforme, raíces finas, pocos fragmentos gruesos, secado lento.

Compresión horizontal por expansión y compresión

Blocosa Horizonte B con fragmentos gruesos, diferentes tamaños de raíces

Expansión y compresión de materiales no homogéneos.

Figura 2.12. Tipos de estructura del suelo.

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En el cuadro 2.3 y en las figura 2.12 se dan ejemplos de los diferentes tipos de estructura. Durante la evaluación visual en campo de la estructura se hacen otras mediciones como la distribución de raíces y poros, el color del suelo, la infiltración, migración de arcillas, consistencia, etc., como parte de la descripsión del perfil.

Otro sistema de clasificación de los materiales sólidos del suelo es el propuesto por Rondón y Elizalde (1992):

- Subsistema plasma libre: todo material orgánico e inorgánico del suelo que es translocable, transformable y muy reactivo y cuyo tamaño es < 2 µm.

- Subsistema esqueleto libre: materiales que han pasado del material parental al suelo y aún no han sufrido transformación y pueden existir en forma libre, ya que se caracterizan por su baja reactividad. Su tamaño es mayor que el coloidal.

Subsistema pre microagregado: material que ya ha sufrido agregación, ha dejado de ser plasma libre o es material esqueleto en proceso de agregación. Su tamaño va de 2 a 50 µm.

- Subsistema microagregado: especies producto de la pedogénesis, cuyo rango de tamaño va de 50 a 250 µm. Pueden ser las unidades base para la formación de agregados de mayor tamaño y son las especies agregadas más estables del sistema.

- Subsistema macroagregados: elementos formados por unión de microagregados, por especies enlazantes. Son menos estables que los microagregados y su tamaño va de 250 a 2000µm.

- Subsistema terrones: bloques formados por unión física de macroagregados. Sus tamaños son mayores de 2 mm. Son las especies agregadas de menor estabilidad.

- Subsistema concreciones: constituido por esqueleto libre y concreciones pedogenéticas mayores de 2 mm. Sistema muy estable, que se ha formado a través de reacciones básicamente irreversibles, por lo que bajo condiciones pedogenéticas naturales no muy drásticas, su estructura no se modifica.

2.2.2. Estructura y aireación.

La estructura determina la distribución en el espacio de la fase sólida y de los poros, algunos de los cuales están ocupados por agua y otros, los más grandes, por aire. Esta distribución condiciona las propiedades físicas del suelo, como son la aireación, la infiltración y la cantidad de agua que puede almacenar el suelo.

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Los poros de diferente tamaño son agrupados arbitrariamente en diferentes clases (Cuadro 2.4). Poros de > de 30 µm incluyen bioporos, grietas, poros entre agregados y otros poros grandes intra agregados. Esta porosidad es incluida entre la clase denominada porosidad estructural (Stengel 1979) o capacidad de aireación (Thomasson, 1978). Puede llegar a ser la tercera parte del volumen del suelo. Esta porosidad está muy influenciada por la textura del suelo, por el contenido de materia orgánica y es muy sensible al manejo. La fracción de volumen de poros > a 30 µm y la conectividad de éstos tiene una gran influencia en el flujo de agua, solutos y aire en el suelo y en el desarrollo de raíces (Thomasson, 1978).

Poros con diámetro equivalente entre 0.1 y 30 µm son considerados como poros de reserva e incluye a una fracción del volumen del suelo que está llena de agua disponible para las plantas. Estos poros son el hábitat de microorganismos y la pequeña fauna del suelo. Estos poros y los mas pequeños están influenciados por la textura y el contenido de materia orgánica, pero poco por el incremento de la densidad aparente del suelo (da Silva y Kay, 1997).

Poros de menos de < 0.1 µm son los menos afectados por el manejo. Se mantienen llenos de agua por un mayor periodo de tiempo y muy poca parte de ella es disponible para las plantas. Tienen poca la influencia en el flujo de agua y aire. Son inactivos biológicamente porque no son penetrados por las raíces o por microorganismos. Se mantienen en condición reductora (da Silva y Kay, 1997).

Cuadro 2.4. Clasificación de tamaños de poros (SSS, 1992; 1996).

Clase Diámetro equivalente (µm) Macroporos > 75 Mesoporos 30 – 75 Microporos 5 – 30

Ultramicroporos 0.1 – 5 Criptoporos < 0.1

2.2.3. Origen de la estructura del suelo

La estructura del suelo resulta de la acción de los factores formadores del suelo. En su desarrollo intervienen procesos químicos, físicos y biológicos. El predominio de uno u otro proceso da origen a diferentes tipos de estructura. En su formación juegan un papel preponderante los minerales secundarios, entre ellos, los aluminosilicatos arcillosos, los óxidos y oxihidróxidos, los carbonatos y las sustancias orgánicas y húmicas que

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sirven de cemento para unir las partículas gruesas, mas o menos íntimamente, formando los agregados. Si no hay suficiente arcilla y condiciones que permitan su floculación, la estructura no se forma (Duchaufour, 1987).

Las arcillas y los compuestos húmicos, con sus cargas negativas, que se encuentran en medios alcalinos están saturadas con sodio y por lo tanto dispersas. La saturación de las cargas negativas de las arcillas con Ca+2 y Al+3, a pHs neutro y ácido, respectivamente, hacen que las arcillas estén floculadas. En la primera situación, al estar la arcilla dispersa, no se formará estructura, el suelo será compacto y macizo al secarse. Cuando el suelo está floculado, conjuntamente con agentes cementantes, como la sustancia húmica y los óxidos de Fe y Al forman puentes y revestimientos alrededor de las partículas minerales mas gruesas uniéndolas mas o menos íntimamente, se forman los agregados fundamento de la estructura del suelo (Duchaufour, 1987).

En los horizontes organo minerales, principalmente el horizonte A, la estructura refleja la acción biológica global: La micro flora favorece la formación de cementos organo minerales de los agregados. La meso y macro fauna actúan a través del tránsito intestinal, aglomerando los micro agregados y cementándolos, dándole a la unidad estructural tamaño y forma definidos (Duchaufour, 1987). La forma y estabilidad estructural generalmente mejora con el incremento de materia orgánica del suelo, aunque puede haber excepciones a esta generalidad, ya que la estructura depende mucho de la calidad de materia orgánica.

La actividad biológica afecta la estructuración del suelo ya que se asocia a una actividad variable en el tiempo de numerosos microorganismos, que incluyen miles de especies de bacterias, hongos, actinomicetes, etc. Especialmente son importantes las bacterias de la rizósfera que crecen en asociación directa con las raíces de las plantas, igualmente los hongos, con sus hifas y micelios que forman una red en el suelo. Los microorganismos unen los agregados por diferentes mecanismos tales como: adsorción y cementación con productos de excretas musilaginosas. Se destacan entre estos productos aquellos que son capaces de unir a lo agregados como los polisacáridos, hemicelulosa o urónidos u otros polímeros naturales. Tales materiales se adhieren a la superficies de las arcillas por medio de puentes de cationes, puentes de hidrógeno, fuerzas de van der Waals y mecanismos de adsorción de aniones, ver figura 2.13.

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Figura 2.13. (A) Posible arreglo de partículas de cuarzo, arcillas y materia orgánica en los agregados del suelo. (A) cuarzo–coloide orgánico–cuarzo; (B) cuarzo–coloide orgánico arcilla, (C) arcillas–coloide orgánico–arcilla, (C1) cara–cara, (C2) arista–cara, (C3) arista–arista, (D) arista arcilla–cara arcilla. (B). Detalle de un agregado. Arcilla floculada y orientada uniendo partículas primarias del suelo (Emerson, 1959).

Los polisacáridos están integrados por moléculas lineales, largas y flexibles capaces de unirse por diferentes sitios con las partículas sólidas. En algunos casos, las moléculas orgánicas penetran entre las partículas de arcilla formando una cápsula protectora alrededor de los agregados, generando un cemento de una sustancia orgánica más o menos insoluble (Hillel, 1982).

Además de la estabilidad que las sustancias orgánicas le dan a los agregados, actuando como cementos, los productos orgánicos del suelo le dan estabilidad a los agregados al reducir la humectabilidad e hinchamiento, al crear una barrera hidrofóbica alrededor del agregado

En los horizontes minerales los cementantes de los agregados son óxidos y oxihidróxidos de Fe y Al, sílice y sales de carbonatos. Se trata de cementos formados por la insolubilidad de estas sustancias al pH del suelo. Estos materiales incrementan la unión entere partículas y tienen gran influencia en la forma y estabilidad de la estructura.

La estructura no es permanente puede modificarse en función del clima, del uso del suelo, etc. En determinadas situaciones puede degradarse, aunque puede ser reconstruída, si las condiciones vuelven a ser favorables, hecho conocido como resilencia (Wenke y Grant, 1994). La destrucción de la estructura se puede deber a: a) la expansibidad de las arcillas que destruye los agregados, c) las lluvias intensas, la energía cinética de la gota de lluvia separa los agregados y transporta las partículas finas causando

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erosión, c) pérdida de cementos orgánicos por mineralización de la materia orgánica.

Cuadro 2.5. Posibles mecanismos de enlace que intervienen en la agregación (Harris y otros. 1965)

I.- Arcilla floculada – Arcilla floculada A.- Cara – Cara: un catión sirve de puente entre las caras de paquetes de arcillas floculadas y orientadas: Cara- ------M+n----- -Cara B.- Arista – Cara: Arista con carga positiva a cara con carga negativa: Arista-Al-OH2+---- -Cara

II.- Arcilla floculada – Polímero – Arcilla floculada A.- Arista – polímero orgánico – Arcilla floculada. 1.- Anión intercambiable.: arista con carga positiva a grupo –COO- Arista-Al-OH2+ ----COO- --- 2.- Puente de hidrógeno entre OH-Arista y CO(carbonilo) o NH2(amida) Arista-OH---O=C-R(CO)-(NH2)---HO-Arista 3.- Puente de catión entre arista negativa y –COO- Arista-O- ---M+n --- -OOC-R-COO- -- 4.- Enlace de Van der Waals entre aristas de polímeros. B.- Cara – polímero orgánico – Cara 1.- Puente de hidrógeno entre OH-polímero – O-Silicato Cara-Si-O---HO-R-OH--- 2.- Puente de catión entre cara externa de arcilla y -COO- de polímero u otros grupos polarizable. Cara- ---M+n --- -OOC-R-COO- --- 3.- Enlace de van der Waals entre caras de polímeros.

III. Cuarzo - (limo, coloides orgánicos e inorgánicos) - Cuarzo A.- Enlace químico entre geles de cuarzo de aluminosilicatos hidratados y grupos activos de otros constituyentes de la agregación. B.- Granos de cuarzo unidos en una matriz de limo y arcilla estabilizada por: 1.- partículas de arcilla orientadas, 2.- silicatos, sesquióxidos u óxidos desecados o irreversiblemente desecados, 3.- sustancias húmicas irreversiblemente desecadas, 4.- microagregados sementados con humatos de hierro, 5 Coloides orgánicos y arcillas floculadas unidas por los mecanismos I y II.

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Harris y otros (1965) hacen una extensa revisión de la compleja relación entre las reacciones químicas, biológicas y físicas involucradas en la formación y degradación de la estructura del suelo, son presentadas en el cuadro 2.2.3. Emerson (1959) propuso un modelo de agregación entre partículas unidas por diferentes tipos de enlaces tal como se muestra en la figura 2.2.3. El modelo de Emerson está compuesto por partículas de cuarzo tamaño arena, limo y arcilla. La estabilidad del agregado es mantenida por polímeros orgánicos y óxidos que las mantienen unidas.

2.3. Acumulación y redistribución de sales

El proceso de formación dominante en las regiones húmedas tiende a acidificar los suelos en largos periodos de tiempo. Si embargo, en las regiones de climas secos, las sales no son lavadas por las lluvias desarrollándose condiciones salinas y/o alcalinas por esta situación. Lo anterior se da porque el potencial de evaporación y transpiración excede a la precipitación, figura 2.14. Así, el movimiento neto de agua en el perfil es ascendente si hay una capa freática que le aporte. Como consecuencia, las sales se acumulan sobre o cerca de la superficie en estos suelos de las regiones áridas. Sin embargo, existen casos de localización de sales y alcalinidad confinadas por procesos geológicos, tales como barreras al flujo de agua, intrusiones marinas o aguas marinas retenidas en valles internos que posteriormente son colmatados; como consecuencia algunas acumulaciones de sales y alcalinidad no están necesariamente ligadas a condiciones climáticas.

2.3.1. Fuentes de sales en el suelo.

Las sales fósiles, sales depositadas por antiguos mares y posteriormente enterradas bajo sedimentos, pueden ser llevadas a la superficie por las aguas subterráneas, en un proceso de evaporación o por flujos laterales. En regiones costeras el agua de lluvia puede estar cargada de cloruro de sodio por efecto de los vientos marinos, en algunos casos la sobreexplotación de acuíferos permiten intrusiones salinas. En la figura 2.14 se esquematizan los aportes de agua que llegan al suelo dejando sus sales cuando la evapotranspiración excede la precipitación (McBride, 1994; Pla, 1979).

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Figura 2.14. Representación dinámica de los procesos que actúan en la acumulación de sales en el suelo.

En ausencia de las anteriores fuentes, las sales que se acumulan en el suelo son aquellas que no están sometidas a frecuentes lavados. La fuente primaria de estas sales es la meteorización química. Ejemplos de tales reacciones son:

MgSiO4 + 4H2O ↔ Mg+2 + Si(OH)4 + 4OH-

Olivino

2NaAlSi3O8 + 11H2O ↔ Al2Si2O5(OH)4 + 4Si(OH)4 + 2Na+ + 2OH-

Feldespato Caolinita

Las anteriores reacciones muestran que la hidrólisis de los silicatos de los minerales primarios es un proceso no reversible en la superficie del suelo que genera iones y alcalinidad en la solución. Esta alcalinidad natural se puede acumular en los suelos de regiones con climas áridos y semiáridos. Así, la disolución mineral y la liberación de iones a la solución del suelo están inseparablemente unidas a la generación de alcalinidad. Estos iones y alcalinidad permanecerán en el suelo dependiendo del balance en el perfil entre precipitación y evapotranspiración, como lo muestra la figura 2.15.

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Figura 2.15. Fuentes y distribución de sales solubles en los suelos con relación a la hidrología, litología y posición fisiográfica. Cuando el lavado excede a la evapotranspiración (ET) la conductividad eléctrica (CE) es baja en el perfil. Cuando el lavado es ligeramente mayor que la ET, la CE se incrementa con la profundidad del perfil. Cuando la ET es mayor que el lavado, la CE es alta en la parte superior del perfil. Las sales han ascendido capilarmente.

Cuadro 2.6. Algunas sales comunes en suelos salinos y su solubilidad en agua a 25ºC

Nombre Fórmula Solubilidad (mol/L) Halita NaCl 6.15

Tenordita Na2SO4 1.97 Mirabilita Na2SO4.10H2O 2.74 Nahocolita NaHCO3 1.22 Soda Na2CO3.2H2O 2.77 Trona Na3H(CO3)2.4H2O 2.56 Bloedita Na2Mg(SO4)2.4H2O 2.31

Hexihydrita MgSO4.6H2O 3.17 Epsomita MgSO4.7H2O 3.03 Yeso CaSO4.2H2O 0.005 Calcita CaCO3 0.0006 (pH 8, PCO2= 10-4MPa)

Las sales que generalmente están presentes en los ambientes áridos son cloruros, sulfatos y carbonatos de sodio, magnesio, calcio y potasio. De ellas, los carbonatos y sulfatos de calcio son las más insolubles. La solubilidad de las sales de sodio y potasio llega a ser cien veces mayor que

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el yeso y la calcita, ver cuadro 2.6. Se mueven rápidamente en flujos de agua saturados o insaturados. Las sales se precipitan cuando la solubilidad es excedida, usualmente cuando la solución del suelo es concentrada por evapotranspiración.

La distribución de sales en el perfil del suelo esta controlada, primero por la hidrología subsuperficial y segundo por el balance entre precipitación y evapotranspiración.

2.3.2. Origen de los suelos afectados por sales

En el suelo pueden ocurrir cambios en la composición iónica de la solución del suelo que modifican su comportamiento químico y físico, en algunos casos se suceden cambios irreversibles como la precipitación de carbonatos y sulfatos y la dispersión de arcillas (Pla, 1968, 1979; Sposito, 1989, McBride, 1994). Otros cambios se deben a la concentración de las sales que le llegan al suelo por aportes externos de agua.

Una parte del agua que llega al suelo, como riego o por aportes laterales, es evapotranspirada, otra es almacenada en él y otra parte es drenada. En el proceso de evapotranspiración solo se pierde agua, quedando las sales en el suelo, donde se pueden acumular o pueden ser drenadas si hay suficiente agua para ello, ayudadas por condiciones físicas que faciliten el drenaje. En el esquema de la figura 2.16 se presentan los aportes (La) y salidas (LET y Ld) de agua en el perfil del Suelo.

Figura 2.16. Entradas y salidas de agua, expresadas en lámina, en el perfil de un suelo.

La = Lámina de agua aportada. LET = Lámina de agua evapotranspirada. Ls = Lámina de agua que almacena el suelo. Ld = Lámina de agua que drena.

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La cantidad de agua que llega al suelo menos la que se drena es igual a la cantidad de agua que se evapotranspira más la que almacena el suelo. La relación entre las láminas de agua es la siguiente:

La - Ld = Luc + Ls (2.3)

De acuerdo a la ley de conservación de masa en un sistema de estado estable, la cantidad de sales que entran al suelo con el agua, una parte se acumula en el perfil, otra parte es drenada y otra parte es extraída por el cultivo. Si se supone un estado estable en un período largo de tiempo y la cantidad de sales que extrae el cultivo es despreciable, se tiene:

LsCsLdCdLaCa =− (2.4)

donde C es la concentración de sales (a: aportada, s: almacenada, d: drenada). Si se asume que no hay precipitación de sales en el suelo y dividiendo por La:

La

LdCd

La

LaCa

La

LsCs−=− (2.5)

)(FLCdCaLa

LsCs−= (2.6)

)(

)(

entraaguaL

drenajeensaleaguaLFL

a

d= (2.7)

Se observa en la ecuación (2.6), la dependencia que tiene la concentración de sales que se acumulan en el suelo (Cs) de la fracción de lavado (FL).

El balance de sales o de iones individuales en la zona de raíces, si no hay precipitación y asumiendo que Cs, no cambia en el tiempo es:

LaCa = LdCd (2.8)

Cd = (1/FL)Ca (2.9)

La ecuación (2.9) indica las veces que se concentra el agua de riego en la zona de raíces. La fracción de lavado (FL) se encuentra en un rango entre 0.15 y 0.20 del agua que llega al suelo, mientras que en el perfil del suelo entre el 80 y 85% del agua es evapotranspirada. Así, un %FL = 12,5 significa que la solución del suelo es ocho veces más concentrada que el agua que llega al suelo. (100/12,5 = 8).

Previo a los trabajos de Pla (1968, 1979), se tenía un perfecto conocimiento cualitativo sobre el efecto de la concentración y composición del agua de riego en las propiedades físicas y químicas del suelo. Pero no se habían

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hecho intentos cuantitativos para predecir la acumulación de sodio en el suelo, en la forma como se predice la acumulación de sales. Pla (1968) plantea que es posible predecir el RAS del suelo a partir de la fracción de lavado (FL), para lo cual es necesario introducir en la teoría, la máxima concentración que puede ocasionar precipitación de carbonatos y sulfatos de calcio en el suelo, lo cual, favorece la acumulación de sodio en el mismo.

Pla y Dappo (1974) y Pla (1979) tomaron las siguientes variables como las que más influyen en el desarrollo de suelos afectados por sales: 1) la composición iónica del agua de riego, 2) el clima, 3) las propiedades hídricas del suelo y 4) la tolerancia de la planta a las sales. Dependiendo de cómo se relacionan estas variables se tiene determinado tipo de suelo afectado según se presenta en los cuadros 2.7 y 2.8.

Los suelos actuales o potencialmente salinos son aquellos cuyas concentraciones, composición y distribución de sales, asociados a condiciones climáticas, de drenaje y de composición y concentración de sales en las aguas que le llegan provoquen o puedan provocar una acumulación de sales en el suelo que impidan el desarrollo de plantas.

Cuadro 2.7. Condiciones de formación de suelos salinos en un sistema agua-suelo-clima (Pla y Dappo, 1974; Pla, 1996)

AGUA Agua con baja CE HCO3 > SO4 >Cl Ca + Mg>Na

Agua con alta CE SO4> Cl >HCO3 Na < Ca+Mg

SUELO Drenaje deficiente Drenaje adecuado Drenaje deficiente

CLIMA Árido Árido, semi árido TIPO DE SUELO AFECTADO

Suelo Salino Alta CE

SO4 >Cl > HCO3 Na >> Ca+Mg Precipitación de: CaCO3, MgCO3 y CaSO4.H2O

Suelo Salino Alta CE

SO4 > Cl >> HCO3 Na>Ca+Mg

Precipitación de: CaCO3, MgCO3 y a vecez

CaSO4.H2O

Suelo Salino Alta CE

SO4 > Cl >> HCO3 (Cl >SO4 >> HCO3) Na > Ca+Mg (Na < Ca+Mg) Precipitación de:

CaCO3, MgCO3 y CaSO4.H2O

155

Se consideran suelos con drenaje deficiente aquellos cuya infiltración básica es menor de 5 mmhora-1, o en la cual el nivel freático se mantiene por más de cuatro meses a menos de 1.5 m de profundidad. El clima árido es aquel con menos de dos meses con exceso de la precipitación sobre la evapotranspiración potencial. Clima semiárido cuando dicho exceso ocurre en más de dos meses pero menos de cuatro en el año. Alta conductividad eléctrica se refiere a valores mayores de 1 dSm-1 para aguas y de 4 dSm-1 para el extracto saturado en el suelo.

Según el criterio expuesto en el cuadro 2.7, son suelos salinos aquellos que acumulan Na2SO4 en climas áridos, o NaCl en climas áridos y semiáridos, independiente si la relación de adsorción de sodio (RAS) es alta, ya que en ambos casos dicha acumulación va acompañada generalmente de la precipitación de CaSO4.2H2O. La alta concentración de sales flocula las arcillas, manteniendo las buenas propiedades físicas del suelo aún cuando el RAS sea alto.

Suelos actuales o potencialmente salino sódicos o sódicos son aquellos cuya concentración, composición y distribución de sales, asociadas a condiciones de drenaje, clima y de composición y concentración de sales en las aguas que le llegan al suelo, provoquen o puedan provocar deterioro físico derivado de la acumulación de sodio intercambiable. Todo lo anterior se resume en el cuadro 2.8.

Valores entre 2 y 4 dSm-1 en el extracto saturado se consideran medios. El clima húmedo se refiere a una situación donde la precipitación excede a la evapotranspiración potencial en cuatro a seis meses en el año.

La presencia de HCO3- en el agua que llega al suelo y si su cantidad excede a la cantidad de Ca+2 y Mg+2, en un clima árido o con drenaje deficiente en otros climas, es la causa de que se formen suelos sódicos. En estos suelos el Ca+2 y el Mg+2 desaparecen de la solución del suelo, la concentración de sales es media y las arcillas se saturan de sodio. Estas condiciones hacen que las arcillas se dispersen y el suelo pierda propiedades físicas favorables.

Los suelos salinos sódicos tienen una alta saturación de sodio y adecuadas propiedades físicas al tener floculadas las arcillas, debido a su alta concentración de sales.

156

Cuadro 2.8. Condiciones de formación de suelos sódicos y salino sódicos en un sistema agua-suelo-clima (Pla y Dappo, 1974; Pla, 1979).

AGUA Agua con baja CE HCO3 > SO4>Cl Ca+Mg>Na

Agua con baja CE HCO3 > SO4>Cl Na>Ca+Mg

HCO3 >Ca+Mg SUELO

Drenaje deficiente Drenaje adecuado Drenaje deficiente CLIMA

Clima con distribución estacional de lluvias. Déficit de agua en una estación seguida de exceso en otra. Lluvias intensas

Clima árido Clima semi árido a húmedo

Clima árido

TIPO DE SUELO AFECTADO Suelo Salino Sódico

Alta CE SO4>Cl>HCO3 Na>>Ca+Mg

Precipitación de: CaCO3, MgCO3

Suelo Sódico Media a baja CE HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg Precipitac. de: CaCO3, MgCO3

Suelos Sódico Media a baja CE HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg Precipitación de: CaCO3, MgCO3

Suelo Salino Sódico Alta CE

SO4>Cl>HCO3 Na>>>Ca+Mg Precipitación

de: CaCO3, MgCO3

Suelo Salino Sódico Alta CE

SO4>Cl>HCO3 Na>>Ca+Mg

Precipitación de: CaCO3, MgCO3

Suelo Sódico Media a baja CE HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg Precipitac. de: CaCO3, MgCO3

Suelos Sódico Media a baja CE HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg Precipitación de: CaCO3, MgCO3

Suelo Salino Sódico Alta CE

SO4>Cl>HCO3 Na>>>Ca+Mg Precipitación

de: CaCO3, MgCO3

Condiciones reductoras y materia orgánica

Lixiviación

Suelo Sódico HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg Precipitación de: CaCO3, MgCO3

Suelo Sódico Baja CE

HCO3>SO4>Cl Na>>>Ca+Mg

157

2.3.3. Suelos sulfato ácidos.

Sobre el origen de los suelos sulfato ácidos existen coincidencias de la mayoría de criterios entre de los investigadores (Moorman, 1963; El Baradi, 1967; Bloomfield y Coulter, 1973; Pons y van der Molen, 1973; Hodges y Carlisle, 1980) y se pueden resumir en lo que dice Beye (1973) que indica que estos suelos están en condiciones de saturación lo que permiten la reducción de sulfatos y la formación de monosulfuros y polisulfuros de hierro utilizando la materia orgánica como fuente de electrones (agente reductor).

Los números de oxidación del azufre están en el rango de +6 y -2, y se incluyen en este rango compuestos sólidos, especies en solución y gases. En suelos reducidos se alcanza el menor de los números de oxidación.

2.3.4. Intercambio catiónico en los suelos afectados por sales.

El intercambio catiónico entre Ca+2, Mg+2 y Na+ es de gran importancia en los suelos afectados por sales. Estas reacciones de intercambio pueden ser expresadas de la manera siguiente:

2NaX(s) + Ca+2 ↔ CaX2(s) + 2Na+ (2.10a)

2NaX(s) + Mg+2 ↔ MgX2(s) + 2Na+ (2.10b)

MgX2(s) + Ca+2 ↔ CaX2(s) + Mg+2 (2.10c)

donde X(s) representa una mol de coloide intercambiador que posee una mol de carga negativa. Isotermas de intercambio basadas en las reacciones (2.10c) se muestran en las figuras 2.17 y 2.18. Se observa en ellas que el Ca+2 y Mg+2 son preferidos sobre el Na+ y que Ca+2 es preferido ligeramente sobre Mg+2 por el intercambiador.

Otras formas de expresar las ecuaciones (2.10) pueden ser:

Na2X(s) + Ca+2 ↔ CaX(s) + 2Na+2 (2.10d)

2NaX(s) + Ca+2 ↔ CaX2(s) + 2Na+ (2.10e)

2NaX(s) + Ca+2 ↔ 2Ca1/2X(s) + 2Na+ (2.10f)

Las ecuaciones anteriores son tres formas alternativas para representar la misma reacción de intercambio catiónico. En la ecuación (2.10d), X denota un intercambiador con 2 moles de carga negativa, mientras que en las dos ecuaciones restantes X denota una carga negativa de un mol.

Las reacciones de intercambio catiónico (2.10d), (2.10e) y (2.10f) pueden ser descritas en términos de constantes condicional (constante que depende de

158

la concentración) y de equilibrio termodinámico. La constante de equilibrio termodinámico puede ser definida por:

( )( )( )( )

KCaX Na

Na X Caex =

+

+

2

2

2 (2.11a)

( )( )( ) ( )

KCaX Na

NaX Caex =

+

+

2

2

2 2 (2.11b)

( ) ( )( ) ( )

KCaX Na

NaX Caex =

+

+

0 5

2 2

2 2

. (2.11c)

Aunque las expresiones de actividad difieren para las tres ecuaciones, el valor numérico de Kex para las tres ecuaciones es el mismo ya que describen la misma reacción.

Igual que con las especies acuosas, las actividades de las especies sólidas en la ecuación (2.10d), pueden ser factorizadas en un coeficiente de actividad y una variable de concentración. La variable de concentración usada convencionalmente con la fase sólida es la fracción molar. Por ejemplo, para el caso de la reacción (2.10d), las fracciones molares para las dos especies iónicas son:

XCaXnCaX

nCaX nNa X

s

s s

=+

( )

( ) ( )2

(2.11d)

XNa XnNa X

nCaX nNa X

s

s s

2

2

2

=+

( )

( ) ( )

(2.11e)

Donde X es la fracción molar y n es el número de moles.

Para iones en solución, la actividad indicada por ( ), está dada por la ecuación:

( ) [ ]i f ii= (6.12)

log . ( . )f ZI

IIi = − +

−0 5121

0 32 (2.13)

( )I CiZi= 05 2. Σ (2.14)

159

donde fi es el coeficiente de actividad, Z es la valencia del ión i, I es la fuerza iónica de la solución con concentración C de los iones presentes, [i] es la concentración del ión i.

Para iones adsorbidos, la actividad es:

( )i f Xi i= (2.15)

Donde i es una especie como CaX2(s) y f es el coeficiente de actividad del catión adsorbido (Sposito, 1989). El valor de f tiende a uno cuando la fracción molar se aproxima a cero. Con la ecuación (2.16) se puede formular Kex:

( )( )

Kf X Na

f X Caex =

+

+

2 2

2

1

2

1

2 2 (2.16)

Kf K

fex

c

= 2 12

1

2 (2.17)

Donde 1 se refiere a NaX, 2 se refiere a CaX2 y:

( )( )

c KX Na

X Ca12

2

2

1

2 2=

+

+ (2.18)

cK12 se define como la constante condicional de intercambio para la reacción (2.10e). Una relación análoga puede establecerse con las ecuaciones (2.10a) y (2.10d).

El significado químico del coeficiente racional de actividad es similar al coeficiente de actividad para las especies acuosas. La constante condicional cK12 es una forma conveniente usada para medir la composición de la fase adsorbida en función de la composición de la solución. Los datos de la Figura 2.18, con un PSI (porcentaje de sodio intercambiable) = 0%, corresponden a la reacción de intercambio:

MgX2(s) + Ca+2 ↔ CaX2(s) + Mg+2

Tomando: MgX2(s) = X1 y CaX2(s) = X2, se tiene que:

( )( )

c KX Mg

X Ca12

2

2

1

2=

+

+ (2.18)

160

Las Figuras 2.17 y 2.18 son isotermas de intercambio para un suelo afectado por sales. Ellas indican que Ca+2 y Mg+2 son preferidos sobre Na+ y que Ca+2 es preferido ligeramente sobre Mg+2 por el intercambiador.

Figura 2.17. Isoterma de Intercambio para Na → Ca y Na → Mg

En el caso del intercambio Na+ por Ca+2, experimentos en muchos suelos de California y otras partes del mundo muestran que cK12, definido por la ecuación (2.18) oscila entre 1,4 y 2,9. Un valor promedio adecuado es 2,2, por lo cual:

( )( )

2 22

2

1

2 2. =

+

+

X Na

X Ca (2.19)

La ecuación (2.19) expresada en función de la fracción de carga de intercambio, Ei, queda:

( ) ( )( )

2 21

4

22

2 2. =

++ +

+

Γ Na E Na

Ca E Na (2.20)

donde, Γ = f(Na+)2/fCa+2, f es el coeficiente de actividad del ión i. La fracción de carga de un ión adsorbido es:

( )E

Zi q

Qi

i= (2.20a)

161

Figura 2.18. Isoterma de Intercambio para Ca → Mg para dos valores de PSI.

En esta ecuación, (Zi) es el valor absoluto de la valencia del ión i, qi es la cantidad de ion adsorbido y Q es la capacidad de intercambio catiónico (CIC). Ei se relaciona con la fracción molar X, por:

XENaX

ECaX ENaXi

s

s s

=+

2

22

( )

( ) ( )

(2.20b)

XECaX

ECaX ENaXi

s

s s

=+

2

2 2

( )

( ) ( )

(2.20c)

La ecuación (2.19) tiene dos variables químicas de gran interés en suelos afectados por sales, como son la RAS y el PSI. El parámetro expresado en

molm-3, es:

( )( )

RASNa

Ca=

+

+

103

2 (2.20d)

RAS se conoce como la relación de adsorción de sodio para el suelo. La cantidad 100ENa+, es el porcentaje de sodio intercambiable (PSI). Con estas definiciones, la ecuación (2.19) queda de la forma:

162

KRAS

PSI

PSIex =

−

2 5 1

100

2 2

. Γ (2.21)

dado que Kex = 2,2, la ecuación (2.21) produce una única relación entre RAS y PSI. Esta relación es graficada en la figura 2.20, usando un valor típico de Γ = 1,3 (para I = 20 mol m-3). La relación RAS-PSI es la de una línea recta con pendiente de 1,2 para RAS < 20 mol1/2 m3/2. La RAS definida por la ecuación (2.20d) es equivalente a la relación utilizada para moles L-1 :

RASC

C

Na

Ca

= (2.21b)

No es común, en un trabajo práctico, medir las concentraciones de ión libre para Na+ y Ca+2. Estos valores son calculados por procedimientos de especiación en los cuales se tienen en cuenta las constantes termodinámicas de los pares iónicos que estos cationes pueden formar. Si se toman en cuenta sólo las cantidades totales de Na+ y Ca+2 determinadas analíticamente, la RAS tomaría un valor práctico (RASp):

RASNa

Cap

t

t

= (2.22)

Figura 2.19. Gráfica de la relación RAS-PSI para KVex y un valor de Γ igual a 1.2, ecuación 2.21.

163

La RASp calculada con las concentraciones totales es menor que la RAS calculada con las actividades de ion libre de los dos cationes, pero la diferencia no tiene efecto, con fines prácticos, para evaluar la calidad de las aguas de riego y estimar el posible valor de PSI del suelo que está en contacto con esta agua.

Para el intercambio Na+ por Mg+2 el valor de Kex es ligeramente igual a 2,2, lo que, en forma práctica puede definir a RASp como:

RASNa

Ca Mgp

t

t t

=+

(2.23)

En la ecuación (2.23) los cationes están expresados en moles por litro.

La estabilidad de los coloides del suelo está muy influenciada por la cantidad de Na+ en el complejo de intercambio. Se ha visto que arcillas como la montmorillonita se dispersan cuando el PSI es mayor de 15. Estudios de permeabilidad y agregación dan evidencias del efecto del Na+ sobre estas propiedades físicas del suelo. Suelos en los cuales la permeabilidad es reducida casi a cero y de estructura masiva son designados sódicos cuando RASp en el extracto saturado es mayor de 13.

Figura 2.21. Diagrama Quirk-Schofield para la maontmorillonita en soluciones de NaCl y CaCl2 (Oster y otros, 1980).

El efecto dispersivo del Na+ intercambiable se observará sólo si la concentración de electrolitos en la solución del suelo es más baja que la

164

concentración crítica de coagulación (ccc) (concentración de electrolitos, en molm-3, en la cual los coloides del suelo sufren floculación). Así, la salinidad del suelo tiende a contrarrestar el efecto dispersivo del Na+ intercambiable de un suelo (figura 2.21). Quirk y Schofield (1955) han estudiado en detalle el efecto contrapuesto de PSI y conductividad eléctrica en las propiedades físicas del suelo, principalmente sobre la permeabilidad de éste.

Los suelos, cuando son regados con agua con HCO3 y con deficiencia en el drenaje, tienen el riesgo de llegar a ser afectados por sodio. El Ca+2 del complejo de cambio se precipita como CaCO3, aumentando la relación de adsorción de sodio (RAS) en el coloide del suelo.

Eaton (1950), observó el efecto prolongado del uso de agua en las dos regiones más antiguamente regadas del mundo: una, en Egipto a lo largo del río Nilo, y la otra en Iraq a lo largo de los ríos Tigris y Eufrates. Encontró que en el Valle del río Nilo los suelos estaban afectados por sodio y en los otros no. El asoció esto al mayor contenido de bicarbonatos de las aguas del Nilo. Bradfield (1941) comprobó que cuando a una suspensión de arcilla saturada con calcio le burbujeaba CO2, la saturación del calcio disminuía en la arcilla cuando aumentaba la presión del gas (figura 2.22). Se ha demostrado que cuando el agua de riego tiene una apreciable cantidad de bicarbonatos, causa precipitación de CaCO3 (Bower, y Wilcos, 1965, Pla 1968).

Figura 2.22. Efecto de HCO3- (expresado como presión del CO2) sobre la saturación de calcio intercambiable de suelo (Bradfield, 1941).

Termodinámicamente se puede verificar la espontaneidad de este proceso:

165

log K°

XCa + 2Na+ ↔ XNa2 + Ca+2 2,23

Ca+2 + 2HCO3- ↔ CaCO3 + CO2 + H2O 5,44

XCa + 2Na+ + 2HCO3 ↔ XNa2 + CaCO3 + CO2 + H2O 7,67

( )( ) ( ) ( )( )( ) ( )

2 3 2 20 7

2

3

4.3 10XNa CaCO CO H O

K xXCa Na HCO+ −

= =

La energía libre de un proceso es igual a:

G = G ° + RTlnQ

G° = - RTln K°

donde K° es la constante de equilibrio del proceso en el estado estándar y K es la constante de equilibrio del proceso en otras condiciones.

Ejemplo: para un suelo se tiene la siguiente información: La saturación de sodio es de 30% (PSI=30) y las actividades en la solución del suelo son (Ca+2) = 2,54 x 10-2 M, (HCO3) = 1x10-2M, (Na+) = 2,0x10-3M y pH = 7,6. Los coeficientes racionales de actividad para los iones adsorbidos en el intercambiador son: 0.78 para Ca+2 y 0,89 para Na+. La presión de CO2 en equilibrio con la solución del suelo es: 10-1.8 atm. (Sposito, 1989).

El valor de K para estas condiciones y asumiendo actividades de uno para el CaCO3 y el agua es:

( )( )( )( ) ( )

7

2223

8.1

1094.11010270.078.0

1030.089.0x

xx

xQ ==

−−

−

G° = - (1.987x10-3)(298)ln4,3x107

G° = - 10.41

∆G = - 10.41 + (1,987x103)(298)Ln1,94x107

∆G = - 0,47 Kcal/mol

El valor negativo de ∆G, es indicativo de que el proceso de sodificación del suelo es espontáneo para estas condiciones de coloide y solución del suelo. El proceso de sodificación del suelo se vería impedido (∆G positivo) si disminuye la presión del CO2(g) o disminuye la actividad del bicarbonato, con respecto a la solución.

166

Una variación en el PSI no es tan significativa como las variaciones en la solución del suelo, el Na+ estará sometido a concentrarse en el suelo, de modo que siempre el proceso de sodificación del suelo será espontáneo en presencia de bicarbonatos.

La recuperación de suelos afectado por sodio se lleva a cabo reinvirtiendo el proceso, es decir, saturando el complejo de cambio con calcio, además de mejorar las condiciones hidráulicas del suelo para lavar el exceso de sodio desplazado. Para tal fin se usa una sal de calcio más soluble que el CaCO3 como es el yeso (CaSO4.2H2O, Kso = 2,29x10-5):

log K° Ca+2 + XNa2 ↔ XCa + 2Na+ -2,23

CaSO4 + H2O ↔ Ca+2 + SO4-2 -4,64

CaSO4.2H2O + XNa2 = XCa + 2Na+ + SO4-2 -6,87

La reacción de intercambio para que pueda darse tal como está planteada, tiene que permitir que salgan del sistema Na+ y SO4-2 para que disminuyan sus actividades y esto se logra si hay un buen lavado. De aquí, la necesidad de mejorar las propiedades físicas de los suelos sódicos para poder lavar el exceso de sulfato de sodio y que el Ca+2 disuelto del yeso pueda reemplazar el Na+ en el complejo de intercambio. Además, hay que pensar en el hecho de que la concentración de Ca+2 en la solución estará controlada por dos compuestos: yeso y calcita. Cuando el pH es menor a 7,8 el yeso y no la calcita, controlará la concentración del Ca+2, facilitándose el intercambio (Sposito, 1989).

Pla (1968) en un experimento con lisímetro equilibró porciones de suelo con aguas con bicarbonato y distintos RAS, encontró que el CaCO3 precipitaba a distintos valores de concentración de bicarbonato en la solución del suelo. Esto le llevó a afirmar que es imposible conocer un valor exacto de concentración de bicarbonato que cause precipitación de CaCO3 en el suelo. Pla adoptó un valor práctico de 10 meq/L, como la concentración en la solución del suelo que causa precipitación de CaCO3 y la reacción se da en el sentido planteado, aumentando la saturación de sodio en los suelos, para sulfato de calcio adoptó un valor de concentración de 30 meq/L.

En la precipitación de CaCO3 en el suelo actúan diferentes factores. Cuando aumenta la presión de CO2 en el suelo, se inhibe la precipitación. Otros factores que actúan sobre la actividad de Ca+2, también afectan la precipitación y por ende la formación de suelos afectados por sodio. En experimentos de laboratorio, Sposito (1981) ha observado que el ácido fúlvico quelata el Ca+2 e impide la precipitación del CaCO3. Suárez (1977)

167

encontró que la relación Mg/Ca en la solución del suelo, era otro factor que influía en la precipitación.

2.3.5. Meteorización química y salinidad.

El enriquecimiento de Ca+2 y Mg+2, proveniente de la meteorización de los minerales del suelo, tiene un gran efecto sobre las propiedades físicas del mismo, como la estructura y otras propiedades relacionadas con ella como la permeabilidad. Si el agua llega al suelo con un contenido muy bajo de electrolitos, como el agua de lluvia, un bajo valor de RASp en esta agua (RASpw), sería suficiente para causar destrucción de la estructura y de la permeabilidad del suelo. Si a esto se le une el impacto de la gota de lluvia, el deterioro es más rápido, con la posibilidad de formarse sello superficial. Se ha observado que aguas con un RASpw de 3,0 pueden deteriorar la estructura, si esta agua aplicada tiene una CEw cercana a 0,5 dS/m. Si la meteorización que sucede en el suelo causa un aumento en el contenido de sales y hace que la conductividad eléctrica del agua aumente a un valor de CEw de 1,0 dS/m., se necesitaría, en este caso, un mayor valor de RASpw para alterar la estructura. De aquí se deduce que el suelo que tenga abundancia de minerales de fácil meteorización o solubilización, sería menos sensible a la pérdida de sus propiedades físicas, con aguas de un valor alto de RASpw.

Un aumento de la salinidad de la solución del suelo tiende a aumentar la solubilidad de los minerales del mismo. Esto se puede predecir del efecto que tiene la fuerza iónica sobre la actividad de los iones. Un ejemplo ayuda a entender este efecto. Se considera el mineral yeso, cuya constante de solubilidad es:

Kso = (Ca+2)( SO4-2) = 2,4 x 10-5 (2.24)

Las actividades de los iones son:

(Ca+2) = fCa+2[Ca+2] (2.25a)

(SO4-2) = fSO4[SO4-2] (2.25b)

Se puede definir otra constante:

cKso = [Ca+2] [SO4-2] (2.26)

donde cKSO es una constante condicional de solubilidad, similar a la constante definida en la ecuación (2.26) que depende de la composición de los iones. Los [ ] indican concentración.

Relacionando las ecuaciones (2.25) y (2.27) se tiene:

168

( )( )c

soso

Ca SO

K Ca SOK

f f= =+ −

+ −

2

4

2

242

(2.27)

El coeficiente de actividad de un ión en solución en función de la fuerza ionica es (Sposito, 1987):

Log K LogKI

IIc

so so= ++

−

4 096

10 3. . (2.28)

La ecuación (2.28) indica como el log de la constante condicional de solubilidad se incrementa con la fuerza iónica, I. Así, en este caso aumenta la solubilidad del yeso con la salinidad. El Cuadro 2.9 muestra evidencia experimental de este hecho.

CUADRO 2.9. Efecto de la fuerza iónica como una solución de NaCl, sobre la solubilidad del yeso representada por [Ca]t.

[NaCl]t [Ca]t [NaCl]t [Ca]t Molm-3

0 15.10 100 22.15 25 17.90 200 27.05 50 19.41 300 30.70 75 2090 400 33.32

2.4. Origen de horizontes ricos en carbonatos.

Los suelos de regiones áridas y semiáridas generalmente tienen en la profundidad del perfil, horizontes ricos en carbonato de calcio. Si el clima es demasiado seco o si la erosión es intensa, estos horizontes pueden presentarse en la superficie del suelo. La presencia de carbonatos en los suelos tiene varios orígenes; en este caso, se le prestará atención a los carbonatos que tienen origen pedogenético. En la descripción morfológica del suelo los horizontes que tienen carbonatos se designan con la letra k, ejemplo Bk es un horizonte B con acumulación de carbonato de calcio. Cuando se ha acumulado suficiente carbonato este puede cementarse y formar una capa denominada horizonte petrocálcico (SSS, 1992). Suelos con carbonatos pedogenético evolucionan progresivamente a través de diferentes estados clasificados por Birkeland (1984) desde un estado (I), en el cual se tienen unas finas películas de carbonato hasta el estado (VI) que está formado por una capa cementada de carbonato de calcio.

El proceso de carbonatación en el suelo es el resultado de la insolubilidad de los carbonatos en contraste con la solubilidad de los bicarbonatos (Jenny, 1941). En el agua del suelo existe CO2 a una presión parcial mayor que la

169

que se encentra en la atmósfera y puede disolver los carbonatos pasándolos a bicarbonatos que puedn lavarse y profundizar en el suelo donde se precipitan, produciendo acumulaciones de carbonatos, generalmente constituidos por calcita, en algunos casos puede existir dolomita si el contenido del magnesio así lo permite.

La translocación de carbonatos está gobernada por el balance de reacción entre carbonatos (insolubles) y bicarbonatos (solubles) de acuerdo con la siguiente ecuación (Stum y Morgan, 1996):

Bicarbonatación (soluble)

CaCO3 + CO2 + H2O ↔ Ca+2 + 2HCO3- (2.25)

Carbonatación (insoluble)

La enorme importancia del equilibrio CO2 - agua en el comportamiento de los carbonatos en el suelo se deduce de la ecuación anterior. Un aumento producirá un desplazamiento del equilibrio hacia la derecha, con la consiguiente disolución de los carbonatos, mientras que una disminución determinará la correspondiente precipitación e inmovilización de los carbonatos. La importancia de la concentración de CO2 en el comportamiento de los carbonatos en el suelo se deduce, igualmente, de la ecuación anterior (2.25).

Figura 2.23. Efecto del pH sobre la solubilidad del carbonato de calcio (Birkeland, 1984).

170

La acción del CO2 en la disolución de los carbonatos es de gran importancia ya que la presión parcial de CO2 en el aire del suelo es del orden de diez a cien veces mayor que la de la atmósfera. Esta acumulación de CO2 es debida a la actividad biológica, por acción de las raíces y respiración de los microorganismos, y a la descomposición de la materia orgánica.

Los cambios en el pH afectarán al sistema ya que al aumentar el contenido de CO2 en agua también aumentará proporcionalmente la acidez, disminuyendo el pH y la disolución de los carbonatos tendrá lugar, ver figura 2.23. Lo contrario ocurrirá si aumenta la alcalinidad.

La temperatura afecta al equilibrio ya que el CaCO3 es menos soluble en agua caliente que en agua fría. La solubilidad de los carbonatos decrece cuando aumenta la temperatura y por eso la movilidad de los carbonatos será mayor en climas fríos que en climas cálidos. Cuando la temperatura disminuye de 25 a 10ºC la solubilidad se incrementa en más de 150%, figura 2.24.

Otro parámetro que influencia la solubilidad de los carbonatos es la concentración de sales en la solución del suelo. El efecto que las sales disueltas tienen en la solubilidad de una sal particular es bien conocido. Así, la presencia de un ion común reduce la solubilidad, mientras que la presencia de otras sales que no tienen ningún ion común con los carbonatos aumenta la solubilidad de esta sal en particular.

Figura 2.24. Efecto de la temperatura sobre la solubilidad del carbonato de calcio (Birkeland, 1984).

171

Después de considerar los parámetros que influyen en los procesos de carbonatación y decarbonatación, parece claro que la acumulación de carbonatos por la precipitación de soluciones en el suelo tiene lugar como consecuencia de una sobresaturación causada por una o más de las siguientes razones: a) Pérdida de agua por evaporación o transpiración. b) Disminución de la presión de CO2, c) Un aumento del pH.y d) Un aumento de la temperatura.

2.4.1. Distribución normal de los carbonatos en el perfil

El CO2 y el agua son más abundantes en los horizontes superiores, debido a la más alta actividad biológica, mayor contenido en materia orgánica y más proximidad al agua de lluvia, la disolución de los carbonatos debe de ocurrir en estos horizontes. Posteriormente, los carbonatos serán transportados por las aguas de infiltración, y al llegar a los horizontes inferiores, con menores concentraciones de CO2 y de agua, precipitarán y se acumularán.

La dirección de la translocación de carbonatos en los suelos puede ser vertical, descendente y ascendente, y lateral o inclinada. La translocación de carbonatos por movimiento vertical descendente es el resultado de la progresiva infiltración de agua de precipitación atmosférica que disuelve los carbonatos en los horizontes superiores de los suelos y los deposita en los horizontes más profundos donde se produce la precipitación de estas sales, generalmente a causa de una disminución del contenido en agua del CO2 disuelto. Para que este mecanismo tenga lugar son necesarias ciertas condiciones hídricas, tales como la circulación de suficiente cantidad de agua para llevar los carbonatos hasta las zonas más profundas, pero no tanto que los elimine del suelo. Además, es evidente que se necesita la presencia de carbonatos en los horizontes más superficiales o por lo menos liberación de Ca+2 en cantidades suficientes como resultado de la alteración de los minerales primarios. Este mecanismo es el más ampliamente referido en los estudios edáficos que explica la clásica distribución de carbonatos en el perfil. En donde los horizontes superficiales están totalmente decarbonatados y los horizontes profundos presentan acumulaciones de carbonatos.

El modelo de translocación vertical ascendente se explica por la existencia de una mesa de agua rica en bicarbonatos y una capilaridad ascendente causada por evaporación y succión por las raíces de las plantas. Luego el agua se evaporará, o se absorberá por la vegetación, produciéndose la precipitación de los carbonatos al concentrarse la solución del suelo.

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Finalmente, a menudo se observan horizontes cálcicos en las partes más bajas de los relieves de área calizas, generalmente en zonas donde existe un cambio drástico de la pendiente. Esto se explica por la existencia de flujos importantes de soluciones de bicarbonato que migran pendiente abajo, y dado que las soluciones se van concentrando cada vez más y que la permeabilidad de los suelos disminuye en las depresiones, se produce la correspondiente acumulación de carbonatos.

Figura 2.25. Diagrama idealizado de proceso de formación de un horizonte calcáreo en el suelo.

Las soluciones de bicarbonatos circulan a través del perfil del suelo y cuando el producto de actividad iónica supera al Kps, se alcanza el estado de saturación, principalmente por pérdidas de agua o de CO2, tiene lugar la precipitación y la posterior cristalización. Las condiciones de formación influyen tanto en el tipo de cristales formados como en la clase de acumulaciones resultantes. Varios parámetros influencian la forma y tamaño de los cristales de carbonato formados. De acuerdo con Folk (1974) los principales son: a) concentración de las soluciones, b) contenido en Na y Mg, c) velocidad de precipitación, e) temperatura y f) presencia de materia orgánica. Sólo algunos de ellos han sido considerados en los estudios edáficos.

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La velocidad de formación parece tener una influencia decisiva en el tamaño de los cristales, de manera que cuanto más lenta es la formación más grandes son los cristales (Barthurst 1971). Bal (1975) observa que los cristales grandes se forman lentamente en poros tubulares en suelos con valores de pH uniformes, mientras que los cristales pequeños se forman rápidamente, en suelos con valores de pH contrastados, como resultado de la sobresaturación de las soluciones de bicarbonatos cuando llegan a los horizontes más profundos con pH alto, procedentes de los horizontes superiores donde rigen condiciones más ácidas. Otro factor importante es la presencia de partículas de arcilla, que actúan como núcleos de cristalización e inducen la formación de carbonatos de tipo micrita.

Finalmente el grado de sobresaturación afecta la velocidad de cristalización, y por tanto también a la forma y el tamaño de los cristales, que en soluciones sobresaturadas tienden a formas aciculares; además, la presencia de ciertos iones en la solución puede aumentar la tendencia a ellas. Sin embargo, como es natural, las condiciones de formación no sólo afectan la forma y tamaño de los cristales sino que son también responsables de la mineralogía resultante. Revisando las condiciones de formación de los carbonatos, Lippmann (1973) indica que se forma calcita cuando la presión, temperatura, concentración de sales y contenido en magnesio son bajos, y se forma aragonito con altas presiones y temperaturas, soluciones concentradas y alto contenido en magnesio. También se debe tener en cuenta que pueden existir transformaciones en los carbonatos, después de cristalizar, que afectarán la forma y el tamaño de los granos; por ejemplo, por un proceso de recristalización se puede producir esparita a partir de micrita.

2.4.2. Factores que influyen en la formación de los carbonatos en el suelo

Los Factores de Formación de suelos influyen directamente en la formación de horizontes cálcicos de la manera siguiente:

2.4.2.1. El material original.

En condiciones normales, el material original tiene una influencia indudable en el contenido de carbonatos formados en el suelo o carbonatos secundarios. En la mayoría de los casos la roca madre constituye la fuente inicial de carbonatos, bien porque ya estaban presentes en ella o porque, aunque originalmente no lo estaban, los carbonatos se han formado en el suelo, por alteración de los minerales primitivos ricos en calcio, plagioclasas, piroxenos y anfiboles, principalmente.

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H2O + CO2 ↔ H+ + HCO3- (2.26)

CaAlSi3O8 + 4H2O + 4H+ ↔ Ca+2 + Al+3 + 3Si(OH)4 (2.27)

Sumando las dos ecuaciones se tiene la reacción de hidrólisis ácida siguiente:

CaAlSi3O8 + 8H2O + 4CO2 ↔ Ca+2 + Al+3 + 3Si(OH)4 + 4HCO3- (2.28)

Ca+2 + 2HCO3- ↔ Ca(HCO3)2 ↔ CaCO3 + CO2 + H2O (2.29)

Sin embargo, no son excepcionales los suelos con horizontes cálcicos formados a partir de materiales sin carbonatos ni minerales que podrían generarlos. El origen de los carbonatos, en estos casos, se explica por aportes eólicos o hídricos.

2.4.2.2. Relieve.

En principio, los horizontes cálcicos podrían encontrarse en cualquier tipo de relieve, pero debido a sus específicas condiciones de formación, tienden a acumularse en ciertas posiciones fisiográficas. La circulación de agua subsuperficial de las regiones con calizas hace que los carbonatos migren de las zonas más altas de las colinas y se concentren en las partes más bajas de las pendientes.

2.4.2.3. Vegetación.

La vegetación juega un papel importante en la formación de estos horizontes ya que las raíces de las plantas absorben agua y concentran la solución del suelo con la consiguiente precipitación de las sales. Además, la vegetación es capaz de formar cristales de carbonatos alrededor de sus raíces cuando reacciona el CO2 que expelen con el Ca+2 de la solución y, después al morir, los carbonatos sintetizados se incorporan al suelo. La síntesis de carbonatos ha sido observada también como el resultado de la acción metabólica de ciertas bacterias. Existen numerosos autores que han destacado la acción de los organismos en la formación y transformación de los horizontes cálcicos.

2.4.2.4. Clima.

El clima constituye un factor esencial en la translocación de carbonatos en el suelo. Así en clima húmedo, el proceso representativo es el lavado de carbonatos y es inusual que se presente su acumulación, mientras que en climas árido o semiárido la precipitación es generalmente insuficiente para eliminarlos del perfil. Sin embargo, dado que están involucrados en este proceso una serie de parámetros edáficos, tales como la permeabilidad de los horizontes, en ciertas ocasiones el papel del clima puede no resultar

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evidente. Por otra parte, se debe tener en cuenta la posibilidad que el horizonte cálcico que se observa en un suelo se pueda haber formado en el pasado, bajo condiciones climáticas muy diferentes de las actuales. En cualquier caso los carbonatos juegan un papel muy importante en las regiones áridas hasta el extremo que el proceso de carbonatación puede ser considerado el más representativo de estas regiones. Además de la cantidad total de precipitación, su distribución a lo largo del año afecta, decisivamente, el comportamiento de los carbonatos. Así, el clima mediterráneo en el que las lluvias se concentran en los meses más fríos, máxima disolución, mínimas pérdidas por evapotranspiración, y con veranos cálidos y secos, intensa desecación y por tanto precipitación, provee las condiciones ideales para la formación de los horizontes cálcicos.

La cantidad de carbonatos en el suelo es función de la intensidad de la pedogenésis, pero se ha observado que la profundidad a la cual se forma un horizonte Bk está en función de la precipitación. Arkley (1963) y Jenny (1941) encontraron para suelos de los Estados Unidos la siguiente función:

D = 1.63(P – 0.45)

D = 2.5(P – 12)

Donde D es la profundidad a la que se encuentra el Bk en el perfil y P es la precipitación media anual. La diferencia entre las constantes de estas dos ecuaciones la relacionan con la efectividad de la lluvia para lavar sales.

Figura 2.26. Diagrama esquemático que muestra la relación entre el tipo de sal formada en el perfil del suelo a diferentes profundidades en función de la precipitación (Dan y Yaalon, 1982).

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La presencia de yeso y sales más solubles en el perfil esta relaciona con climas más secos. Precipitaciones menores de 300 mm al año pueden permitir precipitaciones de sales más solubles que el carbonato de calcio, como el yeso, CaSO4.2H2O, dando origen a un horizonte Gypsico. Si el contenido de yeso es alto y está cementado se tiene un horizonte Petrogypsico (Birkeland, 1984; Soil Survey Staff, 1992). En la figura 2.26 se presenta la relación entre precipitación y el contenido de yeso y carbonato en función de la profundidad del perfil del suelo.

2.4.2.5. Tiempo.

Está universalmente aceptado que el proceso de formación de carbonatos es rápido, pero su evaluación cuantitativa es muy difícil ya que en su desarrollo intervienen numerosos factores climáticos, cantidad y distribución de precipitación, evapotranspiración, temperatura, etc., y edáficos, disponibilidad de calcio, permeabilidad, composición de la solución del suelo. Las referencias bibliográficas señalan un rango de acumulación que varía entre 0.025 y 10 mm/año.

2.4.3. Diferentes tipos de carbonatos presentes en el suelo.

Las acumulaciones de carbonatos pueden tener orígenes edáficos muy variados. Básicamente pueden dividirse en autóctonas y alóctonas.

2.4.3.1. Autóctonos.

Los carbonatos proceden del material original bien porque estuvieran presentes en él, que es el caso más común, o porque, aunque no estén se han neoformado en el suelo a consecuencia de la alteración de los minerales primarios, como puede ser el caso de plagioclasas, piroxenos y anfíboles, ver reacciones.

2.4.3.2. Alóctonos.

Los carbonatos no tienen relación genética alguna con el material original. Su origen se debe a una contribución externa bien por haber sido transportados por el agua, como consecuencia de una contaminación de una capa de agua regional o son debidos a una escorrentía local, importante en áreas montañosas. Finalmente, en algunos casos, especialmente en las regiones áridas, los carbonatos pueden tener un origen eólico.

Por otra parte, una carbonatación secundaria ocurre cuando se produce la precipitación de los CO3-2 al variar cualquier condición que rompa el equilibrio y haga que la ecuación (2.25) se desplace hacia la izquierda. Esta situación se puede provocar por una disminución del contenido de CO2

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disuelto, aumento de pH, aumento de la temperatura, disminución de la humedad por evapotranspiración o por causas físicas que impidan la circulación del agua a través del suelo. La acumulación de los CaCO3 secundarios se produce a una determinada profundidad, de manera que el suelo puede encontrarse sin carbonatos en los horizontes superiores y con ellos en los horizontes inferiores, típicamente en la base del B y/o en el C.

El proceso de carbonatación es típico de las regiones áridas, semiáridas y subhúmedas, con una suficiente escasez de agua como para que los CO3 puedan acumularse en el suelo. Como resultado de este proceso, se forman horizontes cálcicos.

Las pruebas de este doble proceso de disolución y reprecipitación de los carbonatos se tienen, tanto en la morfología de los perfiles, como en la propia morfología de los carbonatos. En efecto, en los suelos de las regiones con los climas mencionados es sintomático encontrar los horizontes superiores descarbonatados y a una determinada profundidad se encuentran niveles altamente calcáreos. Además, la profundidad de estos horizontes cálcicos, está relacionada con la intensidad de las precipitaciones atmosféricas de las zonas en donde se hallan.

Por otra parte, la propia morfología de las acumulaciones de carbonatos es una clara manifestación de su movilidad. Por ejemplo su distribución localizada en grietas y poros del suelo, también en nódulos blandos pulverulentos y de borde difuso, es decir, que se integran paulatinamente en el suelo, y la existencia de revestimientos en los agregados, así como otras veces localizadas en la parte inferior de las gravas.

Es interesante constatar que el desarrollo de un horizonte fuertemente calcáreo produce la destrucción o el arrastre y la expulsión a otros lugares de la gran mayoría de las partículas que originariamente conformaban el horizonte antes de que llegaran los carbonatos.

2.5. Acumulación y redistribución de arcillas

La formación de un horizonte argílico se origina como resultado de la actuación del proceso de eluviación iluviación, el cual puede ser explicado de la siguiente manera:

Cuando se produce la llegada de las precipitaciones atmosféricas sobre la superficie del suelo, las lluvias se infiltran a través del horizonte superficial. Las arcillas de estas capas se movilizan al dispersarse y pasan a suspensión. Estas suspensiones migran, por la acción de la gravedad, a través de los macroporos, hasta los horizontes profundos, los cuales se encuentran secos. Los microporos, por su mayor poder de succión, absorben el agua

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desde los macroporos. Las arcillas de la suspensión, por su tamaño de partícula, no pueden pasar a través de las paredes de los macroporos y se concentran sobre ellas y, al ir cediendo agua progresivamente, se va formando una fina capa que recubre las paredes. Finalmente al desecarse completamente, las arcillas quedan adheridas sobre las paredes y debido a su hábito laminar quedan fuertemente orientadas entre ella, formando una lamina paralela. En el siguiente ciclo de lluvias el proceso se repite y, como consecuencia, la película aumenta de espesor. Estas películas se llaman revestimientos o cutanes por su distribución y de iluviación por su origen (clay coating, en inglés). De manera similar, cuando las suspensiones mojan a los agregados del suelo, dejan finas películas de arcilla sobre su superficie.

En la translocación de sustancias se distinguen dos procesos: uno inicial, de movilización y salida de materiales, que se desarrolla en los horizontes superficiales y que se denomina eluviación, y un segundo proceso que representa la depositación e inmovilización, con acumulación de sustancias en los horizontes subsuperficiales que se llama iluviación; siendo siempre el agua el medio de transporte. De lo anteriormente expuesto se desprende que en este proceso se diferencian tres etapas: Primero dispersión, luego transporte y finalmente acumulación.

- Primera etapa: parece estar admitido que para que se produzca una importante movilización de la arcilla, previamente se tiene que producir su dispersión. La dispersión se produce como resultado de las mutuas repulsiones que experimentan las partículas de arcilla como consecuencia de la existencia de cargas eléctricas, fundamentalmente negativas, localizadas en sus superficies y actuando el agua como medio de soporte.

La dispersión o floculación de las arcillas depende del grosor de la capa difusa de cationes que rodean a las partículas (Sposito, 1989). Cuando las arcillas están en un medio acuoso, las cargas negativas que ellas poseen atraen a los cationes que se encuentran en la solución y se crean dos soluciones.

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Figura 2.27. Capa difusa de cada coloide separada por la solución del suelo. La distancia d está en función de su concentración y tipo de catión y de la concentración de la solución del suelo.

Figura 2.28. Ilustración de la depositación de arcilla en un poro del suelo para formar una película orientada de arcillas. 1: El agua fluye por el poro con arcilla en suspensión, 2: El suelo está seco, 3: Las paredes del poro succionan el agua, 4: Las arcillas en suspensión recubren las paredes del poro, 5: El eje c de las arcillas queda paralelo con la pared del poro.

Una solución interna con los cationes que se adhieren por enlace químico a la superficie del coloide, llamada capa compacta o de Stern, y otra solución

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externa formada por los cationes de intercambio atraídos por las cargas negativas del coloide por fuerzas físicas de coulomb, llamada capa difusa. Esta cambia de tamaño, se puede expandir o contraer según su composición o la composición de la solución del suelo que está en contacto con la capa difusa. Ver la figura 2.27.

Cuando dos partículas, cada una con sus capas difusas de carga positiva, se mueven una junto a otra, la reacción inicial es de repulsión y así las arcillas estarán dispersas. Si la capa difusa se contrae, las partículas de arcilla pueden llegar a estar muy juntas la cual permite que se induzcan fuerzas de cohesión, de van del Waals, ocurriendo la floculación.

Los principales factores que afectan a la dispersión, y que afectarán por tanto a la movilización, son: 1) tipo de mineral de la arcilla en suspensión, 2) tamaño de las partículas, 3) pH, 4) tipos de cationes presentes en la capa difusa, 5) concentración de electrólitos en la solución del suelo, y 6) contenido en materia orgánica.

- Segunda etapa: Transporte, puesto que las observaciones muestran una idéntica o muy similar mineralogía para las arcillas de los horizontes eluvial e iluvial, se debe suponer que las arcillas se transportan como partículas sólidas en suspensión, sin que sufran transformaciones importantes durante esta etapa. Los factores que intervienen en esta fase son: cantidad de agua y porosidad del suelo.

- Tercera etapa: acumulación La acumulación se puede producir bien sea por una detención de la infiltración de la suspensión, o bien a través de una floculación. Sus causas son debidas a mecanismos de tipo físico (paralización del frente de agua de gravedad a una determinada profundidad, debido a que se reduce a un mínimo la macroporosidad), biológico (por biodegradación de las sustancias orgánicas que complejan a la arcilla) y fisicoquímico (aumento de la concentración de los electrolitos, por cambio del pH, o por niveles de enriquecimiento en compuestos de hierro y aluminio que flocularían a las arcillas).

2.5.1. Iluviación de arcillas y Factores Formadores de suelos.

De la propia génesis de este proceso se deduce que para que tenga lugar es absolutamente imprescindible que el suelo pase por unas fases húmedas lo suficientemente intensas como para que haya un exceso de agua que se infiltre a través del suelo, ya que de no ser así, no se produjera el arrastre de la arcilla. Además usualmente es necesario que el suelo pase por períodos de sequedad, lo suficientemente largos e intensos para que los macroporos de los horizontes inferiores del suelo estén secos.

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Es por esto por lo que en los climas continuamente húmedos este proceso no se desarrolla, o apenas, ya que las suspensiones de arcilla que se infiltran a través del suelo no son sometidas a intensas succiones por parte de los microporos, al encontrarse estos permanentemente húmedos. Por ello la arcilla no es retenida en cantidades apreciables. A no ser que se produzca su floculación por causas fisicoquímicas y es así eliminada al subsuelo.

Además de los requerimientos climáticos, este proceso necesita de otras condiciones para desarrollarse. Así la roca tiene que proporcionar suficiente contenido en arcilla, el suelo ha de ser lo suficientemente poroso como para permitir la libre circulación de las suspensiones, y dado que este es un proceso que se desarrolla muy lentamente, las superficies que soporten a suelos con intensa iluviación han de ser geomorfológicamente estables y suficientemente antiguas.

En la iluviación de arcilla se distinguen dos tipos que corresponden a dos fases con condiciones diferentes. Iluviación primaria o normal e Iluviación secundaria o hidromórfica. La primera fase es llamada iluviación primaria (que puede ser considerada como la iluviación normal), se presenta típicamente en suelos desarrollados sobre material original sedimentario no consolidado, con adecuadas condiciones de drenaje, en medios débilmente humíferos, neutros o débilmente ácidos y biológicamente activos. En estas condiciones, si las características climáticas son las adecuadas, las partículas de arcilla se unen al hierro formando complejos estables que pueden migrar conjuntamente a capas más profundas. Esta fase de iluviación se caracteriza micromorfológicamente, por la existencia de ferriargilanes de colores rojizos o amarillentos, según contengan mucho o poco hierro, respectivamente. Muestran fuertes orientaciones y son homogéneos, observándose solamente microlaminaciones debidas a variaciones en el contenido en hierro que delimitan claramente las sucesivas fases de acumulación.

La otra fase iluvial, que se puede formar directamente o como consecuencia de esta primera, se denomina secundaria o hidromórfica. Durante la fase anterior, el suelo presentaba una buena estructura, en bloques muy finos y estables, pero al desarrollarse la iluviación de arcilla hasta alcanzar el máximo desarrollo, es tanta la arcilla acumulada en los poros que éstos quedan completamente rellenos; la porosidad decrece drásticamente, la estructura comienza a degradarse y van apareciendo propiedades hidromórficas. El medio se va acidificando progresivamente y disminuye la actividad biológica, con lo que los compuestos orgánicos solubles son más estables. Se provoca una cierta reducción, y por tanto, parte del hierro

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férrico se transforma en ferroso que, como ya es soluble, se separa de la arcilla. Ahora la arcilla se compleja con la materia orgánica, formando complejos muy estables que pueden migrar, a pesar de la acidez del medio, a zonas mucho más profundas que en la fase anterior. Esta fase se caracteriza por la presencia de argilanes de color blanco o gris verdoso, que son más heterogéneos y presentan bastante limo y materia orgánica, que dificultan la orientación de las partículas de arcilla. Las condiciones para que se desarrolle la iluviación hidromórfica son: escasa porosidad (mal drenaje, impermeabilidad), estructura degradada, medio ácido, biológicamente poco activo y condiciones anaeróbicas.

2.5.2. Pedoturbación

Es el proceso por el cual se produce la destrucción de las acumulaciones de arcilla iluvial. Las acumulaciones de arcilla iluvial no permanecen imperturbables en el suelo sino que son muchas las causas que las modifican. Una de ellas puede ser las mecánicas. En los suelos arcillosos los cambios de humedad provocan hinchamientos y contracciones que deforman intensamente a las acumulaciones iluviales. En otras ocasiones es la neoformación de compuestos edáficos, como es el caso de la precipitación de los carbonatos, la que produce la fragmentación y desorganización de los revestimientos arcillosos. La actividad biótica también una es causa de perturbación, y la actividad del hielo y deshielo, es otra.

2.5.3. Reconocimiento del proceso iluvial.

La iluviación es un proceso complejo que no es fácil de estudiar y frecuentemente presenta dificultades para su reconocimiento. Dado que es un proceso ampliamente representado en los suelos. Especialmente, en los climas con periodos muy secos y períodos muy húmedos alternantes ha sido muy estudiado y existe un amplio abanico de técnicas para su caracterización. La translocación de las partículas de arcilla de un punto a otro, produce importantes efectos en el suelo, que se pueden considerar a nivel macroscópico y microscópico. Su manifestación macromorfológica más significativa es la producción de un fuerte cambio textural en el perfil. El arrastre de las partículas de arcilla de los horizontes superficiales y su acumulación de una determinada profundidad, origina cambios visibles de coloración, textura, estructura y consistencia. Así, un perfil en el que la iluviación de arcilla ha sido muy intensa muestra una secuencia típica de horizontes A, E y Bt. El horizonte eluvial E se presenta decolorado, a veces de color blanco neto, de textura arenosa y estructuras poco desarrolladas, con escasas grietas, de tipo particular o masiva, a veces laminar. Por el

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contrario, el horizonte iluvial, presenta coloración parda o roja de altos cromas, su textura es arcillosa y presenta un fuerte desarrollo de la estructura, con amplias y numerosas grietas, de tipo en bloques angulares gruesos o prismática. Pero desgraciadamente, muy frecuentemente el perfil de un suelo iluvial no es tan demostrativo y es muy normal que el suelo carezca de horizonte E, bien porque no haya sido la iluviación de arcilla lo suficientemente intensa como para diferenciar al horizonte E del horizonte A, o porque al ser un horizonte subsuperficial y de estructura poco desarrollada tiene gran tendencia a erosionarse o, muy frecuentemente, debido simplemente a su mezcla con los horizontes adyacentes por la acción del arado. En todos estos casos es imprescindible observar detenidamente como está localizada la arcilla en el horizonte B y buscar con una lupa la posible presencia de películas de ella en las paredes de los poros y en la superficie de los agregados.

La existencia de estos cutanes pueden demostrar por si misma, el desarrollo del proceso iluvial, siempre que tengan el suficiente espesor para poner de manifiesto rasgos morfológicos propios, como sería una coloración diferente al resto de la matriz edáfica o presentar su superficie satinada con los granos de arena recubiertos por las películas de arcilla. En ocasiones es posible observar la presencia de laminaciones internas o la existencia de un borde nítido que los diferencie claramente del resto del material edáfico circundante. También su localización sobre la superficie de los agregados o recubriendo las paredes de los macroporos son rasgos de gran valor diagnóstico para poder diferenciarlos de sus grandes enemigos en el campo como son los cutanes de presión.

El análisis granulométrico detallado de la fracción arcilla se basa en el hecho de que cuanto más pequeño sea el tamaño de la arcilla, más facilidad presentará para movilizarse, ver figura 2.29. Por ello, la razón arcilla fina a arcilla total puede ser utilizada como criterio diagnóstico, en especial cuando los argilanes se fragmentan por presiones expansión-contracción. Es de esperar que esta razón alcance valores más altos en los horizontes Bt que en los horizontes eluviales. De cualquier forma, este método no es determinante por sí mismo dado que, como ya se ha indicado anteriormente, en las condiciones edáficas los minerales de neoformación tienden a cristalizar bajo tamaños de granos muy pequeños.

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Figura 2.29. Distribución en profundidad de arcillas total y fina y del cociente arcillafina/arcillatotal en un Ultisol del Oriente Venezolano (Comerma y Chirinos, 1976).

La micromorfología representa la mejor técnica para el reconocimiento y estudio del proceso de iluviación de arcilla. En general, no siempre resulta fácil juzgar si un determinado dominio de arcilla orientada es iluvial o no, pero quizás sea el microscopio pretrográfico la herramienta principal en la identificación de la transformación de arcilla. Las características por las cuales se reconoce el origen iluvial de la arcilla en lámina delgada son: continuidad óptica, fuerte orientación preferida, intenso color de interferencia, existencia de laminaciones, contraste textural con la matriz adyacente, límite abrupto con el material circundante (tanto en nicoles paralelos como cruzados), color natural propio, y localización, ya sea recubriendo las paredes de los macroporos o las superficies de los agregados. Dependiendo de la forma como se manifiesten estos rasgos y como es de contrastante la acumulación de arcilla iluvial en el perfil, su reconocimiento puede resultar desde obvio a muy difícil.

2.5.4. La arcilla iluvial y la arcilla de otros orígenes.

En ocasiones las acumulaciones de arcilla iluvial se confunden con otras masas arcillosas de muy distintos orígenes. En general, cuando la arcilla

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iluvial presenta sus microrrasgos bien desarrollados es fácilmente reconocible. El problema más común de confusión de la arcilla iluvial son las arcillas orientadas por presión, originadas por los procesos de contracción e hinchamiento debidos a los cambios de humedad del suelo. En general estas acumlaciones no presentan microlaminaciones. La arcilla de síntesis in situ no representa un caso muy frecuente de confusión. Pueden confundirse en algunas ocasiones con las acumulaciones fragmentadas (pápulas)8. Este problema parece limitarse a unos pocos suelos en los que existe suficiente cantidad de grandes partículas de mica, fundamentalmente es la biotita la que por transformación da unidades seudomorfas de arcilla orientada. La arcilla orientada puede ser heredada directamente como fragmentos de rocas. Preferentemente, se trata de materiales sedimentarios arcillosos, fuertemente orientados o procedentes de otros suelos previamente existentes. Los principales tipos de materiales originales en los que puede presentarse este fenómeno son arcillas, arcillitas, lutitas, margas, pizarras y esquistos, y también pueden estar presentes en suelos desarrollados sobre depósitos aluviales y coluviales.

En un principio se pensó que los revestimientos de arcilla eran debidos a la neoformación. Hoy día solo puede ser causa de problemas en algunos suelos en los que se forman recristalizaciones, especialmente de goetita, rodeando poros y agregados, mostrando una aparente orientación y birrefringencia similares a las de la arcilla iluvial e incluso pueden presentar laminaciones. No obstante, se pueden diferenciar, a pesar de la similitud, porque la arcilla iluvial se dispone paralela a las paredes de los poros, mientras que en las neoformaciones la arcilla de tal origen, lo hace de una manera perpendicular.

2.5.5. El efecto de los factores formadores.

El clima tiene una influencia decisiva en el proceso de iluviación. Así de la propia génesis de este proceso se deduce que para que tenga lugar es absolutamente imprescindible que el suelo pase por unas fases húmedas los suficientemente intensas como para que haya un exceso de agua de gravedad que se infiltre a través del suelo, ya que de no ser así no se produciría el arrastre de la arcilla. Además usualmente es necesario que el suelo pase por períodos de sequedad lo suficientemente largos e intensos como para que se produzca la desecación de los macroporos del perfil.

En cuanto a las características favorables de los otros factores formadores, se destacan:

8 Pápulas: acumulaciones fragmentadas de arcilla.

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- Roca madre: Permeable y con arcillas o con minerales inestables que por alteración originen arcillas en suficientes cantidades.

- Relieve: Llano o suavemente inclinado.

- Tiempo: Como es un proceso intermitente y recurrente en el tiempo, necesita tiempos largos para manifestarse con suficiente intensidad. Típicamente en superficies muy estables.

En resumen, en el perfil puede detectarse la iluviación por la presencia de un sequm E-Bt o por la existencia de argilanes (clay-skins). A las películas de arcilla, clay-skins, se les reconoce un importante papel diagnóstico. No obstante en algunas ocasiones, sobre todo en los suelos arcillosos, pueden confundirse con los cutanes formados por orientaciones de las partículas de arcilla por efecto de la presión, por lo que resulta muy recomendable su estudio en el microscopio y la proporción arcilla gruesa/arcilla fina (Birkeland, 1984).

El correcto reconocimiento del proceso iluvial es un hecho muy importante y su erróneo diagnóstico es la causa más frecuente de interpretaciones equivocadas en los estudios de suelos.

2.6. Complejación y redistribución de Fe y Al. Podzolización

La materia orgánica disuelta en muchos suelos, particularmente los Espodosoles, juega un papel importante en los procesos pedogenéticos al complejar los cationes metálicos, principalmente al Fe+3 y al Al+3 en los horizontes superficiales, translocándolos luego y depositándolos en el subsuelo. Este proceso hace más efectiva la meteorización, en la cual la quelatación ayuda a remover los productos de alteración. Este proceso influye en la morfología del perfil al crear una secuencia de un horizonte álbico sobre un horizonte spódico. Duchaufour (1987) ubica a la podsolización como un proceso ligado a la humificación en la clasificación que hace de los procesos fundamentales de la pedogénesis.

En lo referente a la fracción mineral, la intensa acidez produce la inestabilidad de los minerales primarios. Los minerales muy resistentes se acumulan, como el cuarzo, pero en general, los minerales sufren una extrema alteración liberando abundantes elementos que son lixiviados por las aguas de drenaje, mientras que el medio se va enriqueciendo en elementos que forman compuestos insolubles, como los óxido se hidróxidos de Fe y de Al, que van siendo queluviados por los compuestos orgánicos hacia horizontes más profundos. En definitiva en superficie se forma un horizonte eluvial con intensas pérdidas de sustancias.

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El efecto que los los distintos tipos de ligandos (silicato, hidroxilo, oxalato) juegan en la meteorización de los minerales se visualiza en las siguientes reacciones:

(1) CaAl2SiO6 + Si(OH)4 + 2H+ + 2H2O ↔ Ca+2 + Al2Si2O5(OH)4 + H2O Log K = 29.80

(2) CaAl2SiO6 + 2CO2 + 6H2O ↔ Ca+2 + 2Al(OH)3 + Si(OH)4 + 2HCO3-

Log K = 4.53

(3) CaAl2SiO6 + 4H2C2O4 ↔ Ca+2 + 2Al(C2O4)2- + Si(OH)4 + 2H2O Log K = 29.73

En las reacciones anteriores el piroxeno tiene distintos productos cuando está en presencia de tres situaciones: (1) es un ambiente ácido y húmedo donde el Al+3 precipita al silicio como caolinita, (2) es una situación de un ambiente húmedo donde la fuente de acidez proviene del CO2 y con unas condiciones de buen drenaje, el Al+3 precipita con el hidroxilo y forma gibsita, (3) en esta situación no se forma ningún sólido dado que el Al+3 se compleja con el oxálato y se mueve libremente en el perfil.

En cuanto a la inmovilización de los complejos organometálicos en las partes bajas del perfil, existen una serie de teorías que tratan de justificarla, pero la más aceptada es que la inmovilización ocurre por una adquisición progresiva de cationes metálicos por parte del complejo organo mineral al ir descendiendo por el suelo. Cuando la razón ión metálico a ligando orgánico es baja el complejo es soluble y puede migrar, pero cuando se rebasa cierto valor crítico se produce su inmovilización, acumulándose y originando el horizonte Bh y Bs de los podzoles, quedando en definitiva un perfil muy diferenciado con una consecuencia de horizontes: O/A/E/Bh/Bs.

En algunas ocasiones, el proceso de podzolización produce un perfil menos evolucionado, con formación de un horizonte Bh sin Bs y en otras ocasiones, ocurre al revés, que se forma el Bs pero no el Bh.

Los procesos formadores del suelo operan a difentes escalas, la cual produce ciertos patrones morfológicos, propiedades químicas, físicas y microbiológicas. La escala en el pedón está entre 10-1 y 10 m y ocurre verticalmente, expresada como una secuencia de horizontes. Esto debido a la prevalencia de flujos verticales de agua, solutos y sólidos. La pdzolización es uno de los mas obvios procesos formadores de suelo que actúa a la escala del pedón por su pronunciada morfología que le imprime al perfil (Lundsröm y otros, 2000). Se puede hablar de podzolización

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lateral, que se presenta a una escala entre 10 y 103 m, que se estudia mediante catenas debido a los flujos laterales que ocurren en el paisaje (Sommer y otros, 2001).

Sommer y otros (2001) subdividen el proceso de podzolización en dos secuencias, una de ellas es la movilización de Al, Fe y C orgánico desde el epipedon ácido, la otras es un transporte veritical y una subsecuente inmovilización en el endopedón menos ácido. Esta secuencia conduce a la típica morfología en el pedón de un horizonte E desprovisto de Fe localizado arriba de un horizonte Bhs

Figura 2.30. Representación esquemática del Proceso de Podzolización.

Las pruebas de que se ha desarrollado el proceso de podzolización en un suelo (figura 2.30) se ven reflejadas en la espectacular morfología del perfil, aunque a veces los horizontes no son tan patentes y entónces se hace absolutamente necesario analizar la distribución de la materia orgánica, del Fe y del Al en función de la profundidad y recurrir a la micromorfología, para buscar los recubrimientos, generalmente, microfragmentados, sobre los granos de arena del horizonte Bh o las diferentes manifestaciones de los óxi-hidróxidos de Fe, en los Bs.

2.6.1. Fuentes quelatantes.

Los grupos ácidos de la materia orgánica soluble actúan como portadores de los cationes metálicos. Algunos ácidos simples se derivan directamente de la materia orgánica fresca, de la canópia de la vegetación o de la

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hojarasca superficial. Generalmente, la fuente mas importante de ácidos orgánicos disueltos en los suelos son los productos de la descomposición microbial de la materia orgánica ocurrida en los horizontes O y A. Ellos son heterogéneos, de relativo bajo peso molecular y por su composición son similares al ácido fúlvico (Stevenson, 1982). Como la constante de acidez de estos ácidos es mayor que la de la hidrólisis de CO2, el pH es menor de 5, los bicarbonatos no actúan en la meteorización de los minerales primarios (Ugolini y Spaltenstein, 1992). Los cationes Fe+3 y Al+3 son removidos preferentemente por complejación por sus altas constantes de estabilidad que tiene los complejos formados con la materia orgánica soluble (Schnitzer, 1969).

2.6.2. Translocación y acumulación.

Los quelatos formados en los horizontes superiores se mueven en solución con el agua percolante. Los quelatos solubles precipitan cuando la relación cation:carbono del complejo halla superado el valor crítico en el cual todos los sitios de enlace polar estén llenos. Para el complejo Fe+3:fúlvico ocurre precipatción cuando la relación es 6:1 (Schnitzer, 1969). Cuando esta relación es baja, los quelatos pueden ser retenidos por cargas positivas de coloides de hidróxidos de hierro y aluminio o por polímeros organo-metálicos ya precipitados. Estas reacciones causan precipitación del catión metálico de los quelatos.

En el cuadro 2.10 se presenta un resumen de las variables que actúan en el proceso de Podzolización. La mejor evidencia que soportan las hipótesis de los procesos que actúan en la potzolización es el análisis del agua que percola en los horizontes del perfil del suelo. Ugolini y otros (1978) han demostrado la presencia de Fe y Al en el agua recogida en varios lisímetros transportados por ácidos fúlvicos. La presencia de silicio no afecto este movimiento y su concentración fue uniforme en las diferentes profundidades muestreadas.

Como ejemplo del movimiento de cationes metálicos en el perfil se presenta el análisis de aguas provenientes de diferentes fuentes. En el cuadro 2.11 se dan las concentraciones de iones que salen de los distintos sitios donde de ubicaron los lisímetros, piezómetros y se colectaron las aguas superficiales, de suelos desarrollados sobre una cuarzodiorita del Oriente Antioqueño.

Los valores de pH están dentro del rango que es definido por la presión del CO2 atmosférico, se observa que existe poca amortiguación por la presencia de muy bajas cantidades de sales disueltas, como se aprecia en los bajos valores de conductividad eléctrica, el pH más bajo fue de 5.54 y el mas alto de 6.15 rango que ubica a esta agua como ligeramente ácida dominada por

190

la reacción del bicarbonato; la presencia de ácidos orgánicos, que complejan el aluminio, no tienen la suficiente fuerza para bajar el pH.

Cuadro 2.10. Variables químicas y su papel en la complejación y distribución de Fe y Al en los suelos (Marette, 1988). (*COD: Carbono orgánico disuelto).

Variable Acción Interacción con el horizonte O E y/o A B C

COD* Agente complejante

Mayor aporte

Menor aporte Mayor sumidero

No actúa

pH COD controla bajo pH

Muy ácido

Menos ácido Aumenta ligeram.

Aumenta ligeramente

HCO3- Lo controla el pH

Bajo Insignificante Insignif. Insignificante

Fe Complejado con COD y movilizado

Menor aporte

Mayor aporte Sumidero Insignificante

Al Complejado y movilizado con COD

Menor aporte

Mayor aporte Sumidero Insignificante

Bases Lavadas con COD y HCO3-

Mayor aporte

Aporte Sumidero Pérdida por lavado

Los valores de las concentraciones de hierro y aluminio son altos para los pH encontrados en las aguas, esta situación únicamente se explica por la presencia de materia orgánica soluble, posiblemente ácidos de cadena corta y desprotonados. La formación de complejos organometálicos entre esta materia orgánica y los cationes metálicos permite el lavado en todas las profundidades donde fueron ubicados los lisímetros; el efecto quelatante de la materia orgánica es menos evidente en las aguas de escorrentía, donde posiblemente la presencia de un mayor contenido de oxígeno los precipitan como hidróxidos, lo que sí es evidente es el movimiento de hierro y aluminio dentro de los perfiles del suelo, donde estaban ubicados los lisímetros, aguas donde se encontraron los mayores valores. Lo anterior está soportado por el hecho que la concentración de aluminio en las aguas está en una condición de supersaturación con respecto a la gibsita, mineral que se ha identificado que está presente en estos suelos. Los datos del cuadro se comparan con la línea de solubilidad de la gibsita.

Otra forma de moverse el hierro en estos ambientes es en forma ferrosa, que luego se precipita cuando el agua aflora en los acuíferos, oxidándose inmediatamente formando un recubrimiento de Fe(OH)3 sobre la vegetación o en las superficies del agua de escorrentía.

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Cuadro 2.11. Valores promedios de la concentración de varios iones en los diferentes lisímetros, piezómetros y agua de escorrentía en suelos desarrollados sobre cuarzodiorita (Arias y otros, 2002).

pH CE NO3 Na Ca Mg K P Fe Si Al µS/m ppm

LISIMETRO LA CANOA (VALLE) 6.15 236.9 0.42 2.5 3.8 3.2 15.8 0.89 0.52 1.91 0.97

LISIMETROS LA CANOA (CIMA PLANA) 1 5.74 56.6 0.38 0.5 1.6 0.9 3.6 1.26 0.33 1.17 0.41 2 5.47 50.9 0.76 0.5 1.7 0.6 3.2 0.33 0.10 1.26 0.52 3 5.49 45.5 0.84 0.8 1.2 0.8 3.4 0.15 0.06 1.20 0.26

LISIMETROS QUITASOL (CIMA PLANA) 1 5.63 29.4 0.01 0.2 1.3 0.3 3.7 0.14 0.15 1.76 0.48 2 6.10 18.3 0 0.2 0.7 0.2 1.4 0.08 0.05 0.78 0.16 3 5.99 80.3 0 0.3 0.3 0.1 1.7 0.04 0.02 0.99 0.13

PIEZÓMETRO AB QUITASOL 5.83 7.0 0 0.1 0.3 0.1 1.3 0.09 0.06 2.61 0.05

PIEZÓMETRO AC LA CANOA 6.00 17.3 0.05 1.2 0.3 0.3 1.2 0.72 0.30 3.09 0.57

AGUA DE ESCORRRENTÍA LA CANOA 5.54 32.1 0.10 0.3 1.5 0.6 2.7 0.11 0.12 2.65 0.19

AGUA DE ESCORRENTIA QUITASOL 6.11 17.8 0 0.5 0.2 0.3 2.2 0.06 0.07 3.22 0

La línea de solubilidad de la gibsita (Kso = 10-34) separa dos zonas de saturación, las concentraciones de Al de todas las muestras de agua de los diferentes sitios se ubican en la zona de sobre saturación de la gibsita.

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La movilidad de Fe y Al en el agua de percolación es una prueba evidente del proceso de queluviación, aun cuando morfológicamente no se observe en el perfil una evidencia visual del proceso de potzolización. Esto ha permitido a Ugolini y otros (1988) acuñar el término de pedogénesis activa, para referirse al proceso observado en la solución del suelo y que no muestra evidencias observables a simple vista en la morfología del perfil de suelo.

2.7. Acidificación y pérdida de bases.

La acidificación del suelo es un proceso continuo de meteorización química que consiste en una pérdida de cationes alcalino y alcalinotérreos (K+, Na+, Ca+2, Mg+2) e incremento concomitante de cationes metálicos (Al+3, Fe+3. Mn+4) que pueden sufrir hidrólisis ácida. Simultáneamente, se debe dar una salida de silicio durante el anterior proceso. Esta hidrólisis produce en el suelo un pH que puede llegar a 4.2. Un pH mas bajo de este valor se puede lograr naturalmente cuando se drenan suelos que contienen formas reducidas de azufre o cuando se descomponen restos orgánicos y se producen ácidos orgánicos de cadena corta. Igualmente, los suelos se pueden acidificar cuando ingresan a ellos ácidos provenientes de procesos antrópicos como lluvia ácida, fertilización, producción continua de cultivos, entre otros.

Desde la Química se pude decir que la acidificación de los suelos resulta de la disminución de la capacidad neutralizante de acidez de la fase sólida, como consecuencia de una transferencia irreversible en un sistema abierto de protones entre esta fase y la fase líquida. El grado y la causa de la acidificación varia de una condición de suelo a otra.

2.7.1. Procesos naturales de acidificación del suelo.

Los minerales que constituyen las rocas dejan de ser estables cuando quedan sometidos, en la corteza terrestre, a unas condiciones distintas a aquellas en las cuales se formaron. Los iones que los conforman, al encontrarse en la superficie, cambian lentamente a estados químicos más estables.

La meteorización transforma a las rocas ígneas y metamórficas de sólidos densos y duros, a materiales livianos y porosos, llamados el saprolito, cuyas superficies y pequeñas partículas, con frecuencia, difieren notablemente de la composición química y mineralógica de los minerales originales. Los cambios que ocasiona la meteorización en las rocas sedimentarias son menos evidentes.

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Los minerales de las rocas pueden ser disgregados por procesos físicos, pero los cambios más grandes los ocasionarán las nuevas condiciones químicas, como la exposición al agua, al oxígeno, al bióxido de carbono y a los compuestos orgánicos. Las estructuras cristalinas y las valencias de los iones de los minerales son inestables en estas condiciones.

Cuando el agua alcanza un mineral, por ejemplo, al feldespato albita (NaAlSi3O8), este empieza a disolverse y los iones y moléculas que se liberan y llegan a la solución. El proceso de disolución es continuo, si la solución se empobrece de iones liberados, bien porque se precipitan para formar otros minerales, reacción incongruente, o porque son eliminados de la solución por lavado, reacción congruente (Sposito, 1989).

El feldespato albita se meteorizará directamente a sus componentes iónicos por hidrólisis

NaAlSi3O8 + 8H2O ↔ Na+ + Al(OH)2+ + 3Si(OH)4 + 2OH- (2.30)

El pH de esta reacción puede estar cercano a un valor de 10 y puede alcanzar 9 en un feldespato potásico.

En condiciones del suelo abiertas al CO2 y otros agentes acidificantes de meteorización la reacción sería por ataque de los protones aportados por las hidrólisis del CO2, la reacción del feldespato es:

H2O + CO2 ↔ H+ + HCO3- (2.31)

NaAlSi3O8 + 4H2O + 4H+ ↔ Na+ + Al+3 + 3Si(OH)4 (2.32)

Sumando las dos ecuaciones se tiene la reacción de hidrólisis ácida siguiente:

NaAlSi3O8 + 8H2O + 4CO2 ↔ Na+ + Al+3 + 3Si(OH)4 + 4HCO3- (2.33)

La condición oxidativa en el suelo por la presencia de oxígeno hace inestable a los minerales que tienen elementos reducidos como Fe+2, Mn+2:

Olivinos O2 Piroxenos Fe(OH)3 + Mg+2 + Ca+2 + Si(OH)4 (2.34) Anfiboles H+

Los productos de estas reacciones pueden sufrir diferentes procesos. Uno de ellos es la formación de minerales secundarios cuando el silicio y el aluminio reaccionan para formar arcillas del tipo 1:1 o 2:1, dependiendo de las concentraciones de silicio en el ambiente. El ión bicarbonato y los cationes básicos son lavados con posibilidades de precipitar en la profundidad del perfil del suelo. El hierro forma hidróxidos que

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posteriormente se transforma en minerales férricos como la goetita, hematita y otros.

Figura 2.31. Condición ácido base de los suelos con relación a los estados de meteorización

Martini y Chesworth (1992) sistematizan la complejidad de los procesos de meteorización que se dan en los ambientes pedológicos con base a las variables maestras pH y Eh (pe), en tendencia ácida, tendencia alcalina y tendencia redox.

En la figura 2.32 se observan tres salientes, las cuales corresponden a tres líneas de evolución de los materiales parentales en los suelos. Las tendencias de meteorización están directamente relacionadas con el comportamiento del agua. Las tendencias ácida y alcalina están en ambientes oxidados, cuando los suelos están insaturados. La tendencia ácida requiere que los iones productos de la meteorización sean lavados, en este caso que la precipitación exceda a la evapotranspiración. La tendencia alcalina se encuentra en climas secos donde el déficit de agua persiste por la alta evapotranspiración. La tendencia alcalina se encuentra en condiciones de suelos y saprolitos saturados.

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Figura 2.32. Tendencias de la meteorización en el suelo en función del pH y Eh. A: ácida, B: básica y R: reductora

2.7.1.1. Tendencia ácida.

Esta tendencia es la más común de las meteorizaciones. Se encuentra en regiones de climas húmedos, en materiales porosos que no impiden el flujo de agua y producto de reacción congruente hacia el drenaje. La reacción de hidrólisis y el tiempo de residencia del agua definen la composición de las fases acuosa y sólida de estos sistemas (Lindsay, 1979; Sposito, 1989). Los materiales finales que se forman en la fase sólida son, predominantemente arcillas del tipo 1:1, óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, asociados a una progresiva acidificación de suelo.

Una característica de esta tendencia es el progresivo reemplazo de cationes alcalino y alcalino térreos por protones y cationes metálicos, Al+3, Fe+3, Mn+4 (Bhon, y otros 1993). Lo cual la hace ver como una titulación ácido base, donde los ácidos son aportados por la biota y otras fuentes. Las bases son los minerales de las rocas presentes en el material parental.

Es posible que se formen algunos materiales secundarios como arcillas, dependiendo del ambiente químico del suelo. En un ambiente donde no se de una salida de los productos de la meteorización del feldespato la reacción sería:

Na+ + Al+3 + Si(OH)4 ↔ Arcillas + Na+ (2.35)

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Las arcillas formadas pueden ser de los tipos 1:1, 2:1, alofanas o si la lixiviación del silicio es muy intensa el Al+3 precipita como gibsita. La lixiviación continuará este proceso de disolución de los minerales primarios y de formación de nuevos productos; cuando los minerales meteorizables se hayan agotado, comenzarán a disolverse los minerales secundarios previamente formados:

Arcillas + H2O + H+ ↔ Sesquióxidos + Si(OH)4 (2.36)

Los resultados de un gran número de estudios muestran que la composición de la fracción arcilla de los suelos guarda una estrecha relación con la lixiviación. Se ha observado que a medida que la precipitación es mayor, el lavado del silicio aumenta y la secuencia de formación de arcillas en el suelo es: mineral primario → arcilla 2:1 → arcilla 1:1 → óxidos e hidróxidos (Al, Fe); en la figura 2.33 se presenta esta relación entre la precipitación, el contenido y tipo de arcilla y la acidificación del suelo.

Cuando la lluvia que cae durante gran parte del año sobre el suelo sobrepasa la evapotranspiración, se produce el fenómeno de la lixiviación y salen del perfil, en un proceso de pérdida, los iones más solubles como Ca+2, Mg+2, Na+ y K+, que no causan hidrólisis ácida. En el suelo quedan los iones que le confieren acidez, por la hidrólisis de éstos, los cuales básicamente son los cationes metálicos Al+3, Fe+3 y Mn+4. Esta es la causa por la cual a mayores precipitaciones menor es el pH del suelo, como se presenta en la figura 2.33.

El efecto de la precipitación sobre los cationes explica el hecho asociado a que en las zonas más lluviosas se presentan los suelos más ácidos, con menos contenidos de cationes básicos, mayores contenidos de cationes metálicos que producen hidrólisis ácida y por consiguiente, un menor valor de pH.

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Figura 2.33. Efecto de la precipitación sobre el contenido, tipo de arcilla y pH en los suelos (Modificado de Barshad, 1966).

2.7.1.2. Tendencia alcalina

La ruta alcalina ocurre en regiones áridas donde se tiene un déficit neto de agua en el perfil del suelo. El movimiento del agua es ascendente de la zona de meteorización, aunque la distribución estacional de lluvias podría determinar que en parte del año, exista suficiente agua para el lavado de iones. Sin embargo, el ascenso capilar y la evaporación predominarán, y se dará un movimiento de agua con sus iones hacia la superficie. El resultado es que iones como Na+, Mg+2, Ca+2, HCO3-, CO32-, SO4-2 y Cl- pueden alcanzar altas concentraciones. Estas soluciones pueden migrar en el perfil del suelo y precipitar formando diferentes tipos de horizontes (Birkeland, 1984; Buol, y otros. 1981). La característica fundamental de estos aniones es que tienen hidrólisis alcalina confiriéndole un pH alto al suelo donde estén presentes.

2.7.1.3. Tendencia reductora

La característica fundamental de esta ruta es la presencia continua de un exceso de agua, por lo que el frente de meteorización estará en presencia de

198

una condición anóxica (Sposito, 1989, Ponamperuma, 1972). En esta condición, elementos como Fe, Mn, S y otros, se encuentren reducidos. Las formas reducidas son más móviles y pueden salir de la zona de meteorización.

En una reacción de reducción, además de que el elemento acepta electrones, se consumen protones (Ponanperuma y otros; 1969; Ponanperuma, 1972). En la reacción de reducción de la goetita se consumen tres protones por cada electrón tomado por el Fe+3:

FeOOH(s) + 3H+ + e ↔ Fe+2 + H2O (2.37)

En este continuo consumo de protones en los procesos de reducción el pH aumenta. En los ambientes reducidos el pH se acerca a la neutralidad con el tiempo.

La fluctuación de la mesa de agua es una condición común en muchos suelos, creándose alternativamente una condición anaeróbica y aeróbica. Durante los periodos húmedos los óxidos de hierro se reducen, proceso en el cual los electrones son aportados por la materia orgánica, En la época seca el Fe+2 se oxida produciendo un exceso de protones que acidifican el medio. Proceso que se conoce como ferrólisis (Birnkman, 1970, McBride, 1994).

2.7.2. Procesos antrópicos de acidificación del suelo.

En las regiones donde la precipitación excede a la evapotranspiración la acidez en los suelos se incrementa con el tiempo, pero existen otros procesos no naturales que incrementan la acidez de los mismos. Estos procesos son producto de la actividad del hombre, entre ellos están: la nutrición de las plantas, el drenar suelos con compuestos reducidos de azufre, la fertilización y la contaminación química (lluvias ácidas).

2.7.2.1. Acidificación por nutrición de plantas

Las raíces de las plantas toman del suelo los nutrimentos como cationes (Ca+2, Mg+2, K+, NH4+) y como aniones (H2PO4-, SO4-2, NO3-, etc); esta absorción de nutrientes va acompañada de una transferencia de H+, OH- y HCO3- desde la raíz hacia la solución del suelo. Lo anterior se lleva a cabo para mantener un balance de cargas eléctricas en el citoplasma.

La fertilización nitrogenada es una de las formas que más influye en el pH de la rizósfera. Así, cuando la planta toma NH4+ el pH del suelo baja y cuando toma el anión NO3-, el pH tiende a subir. Lo cual implica que la acidificación de los suelos por los cultivos, depende de la forma como las raíces toman el nitrógeno.

199

La acidificación también es atribuible a la respiración de los microorganismos y de las raíces; los procesos metabólicos generan CO2 y ácidos orgánicos solubles acidificantes, los cuales se comportan como ácidos libres en el suelo. Por el efecto de la hidrólisis del CO2, a la presión que se alcanza en el suelo, el pH puede llegar a ser menor o cercano a 5.0.

Los exudados liberados por los microorganismos y las raíces son importantes en la acidez del suelo y en el reciclaje de elementos menores. De los exudados de las raíces, asociados a la actividad de la rizósfera, los ácidos orgánicos son los más comunes en el suelo. El grupo ácido de estos compuestos puede ceder fácilmente su protón en el rango del pH de suelo. El H+ disociado ataca a los minerales y promueve su descomposición y el grupo COO-, base Lewis, forma complejos solubles con los cationes metálicos liberados del mineral, ácido de Lewis. La concentración total en la solución del suelo de los ácidos orgánicos está entre 0,01 y 5 mmol/L. Estos ácidos tienen una vida corta en el suelo, quizás de horas, pero son producidos continuamente durante el ciclo de vida de los microorganismos y la actividad de las raíces.

En el cuadro 2.12 se presentan los ácidos orgánicos más comunes encontrados en el suelo. El ácido fórmico, es un ácido monocarboxílico producido por bacterias y se encuentra en los exudados de raíces de maíz. El ácido acético, igualmente, es producido por bacterias, especialmente bajo condiciones anaeróbicas. Se ha encontrado en exudados de gramíneas y herbáceas. Los ácidos fórmico y acético se encuentran en un rango de concentración de 2 a 5 mmol/L. Los ácidos oxálico y tartárico son dicarboxílicos, son exudados por raíces de cereales. Su concentración en el suelo está entre 0,05 y 1 mmol/L. El ácido cítrico es tricarboxílico y es producido por hongos y exudado por raíces de algunas plantas. Su concentración en el suelo es de menos de 0,05 mmol/L. Además de estos ácidos alifáticos, en el suelo se encuentran ácidos aromáticos que pueden estar formando una gran variedad de arreglos químicos. La concentración de los ácidos aromáticos está entre 0,05 y 0.3 mmol/L (Sposito, 1989).

Cuadro 2.12. Ácidos alifáticos más comunes encontrados en los suelos (Sposito, 1989) (pHdis: pH = pKa).

Nombre del ácido Fórmula pHdis Fórmico HCO2H 3,8 Acético CH3CO2H 4,8 Oxálico HO2CCO2H 1,3 Tartárico HO2C(CHOH)2CO2H 3,0 Cítrico HO2CCH2C(OH)(CO2H)CH2CO2H 3,1

200

2.7.2.2. Acidificación por oxidación de compuestos de azufre y nitrógeno

La oxidación de las formas reducidas de azufre y nitrógeno generan acidez al suelo. En el suelo es posible que se encuentren sulfuros, como la pirita, que al oxidarse producen una gran cantidad de protones. Igualmente el NH4+, una de las formas más comunes de la fertilización nitrogenada, puede aportar al suelo H+ cuando se oxida a nitrato.

Cuando un suelo inundado y con presencia de pirita es drenado, este mineral es oxidado rápidamente acidificando el suelo, el cual puede llegar a tener pH menores a tres (suelos con acidez del Grupo 1). La reacción de oxidación de la pirita requiere la presencia de oxígeno:

FeS2 + 8/2O2 + H2O ↔ Fe+2 + SO4=+ + 2H+ (2.38a)

FeS2 + Fe+3 ↔ Pirita(oxidada) + Fe+2 (2.38b)

Fe+2 + 1/4O2 + 5/2H2O ↔ Fe(OH)3 + 2H+ (2.38c)

Los protones producidos en esta reacción autocatalizan la oxidación de la pirita.

El amonio (NH4+) en el suelo es un potencial formador de H+ por el proceso de nitrificación:

NH4+ + O2 ↔ NO3- + 2H+ + H2O (2.39)

En la reacción anterior se producen 2 protones para cada molécula de amonio oxidada. Uno de ellos puede ser neutralizado por el OH- liberado cuando la raíz toma un NO3-, dejando un ligero exceso de acidez en el suelo. Si las condiciones del suelo permiten un fuerte lavado de aniones, la acidificación por oxidación de amonio es muy acentuada.

El proceso inverso a la oxidación es la reducción y es un proceso consumidor de H+; por esto los suelos inundados durante algunas semanas incrementan su pH, llegando a estabilizarlo en la neutralidad. En la reacción de reducción del nitrato, proceso de desnitrificación, en los suelos inundados se consumen 5 protones por cada molécula de nitrato reducida, este consumo produce un aumento del pH.

2NO3- + 12H+ + 10e- ↔ N2 + 6H2O (2.40)

Las fluctuaciones de la mesa de agua son comunes en muchos suelos, esto crea unas condiciones alternantes de oxidación reducción que pueden afectar el pH del suelo. Durante los períodos húmedos los óxidos de hierro se pueden reducir con los electrones aportados por la materia orgánica en la reacción siguiente:

201

Fe(OH)3 + 3H+ + e ↔ Fe+2 + 3H2O (2.41)

3CO2 + H2O ↔ 3H+ + 3HCO3- (2.42)

La reacción total es:

Fe(OH)3 + 2CO2 + e ↔ Fe(HCO3)2 + HO- (2.43)

Los compuestos reducidos del hierro son muy solubles, por lo que pueden desplazar a los cationes de cambio de los sitios negativos de las arcillas y los coloides orgánicos. Evidencia de esta situación es el aumento de la conductividad eléctrica durante el proceso de reducción en el suelo. Al final, la saturación de bases del suelo queda dominada por Fe+2:

Fe3(HCO3)2 + Ca-X ↔ Fe-X + Ca(HCO3)2 (2.44)

La reacción (2.44) no esta balanceada y X representa a los coloides del suelo. La reacción de saturación se da espontáneamente dado que el bicarbonato de calcio puede lavarse fácilmente.

Cuando las condiciones reductoras cambian al bajar la mesa de agua, el suelo entra en una condición oxidativa y se acidifica el medio. Este proceso global de alternancia de reducción oxidación del hierro y disolución de arcillas en el suelo se conoce como ferrólisis.

Fe+2-X + O2 ↔ Fe(OH)3 + XH2+ (2.45)

2.7.2.3. Acidificación por fertilizantes

La síntesis química de fertilizantes le facilitó al hombre una gran independencia en la producción de cultivos al no depender exclusivamente de las fuentes naturales. Pero el uso masivo de los fertilizantes ha traído como consecuencia la acidificación de los suelos.

Se presentó anteriormente cómo el amonio es un potencial acidificante del suelo, por lo que todos los fertilizantes de este tipo podrían acidificarlo al oxidarse, incluyendo el amoníaco (NH3), el cual inicialmente alcaliniza el medio. Las siguientes son reacciones de los fertilizantes nitrogenados mas usados:

NH3 + H2O ↔ NH4+ + OH- (246)

NH4NO3 + 2O2 ↔ 2NO3- + 2H+ + H2O (2.47)

(NH2)2CO + 4O2 ↔ 2NO3- + 2H+ + CO2 + H2O (2.48)

NH4H2PO4 + 2O2 ↔ NO3- + H2PO4- + H2O + 2H+ (2.50)

Las reacciones anteriores muestran que es la oxidación de una forma reducida del nitrógeno la que produce acidez en el suelo. La intensidad de

202

la acidificación dependerá de la perdida del nitrato por lavado, en los sitios de mayor lavado el suelo mas se acidificará. Las sales de nitrato como el KNO3, Ca(NO3)2 y el Mg(NO3)2 no acidifican el suelo porque estas sales provienen de ácidos y bases fuertes que no se hidrolizan.

Los fertilizantes fosforados pueden producir acidez en períodos largos de tiempo. Por ejemplo el superfosfato triple (Ca(H2PO4)2) puede disociarse en agua según la reacción:

Ca(H2PO4)2 ↔ Ca+2 + 2H2PO4- (2.51)

Cuando la disociación del Ca(H2PO4)2 sucede cerca a pH 7.0, este fosfato no produce acidez. Sin embargo, se produce acidez si se precipita como una sal insoluble:

2(H2PO4)2- + 3Ca+2 ↔ Ca3(PO4)2 + 4H+ (2.52)

En un suelo ácido, la reacción podría ser similar:

H2PO4- + Al3+ ↔ AlPO4 + 2H+ (2.53)

La reacción de precipitación de la variscita en el suelo causa acidez

2.7.3. Acidificación por descomposición de restos orgánicos

La materia orgánica tiene un efecto acidificante en el suelo. En general se sabe que los horizontes superficiales, con mayor contenido de materia orgánica, son más ácidos que los horizontes B.

La descomposición de la materia orgánica del suelo implica una oxidación del carbono de los restos orgánicos que llegan a éste por organismos que emplean la energía almacenada en los enlaces de estas sustancias. Inicialmente los restos sufren un fraccionamiento que facilita el ataque microbial y la descomposición se da mientras existan condiciones de humedad, aireación y temperatura adecuadas. Este proceso inicial de aprovechamiento como sustrato de los restos orgánicos se denomina mineralización, durante este proceso se forma una gran cantidad de sustancias no húmicas, componentes de los restos orgánicos como carbohidratos, aminoácidos, grasas, ligninas, taninos, etc. Lo característico de este proceso inicial es que acidifica el medio durante el tiempo que sucede la descomposición. En un proceso posterior de humificación se forman sustancias más estables con un número de grupos ácidos orgánicos que acidifican el suelo en menor intensidad.

2.7.4. Acidificación por lavado de aniones.

La acidificación de los suelos los lleva a una disminución de la alcalinidad y a una disminución de la saturación de bases causada por su pérdida en el

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agua de drenaje. Las altas presiones de CO2 en la solución del suelo producen lavado de cationes como bicarbonatos solubles y su posterior precipitación en horizontes inferiores en el perfil. La adición de ácidos fuertes al suelo incrementa estas pérdidas de cationes. El resultado final, en ambos casos, es un suelo saturado con cationes ácidos; H+ y Al+3, y eventualmente, la presencia de iones de aluminio en el agua de drenaje.

Los aniones móviles son aquellos que son transportados a través del suelo sin ser retenidos. Son aportados por ácidos fuertes e incluyen cloruros, nitratos, y en menor grado sulfatos. En solución siempre se va a tener un balance de cargas entre aniones y cationes, por lo que una movilidad de aniones lleva implícita una movilidad de cationes, aunque estos últimos tratan de ser retenidos por las cargas negativas de los coloides, arcilla y sustancias húmicas. Cuando un catión como el Ca+2 es removido en la solución en compañía de un anión, este es reemplazado por otro catión, generalmente H+ o Al+3. Es así, que cuando el agua de drenaje pasa a través del perfil del suelo, la composición de cationes cambia a favor de los menos retenidos o más abundantes en la saturación de bases. Mientras que en la concentración de aniones se dan pocos cambios.

Los fosfatos, carbonatos e hidroxilos son considerados aniones inmóviles. Estos aniones se considera que no transportan cationes. Al ser bases de Lewis fuertes forman compuestos insolubles con Ca+2, Fe+3, Al+3. Además, pueden ser adsorbidos por sitios ácidos de Lewis en los coloides del suelo.

La acidificación por lavado de aniones se observa cuando se le adiciona a un suelo ácido cantidades iguales de sulfato de diferentes fuentes. En un caso como K2SO4 y en el otro como H2SO4. Cuando se adiciona como K2SO4, el K+ reemplaza de los sitios de intercambio al Al+3 y al H+. Estos cationes por hidrólisis generan más acidez. Como resultado la solución del suelo y el lixividado será de pH ácido, aunque la sal adicionada es neutra. En el caso de la adición del H2SO4, el H+ adicionado desplazará más H+ y Al+3. El pH del agua de drenaje será más ácido. Aunque en los dos casos el lixiviado es ácido, la diferencia está en que cuando se adiciono K+, la saturación de bases aumenta, lo que causa una disminución de la reserva de acidez. Cuando se adicionó H2SO4, decrecen las bases intercambiables y se incrementa la reserva de acidez. El ejemplo se esquematiza a continuación.

La situación anterior no se puede generalizar para todos los suelos ácidos minerales, el aumento o disminución de la reserva de acidez y la composición del lixiviado dependerá de la capacidad amortiguadora del suelo. Lo que se desea mostrar es el efecto de los aniones móviles y la

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acción del complejo de intercambio en los procesos de acidificación del suelo. La acidificación del suelo no se produce por un solo factor.

Figura 2.34. Efecto de la adición de cantidades iguales de sulfato a un suelo mineral ácido y su efecto en la reserva de acidez y composición del lixiviado. El grosor de la flecha esta relacionado con la intensidad del efecto (McBride, 1994)

2.7.5. Acidificación por lluvia ácida.

Los agentes causantes de la acidificación de la lluvia son el dióxido de azufre, los óxidos de nitrógeno y el amoníaco. Los dos primeros provenientes de las emisiones de las grandes centrales térmicas que queman combustibles fósiles, de los motores de los carros, de los calentadores de las plantas industriales y mediante el amoníaco aportado en grandes cantidades en el estiércol en zonas con elevado número de explotaciones ganaderas intensivas. Los principales responsables son los dos primeros: el dióxido de azufre (SO2) y los óxidos de nitrógeno (NOx). Dichas sustancias pueden reaccionar con el oxígeno atmosférico y disolverse en el agua de lluvia, produciendo al caer la llamada "lluvia ácida".

La lluvia está naturalmente acidificada porque se hidroliza con el CO2 de la atmósfera y en menos cantidad por el gas cloro que proviene del mar. El pH que se logra en estas condiciones no es menor de 5, aunque en algunas partes de la tierra puede ser de 5, alrededor de algunos volcanes activos, cuando estos expulsan SO2 y H2S. Antes de la revolución industrial, el pH del agua lluvia generalmente estaba entre 5 y 6. Cuando el pH del agua

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lluvia es menor de 5 se denomina lluvia ácida. La fuente de acidez proviene de varios ácidos deferentes al CO2.

La principal fuente de acidez de la lluvia ácida es el SO2, el cual se disuelve para formar H2SO4, otras fuentes menores provienen de los óxidos de nitrógeno, principalmente NO2 y NO3, llamados colectivamente NOx. Estos gases son el producto de la combustión de combustibles fósiles en las industrias y el transporte.

Cuando el CO2 y el Cl2 se disuelven en el agua se forman ácidos

CO2 + H2O ↔ H+ + HCO3- (2.54)

2Cl2- + 2H2O ↔ 4H+ + 4Cl- + O2 (2.55)

Sin embargo el H2CO3 es un ácido débil y el HCl formado es muy poco en cantidad, por lo que el pH no bajara de 5.

La causa más común de la formación de la lluvia ácida es la reacción siguiente:

SO2 + 2H2O ↔ 2H+ + SO4-2 + H2 (2.56)

2NOx + H2O ↔ 2H+ + 2NO3- (2.57)

Las aguas de los ríos y lagos se acidifican cuando son alcanzadas por estas lluvias ácidas, causando grandes daños ecológicos. Cuando estas aguas caen al suelo progresivamente lo van acidificando, al ir disminuyendo su capacidad amortiguadora. Si esta lluvia sigue cayendo por mucho tiempo, el pH del suelo baja de 4.2 formándose un suelo con un alto contenido de aluminio intercambiable.

En zonas con escasez de precipitaciones, se produce la llamada "depositación seca", que se debe a la caída directa de ácidos sobre las hojas de los árboles o en el suelo. También puede ocurrir que las sustancias contaminantes se mezclen con las gotas de niebla, produciéndose la "depositación oculta", cuya acidez puede llegar a ser 10 veces superior a la de la lluvia.

2.7.6. Efecto de la acidez en la génesis del suelo.

Durante los estadios tempranos de la formación del suelo la acidez adicionada ocasiona pocos cambios en el pH del suelo, puesto que toda ella es consumida por la capacidad neutralizante de acidez (CNA). Los minerales primarios consumen los protones aportados en reacciones de hidrólisis ácida. Por ejemplo, la reacción incongruente (se forman sólidos como productos) del los feldespatos pueden formar esmectitas o caolinitas y es facilitada por el ataque de H+ proveniente de elevadas concentraciones

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de CO2, como resultado de la respiración de las raíces y la descomposición de materia orgánica:

2Na0.5Ca0.25AlSi3O8 + 0.5Mg+2 + 1.5CO2 +6H2O ↔ Ca0.25(Si4)Al1.5Mg0.5O10(OH)2 + Na+ + 0.25Ca+2 + 1.5HCO3- + 2Si(OH)4 + 0.5Al(OH)+2 (2.58)

2Na0.5Ca0.25AlSi3O8 + 2CO2 + 11H2O ↔ (Si2)Al2O5(OH)4 + Na+ + 0.5Ca+2 + 2HCO3- + 4Si(OH)4 (2.59)

KAl2(Si3AlO10)(OH)2+9H2O + H+ ↔ 3Al(OH)3+3H4SiO4 + K+ (2.60)

Figura.2.35. Diagrama de predominancia de la actividad del Si y pH para el sistema K-Al-Si-H2O bajo condiciones de (K+) = 10-3 M. y actividades del (H2O(l)) = 1,0.

La reacción (2.59) es favorecida donde las condiciones de lavado no son muy intensas, en este caso la cantidad de silicio y cationes están en condición de formar un mineral 2:1. En cambio en la reacción (2.60) las condiciones de lavado permiten la remoción de los productos de la reacción y la concentración de silicio permite la formación de arcillas tipo 1:1.

La muscovita puede formar caolinita si las concentraciones de silicio son mayores de 10-6M en un rango de pH entre 4 y 7 como lo muestra la figura 2.36. Se favorece la formación de gibsita a partir de la muscovita, si la concentración de silicio disminuye de 10-6M por lavado.

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Suceden reacciones congruentes (no hay formación de sólidos como productos) cuando los ácidos orgánicos de cadena corta complejan los iones productos de la reacción e impiden la formación de minerales secundarios (arcillas, óxidos, hidróxidos). El efecto del oxalato sobre un feldespato es el siguiente:

2Na0.5Ca0.25AlSi3O8 + 2C2O4H2 +12H2O + 4CO2 ↔ Na+ + 0.5Ca+2 + C2O4Al+ + 4HCO3- + 6Si(OH)4 (2.61)

Los productos de la reacción (2.61) son lavados, además, el oxalato es una base de Lewis más fuerte que el silicato, no permitiendo que Al forme con el silicio minerales arcillosos, proceso asociado a la podzolización.

2.8. Pérdida de silicio y acumulación de óxidos de Fe, Mn y Al.

El proceso de pérdida de silicio se da en los suelos que Duchafour (1987) identifica como suelos con alteración geoquímica predominante. Chesworth (2000) los define como suelos de tendencia ácida de ferralitización. Estos suelos son agrupados bajo el nombre de suelos ricos en sesquióxidos. Se encuentran en regiones subtropicales y tropicales, húmedas y cálidas, condiciones que permiten altas tasas de meteorización de los minerales primarios.

La alteración es independiente de la materia orgánica superficial, ataca a los minerales primarios más resistentes, se da en ambientes suficientemente drenados que permiten la salida más o menos completa de los productos de reacción. Es un ambiente de reacciones congruentes para el silicio y los elementos de los grupos I y II de la Tabla Periódica. El silicio que no se pierde por lavado reacciona con el aluminio liberado en las reacciones y forma arcillas. Por esto, en este proceso las arcillas de síntesis predominan sobre las arcillas heredadas o transformadas. El hierro liberado en las reacciones y parte del aluminio sufren reacciones incongruentes y se precipitan como óxidos y oxihidróxidos de muy diferentes tipos (McBride, 1994; Schertmann y Taylor, 1989; Sposito, 1987).

En la alteración se pueden distinguir tres procesos fundamentales, que corresponde a: 1) un grado creciente de alteración de los minerales primarios, 2) una pérdida creciente de silicio y bases, y 3) un predominio, cada vez mas marcado, de la formación de arcillas y sesquióxidos. Para un material dado, estas tres fases están relacionadas, por una parte con la zona climática y, por otra, con el factor tiempo. Relación que se presenta en la figura 2.37. Estos procesos de meteorización se dan en ciclos largos, por lo que el factor tiempo adquiere una importancia decisiva. Así, los tres tipos de alteración: 1) Fersialitización, 2) Ferruginación, y 3) Ferralitización (o

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Alitización) pueden ser consideradas como tres etapas de un mismo proceso, que se diferencian debido a que la alteración es cada vez más intensa, la pérdida de silicio y de bases aumenta y la síntesis de arcillas tiende a ser cada vez mas exclusiva.

En la literatura de la Ciencia del Suelos se han acuñado varios términos para explicar un mismo proceso general relacionado con la acumulación de sesquióxidos de hierro y aluminio y la formación de arcillas 1:1. Buol y otros (1981) describen los procesos Laterización, Marronización, Rubificación, Ferruginización asociados a la pérdida de silicio y acumulación de óxidos y oxihidróxidos y Duchaufuor (1987) asocia los procesos Fersialitización, Ferruginización y Ferralitización a estos mismos.

Figura 2.36. El factor tiempo y la pérdida de silicio en los procesos de Fersilitización, ferruginización y ferralitización (Duchaufour, 1987).

2.8.1. Acumulación y redistribución de silicio.

Después del oxigeno, el silicio es el elemento más abundante en la corteza de la tierra. Hace parte de la mayoría de los minerales primarios y secundarios del suelo. Cuando el silicio es liberado por la meteorización puede ser lavado, incorporado en reacciones incongruentes en las arcillas o formar productos sólidos de silicio que pueden llegar cementar un horizonte. Las condiciones climáticas y la permeabilidad de los suelos definirá cual de estas rutas toma el silicio.

La concentración total de silicio en agua es menos de 2 mM a 25 ºC, en equilibrio está en la forma monomérica Si(OH)º4, ácido monosilícico. Esta concentración se logra con la especie más soluble de silicio que es la sílice amorfa:

SiO2(amorfa) + 2H2O ↔ Si(OH)º4 log K = -2.7

La línea de solubilidad para la sílice amorfa es:

209

K = 10-2.7 = [Si(OH)º4]

En la figura 2.37 se representa como una línea recta independiente del pH. Como el ácido monosilísico es débil se disocia cuando aumenta el pH. Los iones silicato son más solubles que la forma no cargada cuando el pH es mayor de 9.

Si(OH)º4 ↔ SiO(OH)3- + H+ Log K = -9.46

Figura 2.37. Solubilidad del silicio en función del pH, asumiendo que esta en equilibrio con SiO2 no cristalino.

La forma cristalina del silicio es el cuarzo y es la menos soluble:

SiO2(cristalino) + 2H2O ↔ Si(OH)º4 log K = -3.7

Lo anterior indica que en soluciones en equilibrio con silicio amorfo están sobresaturadas con respecto al cuarzo. A pesar de esta sobresaturación, le cuarzo cristaliza muy lentamente a temperatura ambiente, como se observa en la figura 2.38.

Si la concentración de silicio en la solución excede a 2 mM, la solución está saturada y precipita el exceso formando un polímero:

2Si(OH)º4 ↔ (Si2O(OH)6 + H2O

La sobresaturación de la solución de silicio produce una suspensión coloidal de silicio amorfo. En los suelos se forman aluminosilicatos si la concentración de alúmina esta disponible. Por ello, la solubilidad de estas arcillas en término de Si(OH)º4 es menor que la solubilidad del silicio amorfo.

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Figura 2.38. Disolución de silicio en agua de varias fuentes en función del tiempo (Dixon y Weed, 1989).

En contraste al silicio, la solubilidad de la alúmina está definida por su condición anfótera, ya que puede reaccionar en medio ácido para formar Al+3, y en medio básico forma Al(OH)-4:

Esto significa que las formas no cristalinas de alúmina son menos solubles en el rango medio de pH, entre 5 y 7, como se observa en la figura 2.39.

La forma cristalina del Al(OH)3 es la gibsita y su insolubilidad se extiende en un amplio rango de pH. Las formas frescas recién precipitadas cuando maduran se van acercando a la solubilidad de la gibsita (Sposito, 1987).

Como resumen de lo anterior, para el silicio y el aluminio, se puede concluir lo siguiente:

1.- En medio ácido el aluminio es más soluble que el silicio

2.- En medio neutro, el aluminio es insoluble y el silicio permanece soluble.

3.- En medio alcalino, el Al y el Si se incrementan cuando se aumenta el pH.

211

4.- Si el Al y el Si están en solución conjuntamente, coprecipitan como un aluminosilicato en el rango de pH de 4 a 11. Las concentraciones estarán ahora gobernadas por el tipo de aluminosilicato que se forme (Kittrick, 1977; Sposito, 1989).

Figura 2.39. Solubilidad del Al en función del pH, asumiendo un equilibrio con gibsita.

Figura 2.40. Solubilidad de óxido e hidróxidos de silicio, hierro y aluminio en función del pH.

212

Una acumulación de óxidos y oxihidróxidos de hierro y aluminio es lo que sucede cuando los suelos han sido sometidos al lavado de silicio y de bases durante miles de años. Los olivinos, piroxenos y anfiboles contienen altas cantidades de Fe+2. Cuando estos minerales primarios meteorizan en ambientes oxidados el Fe+2 pasa a Fe+3 y precipita como hidróxido. Dependiendo de las condiciones, este hidróxido cambia a diferentes minerales de hierro, como goetitas, hematitas, ferrihidritas, etc.

2.8.2. El Horizonte Óxico. Ferruginización

El horizonte óxico se caracteriza por la extrema meteorización química del material parental. Esta alteración en las regiones tropicales puede alcanzar varias decenas de metros. Los perfiles de los suelos con horizonte óxico son predominantemente rojos, el contenido de arcilla es alto, con muy pocas evidencias de iluviación de arcillas y la diferenciación vertical de horizontes es poca. Aún cuando tienen alto contenido de arcilla y existe alta precipitación en el sitio donde se forman este tipo de horizontes, el drenaje es bueno, debido a la micro estructura que se ha formado en el suelo.9 Los horizontes óxicos se pueden formar en el sitio, o los materiales que le dan origen pueden provenir de otros sitios y son previamente meteorizados antes de haber sido transportados. A veces es difícil diferenciar estos dos modos de su material original de formación, es necesario encontrar evidencias de que el material fue transportado o no.

El análisis químico total es ampliamente usado para determinar el estado de meteorización química de una roca en un sitio particular (Birkeland, 1984). Los valores de un óxido varían según van actuado los procesos formadores de suelo. Algunos óxidos hacen parte del material parental y de los materiales formados en el suelo, por lo que permanecen en el sitio, solo cambian de tipo de material. Otros óxidos son exportados y van desapareciendo a medida que transcurre la meteorización. El SiO2 hace parte de los materiales parentales y pasa a formar parte de las arcillas que se forman, y si queda un exceso se lava, por lo que comúnmente su contenido decrece. El Al2O3, el cual forma compuestos de muy baja solubilidad en los rangos de pH de la meteorización, muestra cambio relativo, por lo que observa un incremento por la pérdida de masa que se va teniendo a medida que transcurre la meteorización. Igual situación tienen el Fe2O3 y el MnO2. Uno de los constituyentes más insolubles es el TiO2, el cual presenta un incremento relativo. Los óxidos CaO, MgO, K2O y

9 Dr. E. Amezquita (CIAT) tiene una idea contraria para los Oxisoles de

la altillanura colombiana. Comunicación personal.

213

Na2O son generalmente lavados al no hacer parte de los minerales formados en el suelo. Ellos son retenidos como cationes intercambiables que van siendo desplazados por Al+3 a medida que evoluciona el suelo y se va acidificando.

Cuadro 2.13. Análisis de óxidos totales del perfil de un Ultisol desarrollado en la cuarzodiorita del Batolito Antioqueño (Arias y otros, 2002) en varios estados de meteorización.

Hor Da Al2O3 CaO MgO K2O Na2O MnO2 Fe2O3 SiO2 gcm-3 % 3AB 1.14 18.69 ND 0.02 0.02 0.03 0.02 7.92 59.79 3B2 1.17 24.18 ND 0.02 0.01 0.01 0.02 6.75 50.25 3C1 1.11 22.87 ND 0.02 0.02 0.01 0.03 6.11 53.69 3C2 1.10 25.75 ND ND 0.02 0.01 0.15 12.51 48.80 3C3 1.16 20.85 ND 0.01 0.01 0.01 0.95 7.01 64.06 3R 2.39 20.79 1.54 0.36 1.33 0.53 1.9 4.62 66.86 3R 3.0 15.59 1.09 0.58 1.26 3.87 0.10 3.23 53.33

Como ejemplo del proceso de pérdida de silicio y acumulación de óxidos de hierro y aluminio se analizan los contenidos de óxidos totales de un Ultisol desarrollado sobre cuarzodiorita. En el cuadro 2.13 se presenta los contenidos de óxidos totales de diferentes estados de meteorización del material parental y varios horizontes de un Ultisol (Arias y otros, 2002).

Un ejemplo de pérdidas y ganancias de óxidos totales de la cuarzodiorita se presenta en el cuadro 2.14. Los cálculos en este cuadro se llevaron a cabo suponiendo que el contenido de Al2O3 no cambió con los diferentes estado de meteorización; con este contenido se calcula el factor: Al2O3(roca

fresca)/Al2O3(material meteorizado) para corrigir todos los contenidos de óxidos totales en los diferentes estado de meteorización (Birkeland, 1984).

La pérdida de silicio es constante desde el paso de la roca fresca pasando por gruss hasta el horizonte genético 3AB. La mayor pérdida se da dentro del saprolito, después del horizonte 3C2 continua la pérdida de silicio pero en menor intensidad. El sodio es otro elemento que se pierde durante el proceso de meteorización. Elementos como el calcio y el magnesio se pierden inicialmente desde el paso de roca a grus. El hierro y el manganeso son elementos que se acumulan durante todo el proceso de meteorización dando al suelo las características que le son comunes a los procesos de Laterización, Marronización, Rubificación, Ferruginización.

Cuadro 2.14. Cantidades de óxidos acumulados (+) y lavados (-) de los distintos estados de meteorización de una cuarzodiorita del Batolito

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Antioqueño y de horizontes de un Ultisol suponiendo que el Al2O3 no se pierde del perfil. (Arias y otros, 2002; Birkeland, 1984)

Horizontes del perfil de meteorización Grus10 1C

típico 1C rojizo

1C(+) 1B rojizo

1B amairllo

Horizontes del perfil de suelo (Ultisol) 3R 3C3 3C2 3C1 3B2 3AB

Óxido % Al2O3 0 0 0 0 0 0 SiO2 -3.18 -5.94 -23.56 -16.82 -19.16 -3.46 Fe2O3 +0.24 +1.96 +4.40 +0.92 +1.36 +3.37 MnO +1.18 +0.60 -0.01 -0.08 -0.09 -.08 K2O +0.26 -1.25 -1.25 -1.25 -1.25 -1.24 Na2O -3.48 -3.86 -3.81 -3.81 -3.81 -3.85

Algunos horizontes óxicos se endurecen por desecación, a los cuales se les da el nombre de horizonte petroférrico. Otro término utilizado para denominar a estos materiales ricos en óxidos de hierro es plintita (latrita o petroférrico). La plintita es un material rico en sesquióxidos que se endurece irreversiblemente al secarse en varios ciclos. El incremento en cristalinidad de la goetita y de la hematita cementa el material.

El silicio que permanece en el suelo está asociado a los granos de cuarzo o a los aluminosilicatos que se han formado, generalmente caolinita. Los óxidos y oxihidróxidos de hierro y aluminio, solos o en combinación, hacen parte de casi la totalidad del material presente en el horizonte óxico. Los minerales más comunes de estos compuestos de hierro y aluminio son goetita, hematita y gibsita.

La meteorización química que se da en este ambiente está dentro de la ruta ácida, definida anteriormente, el proceso químico dominante es el de hidrólisis ácida, donde los protones son aportados por la reacción de hidrólisis del CO2, los pHs alcanzados y la presencia de goetita son característicos de condiciones oxidadas ácidas, con base en lo anterior es posible suponer la siguiente reacción de meteorización de los minerales del batolito antioqueño:

10 Grus: Fase inicial de alteración de rocas graníticas, el feldespato pasa a

caolines permaneciendo los ferromagnesianos intactos. La roca pierde cohesión, predomina la arena gruesa y conserva el color de la roca. Comunicación personal Prof. Albero Arias, U. Nacional.

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Plagioclasa + Ortoclasa + Cuarzo + Biotita + Hornblenda + Piroxenos + Clorita → Caolinita + Cuarzo + Gibsita + Goetita + Haloisita + Si(OH)4 + Cationes (K+ + Na+ + Ca+2 + Mg+2).

Cuadro 2.15. Contenido de minerales (*) de un Ultisol en (%) de la fracción arcilla y del suelo sin separar fracciones.

Mineral Caol Gibs Cuar Goet Hal Integ FeHid Hem (3AB) 18-32 cm Arcilla 34 20 18 12 7 5 4 Suelo 4 5 86 3 2 (3B2) 32 – 80 cm

Arcilla 72 6 2 14 2 1 3 Suelo 19 4 64 10 2 1

(*) Análisis difracción de Rx.

En el cuadro 2.15 se presentan algunos análisis mineralógicos y de textura de dos horizontes del perfil de meteorización denominado 1B amarillo con desarrollo de contraste textural (horizonte kándico). En la fracción arcilla predominan los minerales secundarios caolinita, gibsita y goetita. No hay presencia de minerales 2:1, lo que muestra la intensidad de la meteorización sucedida en este ambiente, necesariamente asociada a una perdida de silicio y cationes, característica de la ruta ácida descrita anteriormente. Los contenidos de caolinita en la fracción arcilla de los dos horizontes son diferentes, es mayor este contenido en el horizonte superior; mientras que el horizonte inferior tiene un 38% mas de caolinita, en el caso de la gibsita este relación es inversa, hay mas de este mineral en el horizonte superior, adicionalmente, a esto, no se observan películas de arcilla para explicar la diferencia entre los dos horizontes por iluviación de arcillas, la explicación a esta diferencia esta en el incremento de gibsita, el cual es un mineral supremamente inmóvil, que se forma cuando se destruye la caolinita, dejando salir el silicio y el aluminio liberado de la lámina octaédrica de su estructura 1:1, precipita como gibsita, la diferencia entre los porcentajes de caolinita entre los dos horizontes corresponden a 0.147 moles, estas moles de caolinita cuando se disuelven producen 0.294 moles de gibsita, equivalentes a 23 % de gibsita, valor muy cercano al encontrado en el análisis mineralógico reportado en el cuadro 2.15.

2.8.3. El hierro como pedomarcador.

Las condiciones ambientales presentes y pasadas que han actuado en la formación del suelo son fáciles de identificar, dado el hecho que las

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diferentes formas de los compuestos de hierro le confieren a éste diferentes colores, aún estando presentes en pequeñas cantidades.

Los siete oxidos de Fe que se pueden formar y encontrar en el suelo son goetita, hematita, ferrihifrita, lepidocrocita, magemita, feroxihidrita y magnetita. Los más frecuentes son goetita, hematita y ferrihidrita, los dos primeros cristalinos y el tercero es de bajo ordenamiento cristalográfico (Schwertmann y Taylor, 1989). La presencia o ausencia de un o varios de ellos en el suelo reflejan las condiciones ambientales que existían en el suelo cuando se formaron. Schwertmann y Taylor (1989) consideran que los óxidos de hierro son buenos indicadores adecuados del ambiente pedogenético por tres razones: 1) el hierro forma varios minerales secundarios, 2) estos minerales de hierro tienen diferenes colores, y 3) el tipo de mineral secundario formado está influenciado por el ambiente predominante en el suelo, caracterizado por los valoes pe-pH. Lo anterior hace que al reconocer el tipo de óxido de hierro en el campo por su color, se pueda inferir sobre el tipo de ambiente que predominaba cuando éste se formó. Es necesario indicar que los colores del suelo, igualmente, se pueden deber al material parental como una litrocromía heredada.

El efecto del pH en la solubilidad de los óxidos de Fe+3 comunes en el suelo está dado por las siguientes reacciones (Lindsay, 1979):

Fe+3 + 3H2O ↔ Fe(OH)3amorfo + 3H+ Log K = –3.54

Fe+3 + 3H2O ↔ Fe(OH)3suelo + 3H+ Log K = -2.70

Fe+3 + 1.5H2O ↔ 0.5γFe2O3Magemita + 3H+ Log K = -1.59

Fe+3 + 2H2O ↔ γFeOOHLepidocrocita + 3H+ Log K = -1.39

Fe+3 + 1.5H2O ↔ 0.5αFe2O3Hematita + 3H+ Log K = -0.09

Fe+3 + 2H2O ↔ αFeOOHGoetita + 3H+ Log K = 0.02

La solubilidad en medio ácido de estos óxidos decrece en el siguiente orden:

Fe(OH)3amorfo>Fe(OH)3suelo>γFe2O3Magemita>γFeOOHLepidocrocita> αFe2O3Hematita > αFeOOHGoetita

La concentración de Fe+3 en solución en función del pH se presenta en la figura 2.41.

217

Figura 2.41 Solubilidad de varios óxidos de Fe en función del pH.

La concentración de Fe+3 para cada uno de los óxidos de la figura 2.41 decrece mil veces cuando se incremente una unidad de pH. El Fe(OH)3amorfo mantiene una concentración de Fe+3 en la solución del suelo de 3631 veces más alta que la que puede mantener la goetita. Cuando el Fe+3 soluble llega al suelo éste inmediatamente se precipita, en pocas horas la concentración se aproxima a la concentración controlada por Fe(OH)3amorfo. A un valor de pH 4 la concentración de Fe+3 en la solución llega a tener un valor cercano a 10-10 M (menos de 0.00006 ppm).

Las formas férrica y ferrosa se relacionan con las condiciones ambientales que han actuado en la formación de los suelos más que cualquier otro elemento. La pérdida o ganancia de un electrón entre estos dos cationes refleja las condiciones redox. Los compuestos que forman de estos cationes reflejan las condiciones de humedad, temperatura, acidez, presencia o ausencia de diferentes iones, materia orgánica, la cinética de meteorización de los minerales primarios, la permeabilidad del sustrato, entre otras (Schwermann y Taylor, 1989).

Las condiciones reductoras de suelo, medidas a través del pe, afectan la relación entre las formas reducida y oxidada del hierro (Fe+2/Fe+3) en solución de acuerdo a la reacción:

218

Fe+3 + e ↔ Fe+2 Log K = 13.04

(Fe+2/Fe+3) = 10(13.04 - pe)

Cuando el pe es igual a 13.04 (suelo oxidado) la relación entre las dos formas iónicas de hierro es igual a la unidad. El cambio de una unidad de los valores de pe afecta en un orden de magnitud la proporción iónica.

La goetita puede ser complemente reducida y disuelta en el suelo cuando se agota el oxígeno y se tenga una sustancia reductora, por ejemplo el ión formiato, que aporte los electrones:

FeOOH + 0.5CHO2- + 2.5H+ ↔ Fe+2 + 0.5CO2 + 2H2O Log K = 15.1

Para un pH de 6.0 y una presión de CO2 igual a 10-3.52 atm, la proporción entre la forma reducida del hierro y el agente oxidantes es:

21.86

0.5

2

( )10

( )

Fe

CHO

+

−=

La ecuación indica que en la reducción y disolución de la goetita desaparece completamente la concentración del formiato de la solución del suelo, es así como una concentración de 10-7 M de Fe+2 reduce la concentración del reductor a 2x10-18 M.

2.9. Hidromorfismo (Gleyzación). Procesos de Reducción

Este proceso se refiere exclusivamente a las consecuencias que traen al suelo la reducción y oxidación del Fe y del Mn. Es un estado permanente o temporal de saturación de agua en el suelo que lleva asociado la existencia de unas condiciones reductoras. Las acciones de la hidromorfía tienen importantes efectos en el suelo, que se reflejan tanto en sus constituyentes, propiedades, formación y evolución, como en sus posibilidades de explotación agrícola e ingenieril. Esta situación reductora ha sido ampliamente reconocida y de ahí la existencia de numerosos términos que hacen alusión a este estado en todos los sistemas de descripción y clasificación de suelos. Así, en la literatura especializada son frecuentes los términos de: propiedades hidromórficas, horizontes de colores abigarrados, moteados con cromas menores de 2, decoloraciones, régimen ácuico, gleyzación, seudogleyzación, suelos reducidos, etc.

2.9.1. Condiciones necesarias para que se produzca la gleyzación.

La condición necesaria para que se produzca en el suelo las características hidromórfícas está asociada a la reacción de reducción, estas son: la presencia de las sustancias que aceptan los electrones en ausencia de oxígeno, ellas son las formas oxidadas de hierro y manganeso y las

219

sustancias que aportan los electrones, acción ejercida por la materia orgánica en un proceso de anaerobiosis. Esta reacción redox está necesariamente mediada por los microorganismos. Es condición necesaria que estén presentes estos tres componentes, el agente reductor, el agente oxidante y los microorganismos que actuan con un catalizador. Si falta uno de ellos las reacciones hidromórfícas no se darán en el suelo. La anterior situación se presenta en la figura 2.11 que esquematiza la secuencia de reducción en el suelo.

Uno de los requisitos indispensables para que se desarrolle el proceso de reducción es la existencia de un exceso de agua en el suelo durante un determinado tiempo. Para que exista esta saturación se requiere primero que se produzca un aporte importante y en segundo lugar que se encuentren ciertas dificultades para su rápida eliminación asociadas al mal drenaje. El aporte de agua puede provenir tanto de un nivel freático suficientemente superficial, como puede ser de origen pluvial o nival. En estos últimos casos se necesita que el aporte de agua se produzca a más velocidad de la que el suelo pueda drenar, con lo que se origina una capa de agua colgada con carácter temporal. Esto ocurre preferentemente en los suelos con un cambio textural brusco entre sus horizontes. También pude suceder cuando una tefra se ha depositado sobre un saprolito de menor tasa de infiltración, formándose un horizonte Bg en la unión de los dos materiales. En la figura 2.42 se presentan las condiciones topográficas que influyen en el desarrollo de suelos hidromórficos.

Figura 2.42. Posición topográfica para el desarrollo de distintos tipos de suelos hidromórficos.

La ausencia de oxígeno disuelto ocurre fácilmente en el suelo siempre que el agua permanezca estancada en él y no se renueve. Este es el caso, por ejemplo, de los suelos arcillosos, con mal drenaje interno. De esta forma los

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microorganismos consumirán rápidamente todo el oxígeno que estaba disuelto en el agua. A veces el suelo se encuentra sometido a frecuentes aportes de aguas superficiales de escorrentía o fluviales, que circulan a través de él y, al permanecer muy oxigenado, no se producen reducciones a pesar de la intensa humedad edáfica.

El agua al desplazarse lentamente a través del suelo se va cargando de residuos orgánicos y adquiere una fuerte condición reductora. Los suelos muy pobres en materia orgánica no presentan, en general, rasgos hidromórficos aunque se encuentren saturados en agua durante un tiempo apreciable, dado que no hay quien aporte los electrones.

La temperatura debe ser lo suficientemente alta como para no limitar la actividad biológica. Debido a que las reacciones de reducción-oxidación se desarrollan a una velocidad muy lenta, en la práctica es necesaria la acción de los microorganismos que actúan como catalizadores. Es por ello que la temperatura deberá ser superior a los 5º C durante la fase de hidromórfica, ya que este es el límite usualmente aceptado para el desarrollo de la actividad microbiana. Como la reducción del Fe y del Mn por la materia orgánica constituye un proceso fundamentalmente bioquímico, el pH no ha de ser un factor limitante de la actividad microbiana.

2.9.1.1. Sistema Mn+2 – óxidos de Mn.

Los microorganismos pueden utilizar la energía de las reacciones redox si éstas tienen un cambio de energía libre negativa (∆G < 0). Los microbios catalizan, vía proceso enzimático, la reducción del O2 a H2O. En el proceso, en forma directa o indirecta, cambia el estado de oxidación del Mn de +2 a +3 ó +4.

Mn+3 ↔ Mn+2 + 1e Eºh = -1.52 voltio

Mn+2 + H2O ↔ MnOOH +3H+ + 1e Eºh = -1.45 voltios

1/2Mn+2 + H2O ↔ MnO2 + 2H+ + 1e Eºh 0 -1.23 voltios

Por los valores de potencial de celda (Eºh) el óxido de Mn es el sólido oxidante más potente que se tiene en los suelos. La oxidación química del Mn+2 ocurre espontáneamente en soluciones alcalinas aireadas, al precipitar el Mn(OH)2 rápidamente reacciona con el O2 para producir una variedad de óxidos dependiendo del pH (figuras 2.44, 245), de la presión de O2 y de la presencia de otros cationes:

Mn3O4 Mn+2 (soluble) + OH- ↔ Mn(OH)2 + O2 ↔ MnOOH

MnO2

221

2.9.1.2. Sistema Fe+2 – óxidos de Fe.+3

El Fe+2 aparece después del Mn+2 en los suelos que han sido sometidos a prolongado anegamiento. Esto porque los potenciales de reducción son menores que los del Mn+3 y Mn+4. Las concentraciones de Fe+2 y Mn+2 son altas en la solución dado que estas formas reducidas son más solubles en suelos inundados. La intorucción de O2 disuelto en el agua causa una rápida precipitación como Fe(OH)3 si el pH es superior de 6. La reacción de reducción es:

Fe+2 + 3H2O ↔ Fe(OH)3 + 3H+ + 1e Log K = 15.74

Fe+2 ↔ Fe+3 + 1e Log K = 13.04

El Fe+2 en presencia de O2 se oxida rápidamente y precipita con hidróxido férrico si el pH de la solución es mayor de 6. Esta reacción cinética es de primer orden para el Fe+2, es decir la velocidad de reacción depende de la concentración de Fe+2:

2

222

]][[][

OPOHFekdt

Fed −++

=−

Donde k = 8.0x1013 min-1mol-2L2 a 20°C. La velocidad de oxidación del Fe+2 en un medio aireado es tal que existe solo unos pocos minutos pH 7.

Los digramas de predominancia pe – pH son utilizados para presentar las formas que termodinámicamente son posibles a diferentes condiciones de reducción y pH. Estos diagramas muestran que si las condiciones de reducción son estables el Fe+2 lo debería ser si el pH es menor de 8. En los suelos con matriz calcarea, este pH sería superior a 8 y el FeCO3 sería el compuesto que se formaría. En condiciones oxidativas precipitaría como una variedad de óxidos dependiendo del pH y la temperatura, entre otras variables.

La presencia de las formas oxidadas y reducidas del Fe son influidas por agentes complejantes, es el caso de polifenoles de la sustancia húmica que pueden reducir el Fe+3:

Fe+3-(complejo húmico) ↔ Fe+2 + complejo húmico oxidado.

Reacciones como esta mantienen concentraciones de Fe+2 en solución aun en presencia de O2 en el suelo.

2.9.1.3. Ferrólisis.

En 1970 Brinkman (1970) propuso la ferrólisis como un proceso pedogenético para explicar la descomposición de arcillas causada por una

222

secuencia de ciclos repetidos de oxidación reducción en el perfil del suelo. La fluctuación del nivel freático en los suelos causa condiciones alternantes de oxidación y reducción. Durante los periodos húmedos, se reducen los óxidos de hierro, donde la materia orgánica aporta los electrones en el proceso respirativo de los microorganismos.

Fe(OH)3 + 2CO2 + e ↔ Fe(HCO3)2 + OH-

Al aumentar las formas solubles del hierro como Fe+2 reaccionan con el complejo de cambio saturándolo con este catión y pasan a la solución del suelo las bases de cambio (Ponnanperuna, 1972):

Fe(HCO3)2 + Ca+2-Coloide ↔ Fe+2-Coloide + Ca(HCO3)2

Como el bicarbonato de calcio es más soluble puede migrar y favorecer aún más la reacción. Cuando las condiciones oxidativas llagan, el Fe+2 se oxida acidificando el suelo a valores de pH entre 4.0 y 4.5:

Fe+2-Coloide + O2 ↔ Fe(OH)3 + 2H+-Coloide

El H+ producido desplaza el Fe+2 y libera cationes de la estructura de las arcillas. En cada ciclo, los cationes solubles y parte del aluminio soluble, como Al(OH)x3-x, son lavados y parte de arcilla es destruida, por lo que el perfil llega a tenr horizontes texturalmente mas difernciado. Otra porción del aluminio puede formar clorita al ubicarse como una lámina de gibsita entre las capas de arcillas 2:1 (Barnhisel y Bertsch, 1989). Por su proceso, la ferrólisis es claramente diferente a la queluviación, Van Ranst y Coninck (2002) presentan la siguiente comparación entre los dos proceso:

Ferrólisis Queluviación Disolución de silicatos durante la oxidación de iones ferrosos

Disolución de silicatos por ácidos orgánicos

Intercambio de Fe+2 por Al+3 Extracción de cationes intercalados Eluviación de Al+3 como polímero soluble

Eluviación de Al+3 en forma de quelato.

Sin influencia de quelatos orgánicos Basada en la actividad de los constituyentes orgánicos.

El proceso de ferrólisis se esquematiza en la figura 2.43. En éste se produce una capa endurecida de óxidos de hierro en la interfase entre las dos zonas de oxido reducción. La magnetita, Fe3O4, un óxido de hierro negro que contiene Fe+2 y Fe+3, es el sólido que generalmente se forma en la interfase. En el diagrama de predominancia de formas del hierro, la magnetita debería aparecer a pH mayores de 6, en el rango de valores positivos y negativos de Eh (MacBride, 1994).

223

La propiedad fundamental de la ferrólisis en el suelo es la diferenciación que causa en la textura entre horizontes superiores e inferiores del perfil como resultado de la destrucción de arcillas (Brinkman, 1970).

Figura 2.43. Reacciones que suceden durante el proceso de Ferrolisis (MacBride, 1994, modificado, +: aumenta, -: disminuye).

El horizonte plácico se ha definido como una capa delgada negra a marrón oscura que está cementada por hierro o por hierro y manganeso y materia orgánica. Tiene un grosor mínimo de 1 mm; si está asociada con materiales espódicos su grosor es menor de 25 mm (Soil Survey Staff, 1998). Suelos con horizonte plácico son clasificados como Espodosoles o Inceptisoles, es igualmente encontrado en Histosoles (Mckeague y otros, 1968). La génesis de este horizonte no esta completamente conocida. Se forma en diferentes paisajes y ambientes climáticos, en zonas templadas y tropicales, pero está asociado a condiciones climáticas con régimenes de humedad udico y perudico y las condiciones de óxdio redución son adecuadas para el desarrollo de horizonte plácico (Wu y Chen, 2002).

Lapen y Wang (1999) propusieron que la formación del horizonte plácico está relacionado con la precipitación de hierro iluvial en sitios oxidados con un pH alto y que la condición de anegación es la causa de la presencia de hierro soluble. Por lo anterior, los autores enfatizan que la génesis de éste horizonte es bien diferente del proceso de podzolización. Muchos horizontes espódicos pueden acumular carbono orgánico, aluminio con o sin hierro (Soil Survey Staff, 1999). Conry y otros (1996) concluyen que la podzolización y el desarrollo de horizonte plácico son fundamentalmente procesos diferentes.

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2.9.2. Diagramas de predominancia Eh – pH.

El comportamiento de los materiales edáficos afectados por los procesos de oxidación reducción puede reflejarse en diagramas de predominancia como los presentados en la figura 2.43, basados en los valores de Eh y pH se delimitan los respectivos campos de estabilidad de las sustancias oxidadas y reducidas. En la figura 2.44. se observa que los ambientes aireados son oxidantes y les corresponden altos valores de Eh, mientras que los ambientes saturados con agua suelen ser medios reductores y se definen por bajos valores de Eh. Los suelos ácidos son oxidados, mientras que los suelos reducidos tienen pH ligeramente neutro. En esta condición el suelo nunca tendrá pH ácido.

Figura 2.44. Diagrama de predominancia Eh y pH para suelos en distintas condiciones de contenidos de agua.

Los suelos con valores de Eh positivos podrán ser ácidos, neutros o básicos, mientras que los suelos con valores negativos de Eh tienen pH cercano a la neutralidad o alcalinos en los valores más negativos de Eh. A medida que los suelos se van saturando de agua el valor de Eh se va haciendo más negativo, van predominando condiciones reductoras en el suelo y el pH

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pasa de ácido a neutro y puede llegar a ser alcalino, situación que no sucede en suelos secos u oxidados.

2.9.3. Diagramas de predominancia Eh – pH para el hierro y el manganeso.

El comportamiento en el suelo de las formas del hierro y del Mn se encuentra fuertemente influenciados por las condiciones redox, de acidez y de alcalinidad que existan en el suelo. En las figuras desde la 2.45 y 2.46 se muestran las regiones de estabilidad de las formas del Fe en función del Eh y pH. La región del Fe precipitado es mucho más amplia en valores de Eh y pH que la de la forma soluble. El hierro soluble está en forma reducida de Fe+2 y corresponde a la región de pH menor de 8 y preferentemente con Eh bajos. En condiciones normales de suelos agrícolas, oxidados y con pH entre 5.5 y 6.5 el Fe está precipitado como Fe(OH)3, las formas solubles del hierro, Fe+2, podrán presentarse a pH ácidos y en condición subanóxica.

Figura 2.45. Diagrama de predominancia para los distintos estados de óxido reducción del manganeso y el hierro en el suelo. La región más oscura corresponde a las condiciones donde el Mn y el Fe están precipitados.

En la figura 2.45 se muestran las regiones de estabilidad de las formas del Fe y Mn en función del Eh y pH. La región del Mn soluble es mucho más grande que la de las formas precipitadas de este elemento, al contrario de

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lo que ocurre para el Fe. El manganeso soluble está, como en el caso del hierro, en su forma reducida Mn+2 y corresponde a la región de pH menor de 9 y cubre una amplia gama de Eh, aunque, como es lógico, preferentemente en la zona de valores bajos.

Si se superponen los campos de estabilidad del Fe y del Mn y se relacionan con las tres condiciones de humedad del suelo, se delimitan tres regiones con comportamientos diferentes, ver figura 2.46:

• Región I (óxica): En esta región del diagrama los suelos son ácidos y predominan las formas reducidas del hierro y del manganeso Fe+2 y Mn+2

• Región II (subóxica): En esta región el hierro está precipitado como Fe+3 y el manganeso es soluble en la forma reducida como Mn+2. Los suelos tienen un pH entre ácido y neutro.

• Región III (anóxica): En esta región el hierro y el manganeso están precipitados en sus formas oxidadas Fe+3 y Mn+4. El pH del suelo está entre neutro y alcalino.

Si se superponen los campos de estabilidad del Fe y del Mn a las regiones correspondientes a los suelos secos (óxicos), húmedos (subóxicos) e inundados (anóxicos), se pueden observar una serie de hechos de interés:

Figura.2.46. Campos de estabilidad y movilidad del hierro y del manganeso en función de Eh y pH en suelos con diferentes grados de humedad.

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• Suelos secos o suelos óxicos: El Fe prácticamente es siempre insoluble. Sólo es soluble en suelos extremadamente ácidos y con muy altos valores de Eh. La solubilidad del manganeso está muy influenciada por el pH. Soluble en suelos ácidos e insoluble en los alcalinos.

• Suelos inundados o suelos anóxicos: El Fe fase soluble, en los suelos ácidos e insoluble en los alcalinos. El Mn prácticamente siempre está en fase soluble.

• Suelos húmedos o suelos subóxicos: Es interesante destacar el hecho de que el manganeso se reduce siempre a valores más altos de Eh que el hierro, por lo que al humedecerse el suelo será el primero en movilizarse y al producirse la desecación se oxidará, y por tanto se inmovilizará, en último lugar. Es pues el más móvil, como se pone de manifiesto en la figura 2.45, en la que se han representado las posibles variaciones de los valores de Eh de un suelo sometido a dos cambios de humedad diferentes.

En el primer caso, el descenso en el valor del Eh es poco acentuada y sólo llega a afectar al Mn que se reduce, se moviliza y, si no es lavado fuera del perfil, al desecarse se acumula formando nódulos y películas. En el segundo caso la disminución del Eh es lo suficientemente marcada como para afectar también al hierro. En condiciones normales, la saturación en agua equivale pues a reducción, el manganeso y el hierro se encuentran solubles como Fe+2 y Mn+2, se redistribuyen por el perfil formando compuestos reducidos (de colores grisáceos más o menos azulados y verdosos) o son eliminados del suelo (se producen decoloraciones), quedando en definitiva los horizontes más o menos grisáceos. Por el contrario, en condiciones de aridez prevalece el ambiente oxidante, el Fe y el Mn se encuentran oxidados, y por tanto inmóviles, acumulándose en el suelo bajo la forma de compuestos de colores intensos, negros, rojos, pardos o amarillos.

2.9.4. Rasgos de la hidromorfía en el perfil del suelo.

El análisis de los rasgos que en el perfil del suelo produce la hidromorfía representa un método indirecto de valoración que es muy rápido y fácil de manejar, por lo que ha sido ampliamente aceptado en todo el mundo. Al utilizar estos caracteres hay que ser cuidadoso ya que se estará relacionando el efecto con la causa y siempre será mejor comprobar la hidromorfía mediante precisas medidas in situ de la humedad y del potencial redox a lo largo del año, que deducirlas por una simple observación de sus huellas en el perfil por muy minuciosa que sea esta observación.

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Los rasgos morfológicos característicos son diversos (coloraciones grises, verdosas, azuladas, áreas decoloradas, manchas rojas, ocres y negras) pero todos ellos se deben básicamente a las reorganizaciones que sufren los compuestos de Fe y Mn con los cambios de humedad. Los rasgos que la hidromorfía deja en el suelo pueden ser observados in situ en su perfil, pero el estudio micromorfológico representa un método de análisis muy adecuado. De cada uno de estos rasgos, así como de su distribución y relaciones mutuas, pueden extraerse interesantes consecuencias acerca de los procesos hidromorfos que los han originado. Concretamente los rasgos de la hidromorfía se pueden agrupar en: a) Rasgos de acumulación, b) Rasgos de empobrecimiento, d) Matrices de decoloración y e) Iluviación y eluviación.

2.9.5. Tipos de suelos hidromórficos.

Duchaufour (1987) define dos tipos de formación de estos suelos, uno donde la capa de agua es suspendida y temporal y de origen pluvial, y otro donde la capa freáctica profunda. En el primer suelo, el Fe+2 producto de la reducción de Fe+3 se oxida formando manchas y concreciones cuando la capa de agua desaparece, mientras que en el segundo, el Fe+2 permanece reducido, como inicialmente se encuentra en los minerales primarios, y al meteorizarse migra por ser una forma una forma soluble, dejando un color gris en el perfil. Las condiciones hidromórficas de los suelos permiten agruparlos en cinco subclases: 1) Pseudogley, 2) Stagnogley, 3) Gley 4) Turberas.

2.9.5.1. Pseudogley.

En las zonas templadas, estos suelos la capa de agua suspendida sólo existe durante los meses húmedos y fríos y desaparece en el verano. La capa de agua suspendida, o fluyendo lentamente, ocupa la totalidad de los poros del suelo y crea las condiciones reductoras en el horizonte Ag. A su vez esta descansa sobre un horizonte Bg.

Las condiciones de la época húmeda, con frecuencia ligadas a la acción de la vegetación, juegan un papel importante en la formación de pseudogley, como es la presencia de una capa de agua impermeable y poco profunda. El estrato impermeable puede tener varios orígenes, puede tratarse de un material geológico de poca permeabilidad, o de un Bt de un suelo. Entre las propiedades químicas se destaca la alta acidez que facilita la reducción del hierro.

El horizonte A de estos suelos es oscuro y de bastante espesor, ácido y con humus poco evolucionado. El horizonte Ag es de matriz beige y de

229

estructura masiva, salpicado de manchas férricas y de concreciones ferro-mangánicas negras. El horizonte Bg, el piso de la capa de agua, es de textura más fina, estructura masiva y prismática en época seca, de color ocre, con vetas verticales blanquecinas, las cuales son zonas de drenaje preferente, y el hierro arrastrado precipita en forma férrica formando estrechas bandas a lo largo de las zonas decoloradas.

2.9.5.2. Stagnogley.

Los suelos stagnogley son pseudogley de clima frió y húmedo, en los que la capa de agua es más ácida y reductora que la de los pseudogley, y es permanente durante casi todo el año. Sus perfiles son similares a los de los pseudogley, con las siguientes diferencias: el horizonte A es mas turboso y el Ag está completamente decolorado y deferrado, sin manchas ni concreciones, a veces esta moteado de gris verdoso y de óxidos de hierro.

2.9.5.3. Gley.

La capa freáctica es permanente y alimentada subterráneamente lo quela hace poco reductora, Eh cercano a cero. Solo sufre oscilaciones pequeñas. Los horizontes profundos, Bg, tienen todo el hierro en forma ferrosa. A pH altos el Fe+2 se precipita como FeCO3 de color verdoso. Cuando el horizonte A tiene una materia orgánica muy activa, la fuerte producción de CO2 moviliza parte del Fe+2 y precipita en la parte oxidad del B formando manchas ocres de Fe+3.

2.9.5.4. Turberas. Suelos hidromórfícos orgánicos.

Las turberas se forman en las capas de agua permanente, muy reductoras y sometidas a oscilaciones muy pequeñas. La presencia o no de calcio da origen a diferentes tipos de turbas, una eutrófica y otra ácida. En estos ambientes la descomposición de la materia orgánica es muy lenta y de muy baja humificación. Las células del material vegetal desaparecen quedando únicamente la lignina. La eliminación de la capa freáctica causa una rápida mineralización de la materia orgánica.

La turba ácida tiene pH de 4 y relación C/N mayor de 30, contenido de ceniza menor de 5%. La turba eutrófica tiene pH entre 6 y 7, relación C/N menor de 20 y un contenido de ceniza mayor de 10%.

2.9.6. Estadios hidromórfícos.

Otra forma de evaluar la hidromorfía de los suelos puede ser mediante estos cinco grados de intensidad de reducción creciente.

El estadio 0: representa un suelo sin ninguna hidromorfía. Se trata de unos horizontes con altos cromas, sin motas decoloradas, saturados en agua

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durante muy pocos días, aunque pueden permanecer húmedos durante algunos meses, y en los que predomina una intensa oxidación.

El estadio 1: se define por un suelo con una matriz de altos cromas y con cortos periodos de saturación. Representa una hidromorfía incipiente. El suelo muestra altos cromas pero con desarrollo de nódulos y cutanes fundamentalmente de Mn. El régimen hídrico de este suelo se caracteriza por presentar una saturación completa de agua sólo durante breves días, aunque puede permanecer húmedo durante varios meses. En estas condiciones el interior de los agregados permanece húmedo durante un largo tiempo y se reduce y se moviliza el Mn, sobre todo, y al desecarse el suelo, la solución migra hacia los poros grandes, que estarán completamente secos, y por tanto, con ambiente oxidante y por ello el Mn se oxida y recubre las paredes de los agregados.

El estadio 2: se define por presentar motas de bajos cromas con cortos periodos de saturación. Este estadio representa ya un suelo hidromorfo, se trataría de un pseudogley poco desarrollado. Sus rasgos se caracterizan por la presencia de motas de bajo croma, con el interior de los agregados decolorado mientras que su superficie presenta amplios ferranes, neoferranes, nódulos de Fe y algunos manganes y neomanganes. Se trata de un suelo que se encuentra totalmente saturado sólo durante algunos días, pero repitiéndose esta situación durante varias veces al año y permanece muy húmedo durante muchos meses, consiguiéndose la saturación en agua de los microporos durante largos periodos. En estas condiciones se produce ya una importante reducción del Mn y del Fe del interior de los agregados que migrarán en los periodos de aridez hacia la superficie de los agregados en donde se producirá la oxidación y su correspondiente inmovilización. Como el Mn se oxida con mayor dificultad será lavado en gran parte. La migración del Fe y Mn del interior de los agregados deja a estas zonas decoloradas.

El estadio 3: se define también por tener motas de bajo croma, pero ahora con largos periodos de saturación de agua. Representa a un suelo con fuerte hidromorfía, aunque todavía del tipo denominado pseudogley. Sus rasgos micromorfológicos son muy distintivos, presenta una matriz con motas de croma bajo (<2), con el interior de los agregados parcialmente decolorados mientras que la superficie se encuentra totalmente decolorada, formando neoalbanes y a veces entre ambas zonas se encuentran acumulaciones de hierro dando cuasiferranes y nódulos de Fe muy abundantes en las zonas más internas de los agregados. En la figura se muestran dos microfotografías representativas de dos fases evolutivas correspondientes a este estadio, con una fase inicial en la que todavía no

231

llega a producirse la decoloración total de la superficie de los agregados (situación muy frecuente en los suelos hidromorfos españoles) y otra en la que el neoalban se desarrolla plenamente. En cuanto a las condiciones hídricas, se trata de un suelo ya saturado durante largos periodos (varios meses) y que permanece muy húmedo, próximo a la saturación, durante prácticamente todo el año (tanto en los macro como en los microporos). En estas condiciones el ambiente es claramente reductor, las soluciones migran ahora desde los poros grandes hacia el interior de los agregados que estarán menos saturados y por tanto con ambientes parcialmente oxidantes. Este régimen hídrico se traduce en una morfología diferente. Las soluciones al desplazarse hacia el interior de los agregados reducen y movilizan todo el Fe y Mn, dejando una zona de lavado local (neoalbanes y neoesqueletanes álbicos) y al aproximarse al núcleo del agregado se deposita parte del Fe formando cuasiferranes. Por otro lado, gran parte del Fe (y por supuesto del Mn) son lavados fuera del perfil, quedando la matriz decolorada.

El estadio 4: representa un suelo con la máxima hidromorfía, se trata de un gley con la matriz totalmente decolorada, un croma < 1 y con una reducción total para el manganeso y el hierro debido a la prácticamente continua saturación en agua a lo largo de todo el año.

2. 9. 7. Suelos con condición ácuica.

Para el Soil Survey Staff (SSS, 1999) los suelos hidromóficos son llamados suelos con condiciones ácuicas. Son aquellos que tienen saturación y reducción continuas o periódicas. Estas condiciones se identifican en el perfil del suelo mediante formas reducciformes. Aquí se hace una claridad importante ya que es necesario para hablar de suelos con presencia de estas formas que se tenga las dos condiciones: saturación y reducción. Es posible tener suelos inundados y no estén en condición reductora porque no está presente la materia orgánica, quien aporta los electores, y los microorganismos que median la reacción de reducción.

La duración de la saturación requerida para crear las condiciones varían dependiendo de la posición topográfica del suelo en el paisaje, ver figura 2.24. Se definen tres tipos de saturación: endo y episaturación si la capa de agua se encuentra a más de 200 cm de la superficie del suelo mineral o menos de esta distancia, respectivamente y antropisaturación se refiere a suelos sometidos a cultivos de inundación.

El grado de reducción del suelo puede ser caracterizado midiendo directamente en el suelo el potencial redox, procedimiento que no es muy fácil (Bartlett y James, 1993), o mediante los diagramas de predominancia

232

como los presentados en las figuras 2.45 y 2.46. Debido a las dificultades de medir directamente el potencial redox del suelo se recurre a las patrones reducciformes que de pueden evaluar directamente en el perfil y son las tenidas en cuenta la clasificación taxonómicas de estos suelos (SSS, 1999).

El movimiento del hierro y el manganeso como resultado del proceso redox puede producir formas reducciformes que pueden ser definidas como:

a) concentraciones redox: son zonas de acumulación aparente de óxidos de Fe yMn que incluyen 1) nódulos y concreciones, los cuales son cuerpos cementados que pueden ser removidos en forma intacta del perfil. Las concreciones se distinguen de los nódulos en base a la organización interna, una concreción tiene capas concéntricas que se pueden distinguir a simple vista. Los nódulos no tienen organización visible en su estructura interna. Los bordes son difusos si se han formad in situ y agudos según la pedoturbación. Bordes agudos pueden ser formas relictos en algunos suelos. 2) masas, son precipitados no cementadas de sustancias dentro la matriz del suelo, 3) poros llenos, son zonas de acumulación a lo largo de poros que pueden estar recubiertos en su superficie o impregnación de la matriz adyacente al poro.

b) Pérdidas redox: son zonas de bajo croma donde los óxidos de Fe y Mn solos o ambos acompañados con arcilla has salido, e incluyen 1) pérdidas de Fe, zonas que contienen baja cantidad de óxidos Fe y Mn pero tienen contenido similar de arcilla que las zonas adyacentes, 2) pérdidas de arcillas, zonas que tienen cantidades bajas de óxidos de Fe y Mn y arcillas, son a menudo referidos eskeletanes.

c) Matriz reductora: son matices de suelo con bajo croma in situ pero sufren cambio de hue o en croma treinta minutos después que el material del suelo es expuesto al aire.

d) Suelos que no tienen formas reducciformes visibles: es ncesario determinar Fe+2 mediante indicadores campo (alfa-alfa dipiridil) o en el laboratorio.

2.9.8. Paleohidromorfología.

Tanto desde un punto de vista genético como práctico, es muy importante conocer si los rasgos hidromorfológicos que presenta un suelo son el resultado de unas condiciones hidromórficas actuales o si por el contrario son el resultado de una hidromorfía antigua que no refleja las condiciones actuales de eses suelo.

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Antes de sacar conclusiones acerca de la hidromorfía de un suelo por la existencia de nódulos y concreciones de Mn y/o Fe se ha de prestar especial cuidad en distinguir si los nódulos están formados in situ o por el contrario son heredados. Para ello se ha de examinar el borde. La presencia de un borde difuso indica inexorablemente una formación in situ, mientras que el borde neto puede ser atribuido a ambos: in situ o heredado. Si en el borde se observan abundantes granos de cuarzo sobresaliendo se debe pensar en el desarrollo de periodos de disolución posteriores a la formación del nódulo y por tanto lógicamente o son heredados o representan a unas primitivas condiciones que no se corresponden ya con las actuales. También la existencia de muescas en la superficie del grano que interrumpen bruscamente su contextura interna indican un signo claro que su origen es alóctono. Por otra parte, los granos minerales de arenas y limos pueden servir para dilucidar el posible origen de los nódulos; así la mineralogía (incluida forma, tamaño y distribución) de los granos englobados en los nódulos ha de ser igual a la de los granos que se encuentran en la matriz circundante, da para pensar en una formación in situ. Además, si todas las gravas existentes en el suelo son de Fe y Mn, y no las hay ni de cuarzo, ni de feldespatos, ni de cuarcita, ni de otros fragmentos rocosos, lógicamente estas deben ser originadas in situ.

Si se trata de una paleohidromorfía sus rasgos han podido ser sensiblemente modificados por los procesos edáficos posteriores. A veces puede ponerse claramente de manifiesto el carácter paleo de la hidromorfía si las películas de Fe y Mn se encuentran disectadas por revestimientos amarillo/rojizos de arcilla iluvial. En otras ocasiones los nódulos se encuentran muy fragmentados y además presentan iluviación de arcilla alrededor y entre sus fracturas.

2. 9. 9. Extractantes químicos para medir formas reducidas y oxidadas de hierro.

Las distintos tipos de compuestos presentes en el suelo que forman el Fe, el Al y el Si en el suelo se evalúan mediante soluciones extractoras. Las cantidades extraídas son utilizadas en los estudios de génesis de minerales secundarios y la influencia que tienen estos en el comportamiento del suelo, dada su alta superficie específica. Por ejemplo, la naturaleza y cantidad de las formas de Fe y Al orgánico e inorgánico reflejan las rutas pedogenénticas que han sucedido en el sulo. Debido a estas situaciones, las cantidades extraídas de estos elementos son utilizadas con fines de clasificación. Son cinco los métodos de extracción más utilizados para caracterizar las formas y cantidades de compuestos de esto cationes

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metálicos: ditionito citrato (DC), oxalato ácido de amonio (OA), hidroxilamina (H), Tirón (T), pirofostato (P).

La extracción con DC remueve formas finamente divididas de goetita, hematita, lepidocrocita, ferrihidrita y óxidos no cristalinos de Fe, igualmente formas complejadas de Fe y Al (Mehra y Jackson, 1960), y es poco efectivo removiendo formas no cristalinas de Al. Se espera que con este método solo se extraigan del suelo el Fe libre, no ligado a silicatos, y que las formas cristalinas de Fe y Al no son atacadas por el extractante. Se ha observado que DC extrae Fe libre, mas el Fe que se extren con P y OA, por lo que Fe extraídos es mayor que el extraído con los otros métodos. Las cantidades de Al extraídas con DC son difíciles de interpretar y son generalmente similares a las extraídas con OA, salvo en los Espodosoles y Andisoles donde el OA extrae una mayor cantidad de Fe y Al. El método DC ha tenido varias modificaciones desde su publicación por Mehra y Jackson (1960), una de ellas es la propuesta por Holmgren (1967) aumentando el tiempo de extracción a temperatura ambiente.

El ditionito reduce el Fe+3 de los compuestos férricos a Fe+2 y se previene su precipitación como FeS complejándolo con citrato, según la siguiente reacción:

4OH- + S2O4-2 + 2Fe+3 ↔ 2SO3-2 + 2H2O + 2Fe+2

El bicarbonato de sodio se usado como buffer de pH para evitar ataque ácido a los minerales aluminosilicatos presentes en el suelo, además, el sodio mantiene dispersada la muestra durante el análisis.

El método OA es el mas antiguo de los métodos de extracción y fue propuesto por Tamm en 1922, extrae Fe, Si y Al de formas inorgánicas no cristalinas y Al y Fe de formas complejadas presentes en el suelo (McKeague y otros, 1967) y no ataca las formas cristalinas de muchos silicatos, goetita, hematita y lepidocrocita, pero disuelva cantidades importantes de magnetita (Baril y Bitton, 1967). Igualmente disuelve silicatos fácilmente meteorizables como el olivino. Las cantidades de Si y Al extraídas son utilizadas para estimar las cantidades de alofana y ferrihidrita (Parfitt y Henmi, 1982). El ácido oxálico actúa como un agente reductor fuerte:

Fe2O3 + H2C2O4 + 4H+ ↔ Fe+2 + 2CO2 + 3H2O

La hidroxilamina es en reactivo muy similar al ácido oxalico en la capacidad de extracción (Chao y Zhou, 1983). Su ventaja está en que no disulve magnetita como la hace OA, su uso es ventajoso en suelos que

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tengan presente este mineral férrico (Ross y otros, 1985) en los cuales no es conveniente usar OA.

La solución de la sal sódica del ácido 4,5 dihidroxi 1,3 benceno disulfónico o Tiron es alcalina y altamente complejante que actúa de forma igual que la hidroxilamina al no disolver la magnetita y es usado en vez de OA (Kodama y Ross, 1991). Se ha visto que Tiron disuelve ópalos, lo que no hacen OA e hidroxilamina en los suelos. Tiron no ataca minerales cristalinos es tan efectivo como el OA en la disolución de alofana e imogolita. Es usado para limpiar muestras antes de hacer sus difractogramas.

Las formas complejadas de Fe y Al son extraídas del suelo con pirofosfato. Se ha visto que este extractante no disuelve óxidos cristalinos de estos cationes ni silicatos (McKeague y otros, 1986).

Las cantidades extraídas con estos métodos son utilizadas para hacer varias estimaciones de compuestos en el suelo:

Goetita, hematita y lepidocrocita finamente dividida

= (Fed – Feo)

= (Fed–Feh)

= (Fed – Fet)

Formas inorgánicas no cristalinas de Fe

= Feo- Fep

= Feh – Fep

Formas complejadas de Fe

= Fep

= Fet – Fep

donde: Fed: Fe extraídos con ditionito citrato.

Feo: Fe estraído con oxalato ácido de amonio

Feh: Fe extraído con hidroxilamina

Fep: Fe extraído con pirofosfato.

Fet: Fe extraído con Tirón

Cálculos de formas no cristalinas de aluminosilicatos se presentan mas adelante para estimar alofanos, imogolitas y caracterización de estos minerales en base a las cantidades estraídas de Si, Al y Fe.

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2.10. Andolización

El proceso de Andolización ha sucedido en los suelos que son definidos por la Soil Taxonimy (SSS, 1999) como Andisoles. Estos suelos tienen cantidades significativas de minerales no cristalinos como alofana, imogolita, ferrihidrita y/o complejos de Al-humus. Estos materiales se forman durante la meteorización de tefras y otros materiales con contenidos importantes de vidrio volcánico y fragmentos de matriz (Flórez, 2004). Deben cumplir al menos las siguientes características ándicas: 1) Densidad aparente menor de 0.9 Mgm-3, 2) El porcentaje de Al más la mitad del porcentaje de Fe extraídos con oxalato ácido de amonio debe ser igual o mayor de 2 y 3) Retener fosfatos en más de un 85%. Estas características solo se dan en aquellos suelos que, generalmente, tienen como materiao parental la ceniza volcánica y han tenido un ambiente de meteorización que favorezca la formación de aluminosilicatos sin ordenamiento cristalino y una materia orgánica que permita un proceso de complejación del hierro y del aluminio y la consecuente formación de compuestos organo minerales, como características relevantes. En la figura 2.47 se esquematiza este proceso.

En la figura 2.47 se esquematiza este proceso. La cinética de disolución de las tetras es alta debido a la gran superficie específica de estos materiales, esto lleva a que la solución del suelo se enriquece rápidamente con los iones de Si, Fe y Al liberados en el proceso de meteorización.

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Figura 2.47. Proceso de Andolización en el suelo, explicación en el texto.

Las altas concentraciones de Si(OH)4 y Al(OH)x3-x facilitan la formación de formas metaestables de aluminosilicatos no cristalinos que se acumulan en el suelo dando origen a alofana e imogolita. La forma Al(OH)x3-x es altamente dependiente del pH del suelo, a pH mayores de 5 estas formas de Al predominan, favoreciéndose la reacción congruente con el silicio para la formación de arcillas no cristalinas.

La presencia de humus en el suelo facilita la complejación del Al+3 y del Fe+3 formando quelatos de estos cationes. La formación de estos quelatos está relacionada igualmente con el pH, a valores de pH menores de 5 los grupos ácidos del humus compiten con el Si(OH)4 por el Al+3 impidiendo la formación de alofana e imogolita y formando complejos de Al, el silicio que queda presente en la solución precipita como ópalo (Shoji y otros, 1993).

2.10.1. El material parental en los procesos de Andolización.

Ceniza volcánica se refiere colectivamente a la eyección volcánica o tefra, que incluye a materiales de caída de piroclastos y flujos de materiales, como ceniza volcánica, pomex y escorias (o cinders); todos los materiales están dominados por vidrio volcánico, tiene una menor resistencia a la meteorización química y de ahí su importancia como material parental. El tamaño de partícula fina, la naturaleza vidriosa de las partículas, la alta porosidad y permeabilidad de la ceniza volcánica aumenta su meteorización e interacción con el ambiente del suelo. Su rápida meteorización contribuye a la formación de un único arreglo coloidal y a propiedades físicas y químicas que definen el Andisol.

La composición de los minerales primarios de las tefras se caracteriza dividiéndola en dos categorías: minerales primarios livianos (g.e. < 2.89 gcm-3) y minerales primarios pesados (g.e.>2.89 gcm-3). Los minerales livianos predominan en las tefras con un rango entre 70 y 95%. Dentro de la categoría de minerales livianos, en cuanto a abundancia, están: vidrio incoloro >> feldespato plagioclasa > minerales siliceos (cuarzo y cristobalita) ≈ mica. De las plagioclasas, la andesina (Ab70 An30 - Ab50 An50) y labradorita (Ab50 An50 - Ab30An70) son las más comunes.

Los minerales pesados son sólo una pequeña fracción de las cenizas volcánicas, con una composición química félsica e intermedia. La abundancia mineral relativa de los minerales pesados de las tefras es: hipersteno ≈ minerales opacos > augita ≈ hornblenda. La ocurrencia de

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otros minerales ferromagnesianos depende de la fuente de magma del volcán.

Flórez y Parra (1992) caracterizan las tefras del norte de la Cordillera Central de Colombia. Estas presentan minerales félsicos (feldespato, plagioclasa y cuarzo), máficos (piroxenos (augiras e hiperstenos), anfiboles (hornblenda verde y parda), biotitas e ilmenomagnetiras), mineraloides tales como vidrio, ópalos y óxidos e hidróxidos, líticos volcánicos y no volcánicos y fragmentos de matriz. Estos mismos autores estudiaron los índices de refracción a 280 esquirlas de vidrios volcánicos en seis secuencias sedimentarias: Cedral (0 – 1.23m), Salamania (1.23 – 2.33m), Pácora (2.33 – 3.23m), San Félix (3.23 – 5.73m), San Antonio (5.73 – 6.84m) yMonte Loro (6.84 – 9.87). Los índices de refracción promedio por secuencia son: Monte Loro 1.484±0.002, San Antonio 1.482±0.002, Ssan Felix 1.494±0.002, Pácora 1.498±0.002. Para Salamina no se obtuvo un valor máximo, los índices medios dieron valores constantes entre 1.480±0.002 - 1.482±0.002 y 1.492±0.002 – 1.494±0.002. Para la secuencia El Cedral el valor mayor fue de 1.500±0.002.

La caracterización y clasificación de la ceniza volcánica se ha hecho comúnmente, en base de la composición mineralógica. Pero se han encontrado significativas diferencias entre la clasificación mineralógica y la composición química. Debido a la dificultad de clasificar las cenizas basándose en la composición mineralógica, se ha propuesto clasificar basándose en el contenido de silicio total como: riolita, dacita, andesita, basaltica-andisita, y basalto. (Cuadro 2.16).

Cuadro 2.16. Clasificación de ceniza volcánica en base al contenido total de silicio (Shoji y otros, 1993).

Tipo de roca Roca SiO2 Total (%) Félsica (ácida) Riolita

Dacita 100-70 70-62

Intermedia Andesita Basáltica-Andesita

62-58 58-53.5

Mafica (básica) Basalto 53.5-45

La clasificación basada en la concentración de silicio esta sustentada en la estrecha correlación entre el contenido total de SiO2 y el contenido de los elementos mayores y menores, ver cuadro 2.17. Esta clasificación tiene algunas limitaciones en algunos casos ya que la dispersión aérea de ceniza resulta en una selección por tamaño y densidad que conduce a diferencias

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en la composición química y clasificación de la ceniza volcánica de acuerdo a la distancia del volcán.

La composición mineralógica varía dependiendo del tipo de roca. El contenido de minerales cristalinos es más alto en tefras andesíticas y más bajo en rioliticas y basálticas. Ceniza con composición riolítica, dacítica o andesítica están dominadas por vidrio incoloro con menos cantidades de plagioclasas, piroxenos y minerales ferromagnesianos. Por el contrario, tefras de composición basáltica y basáltica-andesítica están dominadas por vidrios coloreados acompañados por plagioclasas, olivino y piroxenos.

Las cenizas volcánicas, también pueden tener apreciables cantidades de minerales previamente alterados, asociados a los minerales del volcán. Estos minerales son llamados minerales accesorios, accidentales o exóticos. Son formados por meteorización y alteración hidrotermal en el cono del volcán. Ellos pueden ser: ópalo, cristobolita, caolinita, alófano, haloisita, esmectitas y filosilicatos interestratificados.

Entre los diferentes minerales que contiene la ceniza volcánica, la literatura sobre Andisoles plantea que el vidrio volcánico es el más meteorizable como resultado de su naturaleza no cristalina (Shoji y otros 1993; Wada, 1989). Morfológicamente el vidrio se meteoriza a través de varias etapas. Inicialmente vidrios claros se hacen semiopacos hasta llegar a opacos. Con el incremento de la meteorización adquieren formas redondas o nodulares.

Cuadro 2.17. Coeficientes de correlación entre el contenido total de SiO2 y algunos elementos en trefras de varios países.

Compuesto Países Japón (*) N. Zelandia (*) Colombia (**)

Al2O3 -0.905 -0.925 -0.729 Fe2O3 -0.962 -0.976 0.019 MgO -0.926 -0.842 0.195 CaO -0.967 -0.956 0.531 Na2O 0.869 0.814 0.489 K2O 0.351 0.927 0.741 TiO2 -0.546 -0.996 0.621

(*): (Shoji y otros, 1993). (**): Calculados con datos de Arango y Gonzalez, 1993

Estudios indican que la vida media de meteorización del vidrio volcánico está en un rango de 1.650 a 5.000 años. En el ambiente del suelo, la tasa de meteorización del vidrio está regulada por su composición química, superficie específica (tamaño del grano), temperatura del suelo, potencial

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de lavado, grosor de la capa de ceniza, pH y ligandos orgánicos en la solución percolante del suelo.

La meteorización es menos evidente en el vidrio no coloreado. El vidrio coloreado tiene una mayor concentración de Al, Fe, Ca, Mg, lo cual conduce a la sustitución de estos cationes por silicio en la estructura del vidrio. Estudios de laboratorio (Shoji y otros, 1993) indican que la liberación de cationes es 1.5 veces mayor para vidrios coloreados (composición basáltica andesita) que para vidrios incoloros (composición riolítica). Estudios de tasas de disolución de vidrios indican que para ambos tipos de vidrios, ésta se incrementa en 1.4 a 1.5 veces por cada 10ºC de aumento de temperatura.

Según Shoji y otros (1993) los minerales encontrados en la ceniza volcánica tienden a seguir la siguiente secuencia de meteorización de mayor a menor:

Vidrio coloreado < vidrio incoloro = olivino < plagioclasa < augita < hipersteno < hornblenda < minerales ferromagnesianos.

Cuadro 2.18. Contenidos de elementos totales en Andisoles y en tefras del Depatamento de Caldas, Colombia (cálculos con datos de Henao y Delvaux, 1989)

Elementos Suelos Tefras Contenido (%)

SiO2 50.4 63.4 Al2O3 17.8 9.9 Fe2O3 5.7 3.6 CaO 3.2 5.4 MgO 2.6 3.3 Na2O 2.4 4.9 K2O 0.7 1.4 TiO2 0.6 0.4

Para suelos y tefras de Colombia, se observa en el cuadro 2.18, que los contenidos de Si y Fe son menores en los suelos que en las tefras, indicando fuertes pérdidas de silicio durante el proceso de formación del suelo, situación que es comun, pero si llama la atención la pérdida de hierro, un elemento que es poco móvil en el suelo en forma inorgánica, pero es móvil como quelato. El aluminio muestra un comportamiento esperado para este catión que en los Andisoles es muy poco móvil y su contenido es mayor en el suelo que en las tefras. Las bases igualmente muestras un comportamiento normal, son menores en el suelo que en las tefras, debido

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a la lixiviación que ocurre en el suelo. Por el contenido de silicio de estas tefras se puede decir que clasifican como dacíticas.

En el cuadro 2.19 se presentan los contenidos de Al, Si y Fe totales de suelos y tefras de Japón y Colombia. Se observa que los contenidos de silicio en los suelos japoneses son menores que en los suelos colombianos, pero esta relación se invierte en las tefras, ya que el contenido de silicio es mayor en los suelos colombianos. El contenido de aluminio es contrario a lo encontrado para el silicio. Es mayor el contenido en los suelos japoneses y menor en los suelos colombianos. Igual comportamiento al aluminio tiene el hierro. Los contenidos de silicio de las tefras de los suelos colombianos en este caso, clasifican como basaltico – andesita y rioliticos11.

Flórez (2003) revisa la literatura sobre el material parental de los Andisoles, y hace el siguiente resumen. “Las cenizas volcánicas, como material parental de los Andisoles están constituidas por un conjunto limitado de fragmentos producidos por los fenómenos eruptivos y que incluyen tanto materiales provenientes de los magmas jóvenes como de los materiales viejos de la estructura volcánica. Estos materiales antes de su eyección ya han sufrido diversos procesos de alteración, principalmente hidrotermal y, aún, durante su trayectoria balística la meteorización química actúa sobre ellos y continúa luego de su depositación. Unos pocos años después de alcanzar su reposo final, los mantos de ceniza ya han acumulado buenas cantidades de sustancias orgánicas y se han producido minerales de bajo rango de cristalinidad (mbgc) iniciando su vida como Andisoles. La condición de su estado de alteración previa, el buen drenaje, las altas precipitaciones y la presencia de carbón orgánico, son las razones que favorecen su formación, relativamente rápida”.

Cuadro 2.19. Contenidos de Al, Si y Fe en suelos y en tefras (T) de suelos (S) del Japón y del Norte del Departamento de Caldas, Colombia.

Japón (*) Colombia (**) S T S(1) T(1) S(2) T(2) S(3) T(3)

SiO2 40.3 62.7 45.5 51.7 57.4 53.5 49.6 37.8 Al2O3 38.5 14.7 19.1 10.1 9.23 11.36 22.9 24.2 Fe2O3 17.3 7.8 6.1 5.5 4.0 5.4 8.4 3.4

(*): Shoji y otros (1993). (**): Arango y Gonzalez, 1993. (1) Secuencia Salamina (Suelo: 4A3, Tefra: 5C) (2) Secuencia San Felix (Suelo: 9AB2, Tefra: 10C)

11 Comunicación personal Dr. Norberto Parra S. prof. Universidad Nacional, Medellín.

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(3) Secuencia San Feliz (Suelo: 13A, Tefra: 13C)

Muchos investigadores en suelos (Besoain, 1972; Wada, 1977; Shoji y otros, 1993), plantean que los mbgc provienen de la meteorización del vidrio volcánico; sin embargo, Flórez y Parra (1992) han observado que los vidrios volcánicos de los Andisoles estudiados en la parte norte de la Cordillera Central de Colombia, no presentan rasgos o marcas de meteorización o alteración que pudieran evidenciar que sean los precursores de los mbgc, por lo menos, no en el grado que otros investigadores sobre el tema lo han resaltado.

En la fracción mineral de los suelos derivados de ceniza volcánica en el Norte de la Cordillera Central Colombiana, se han encontrado otros materiales isotrópicos reportados en la literatura mundial como fragmentos de matriz, los cuales, se piensa, son más influyentes en la formación de mbgc que el vidrio volcánico, como se mostrará más adelante.

Flórez y Parra (1992), al estudiar la mineralogía de las cenizas volcánicas provenientes del complejo volcánico Ruíz-Tolima, en Colombia, diferencian esquirlas de magma no vesicular que contienen embriones de minerales y que son diferentes del vidrio volcánico. Flórez (2001), reclasifica estos materiales y los nombra como “fragmentos de matriz”, luego, Parra (2003) dice que corresponden a lo que Fisher y Schmincke (1984), denominan “líticos cognatos no vesiculados”:

… “Dense rock fragments of a pyroclastic deposit (formed by tephra fall, pyroclastic flow or surge) are referred to as lithics. Lithics may be subdivided into (1) cognate lithics, non-vesiculated magma fragments that have solidified from the magma; (2) accessory lithics, rocks from along the magma conduit and the margins of a magma reservoir that have been explosively ejected during eruption; and (3) accidental lithics, rocks that have been eroded and picked up locally by pyroclastic flows and surges”.

Esta definición ha sido aceptada por los investigadores del tema a nivel mundial. Sin embargo, Flórez (2004), con fines prácticos y, para todo propósito, retoma el nombre de “fragmentos de matriz” que corresponden a los ya denominados “líticos cognatos no vesiculados” y, que en la literatura vulcanológica, los nombran como “lithic fragment”. Finalmente, el término “fragmentos de matriz”, hace referencia a (Flórez y Parra, 1992):

…”Es una parte del sistema magmático que fue rápidamente enfriado, razón por la cual se producen numerosos sitios de nucleación de cristales que estuvieron limitados por el tamaño de este y produjeron numerosos microlitos y crisolitos. Son isotrópicos; presentan bordes y superficies irregulares y numerosas adherencias del mismo material o de otros materiales, tienen grietas superficiales o profundas,

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"pits" o huecos irregulares y estrías. A nivel de forma no siguen ningún patrón particular, sin ningún arreglo cristalino, algunos bordes son angulosos, ligeramente curvos o localmente aplanados, como fragmentos pueden ser láminas o sólidos gruesos de varios nm de espesor….”

Flórez y Parra (1992) y Flórez (2004) plantean que existen dos razones, una pedogenética y otra mineralógica, por las cuales se piensa que los fragmentos de matriz no son tenidos en cuenta en la formación de los mbgc, mientras que los vidrios volcánicos sí; su planteamiento es el siguiente:

1. En los paleosuelos ándicos, los vidrios volcánicos presentan características físicas de vidrios recientes, no presentan huellas o marcas de alteración pedogenética, mientras que los fragmentos de matriz están altamente corroídos, con bordes y superficies alteradas, algunos tienen recubrimientos, en forma de coraza, de óxidos e hidróxidos de Fe y Mn. En Andisoles jóvenes son muy frecuentes los fragmentos de matriz y los vidrios volcánicos sin evidencias de alteración o apenas incipiente.

2. Desde el punto de vista mineralógico, se resaltan dos aspectos:

a- Los fragmentos de matriz en el suelo se encuentran en tamaño muy fino, menor de 0.053mm, siendo prácticamente eliminados de los estudios mineralógicos de suelos, por ejemplo, el USDA (1998), con fines de clasificación, a nivel de Familia, utiliza las fracciones > 2mm.

El IGAC (1990), trabaja la fracción arena (0.053-0.25mm) para determinar la mineralogía pero, cuando el interés es precisar el conocimiento de un mineral particular o la presencia de mbgc (rayos-x, análisis térmico diferencial (DTA) o en el infrarrojo (IR)), utilizan la fracción arcilla (<0.053mm). Estas metodologías descartan de todo contexto mineralógico la presencia de los fragmentos de matriz, los cuales, por lo general, son reportados como “amorfos”.

Flórez (1987), plantea que en las fracciones de minerales menores de 0.053 mm, se pueden observan un mayor número de minerales, entre ellos, los fragmentos de matriz y algunos de los rasgos dejados por los diversos procesos de alteración y pedogénesis ocurridos durante la formación del suelo.

b- Flórez y Parra (1992), reportan que en cenizas frescas o en suelos derivados de ceniza volcánica muy jóvenes, los fragmentos de matriz se reconocen por su aspecto “lechoso”, “isotrópico” y por la presencia de microlitos y cristalitos englobados en una matriz vítrea.

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En suelos derivados de ceniza volcánica con un avanzado grado de desarrollo, los fragmentos de matriz se presentan como “agregados” de óxidos e hidróxidos de Fe y Al. Cuando estos agregados son sometidos a una fuerte limpieza con ácido fluorhídrico se liberan dichos recubrimientos y aparecen las formas lechosas e isotrópicas previamente identificadas en los suelos jóvenes, como fragmentos de matriz. Concluyen que el recubrimiento por óxidos de Fe y/o Mn impide su clasificación mineralógica.

El fragmento de matriz una vez cae al suelo empieza su proceso de alteración y esta continúa hasta fases muy avanzadas de la pedogénesis, él puede ser reconocido como tal, sin embargo, llega un momento en el cual la producción de iones (principalmente de Al, Si y Fe) llega a ser más alta que la que el mismo sistema suelo puede asimilar, lo que lleva a que estos iones se acumulan en las superficies del fragmento de matriz hasta cubrirloo y lo inactivan en el proceso de alteración.

En la mayoría de las investigaciones y estudios realizados sobre cenizas volcánicas solo se reportan como componentes de éstas, el vidrio y los fragmentos líticos, en cuanto a éstos últimos, solo Fisher y Scmincke (1984), logran establecer diferencias importantes que luego Flórez y Parra (1992), precisan en cuanto a la existencia de fragmentos de matriz y fragmentos líticos propiamente dichos.

2.10.2. Condiciones de meteorización.

La formación preferencial en el suelo de minerales no cristalinos sucede, en parte, por la rápida meteorización del vidrio volcánico y los fragmentos de matriz, los cuales muestra menos resistencia a la meteorización química que otros minerales cristalinos. Debido a la rápida meteorización se liberan sus iones a una velocidad mayor de la que se necesita para la formación de minerales cristalinos. Como resultado, la solución del suelo se sobresatura con respecto a varios sólidos minerales pobremente ordenados. Las altas cinéticas de precipitación favorecen la formación de estas fases metaestables. Con el paso del tiempo, el vidrio volcánico y los fragmentos de matriz disminuye y las actividades de sus iones en la solución del suelo, productos de la meteorización, son menores. Esto conlleva a la transformación de fases sólidas metaestables, pobremente ordenadas, a formas más estables de minerales cristalinos.

Un segundo factor que contribuye a la relativa ausencia de minerales cristalinos en la fracción arcilla, radica en que el material parental, la ceniza volcánica, contiene pocos minerales precursores (clorita, micas) que pueden meteorizar directamente a minerales 2:1 y 1:1. Esta deficiencia de

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filosilicatos cristalinos puede impedir una futura formación de arcillas cristalinas debido a la carencia de un modelo o plantilla, que facilite la precipitación de capas de filosilicatos en la solución del suelo. Por lo tanto, la formación de materiales no cristalinos en Andisoles puede estar directamente ligada a la ceniza volcánica como material parental.

La formación de complejos metálicos se ve favorecida por ambientes pedogenéticos ricos en materia orgánica y con pH menores de 5.0. Cuando el contenido de materia orgánica es bajo, el pH y la meteorización son dominados por la química del CO2 (pKa = 6.3). El menor valor de pH conseguido a la presión de CO2 normal del suelo está entre 5.1 y 5.5. Para conseguir un pH menor, se requiere de un donador de protones más fuerte que el ácido carbónico, los cuales son los grupos funcionales ácidos de la materia orgánica. Estos tienen un rango de pKa de 2.6 a 6.6, que otorgan un pH adecuado para que pueda complejarse con el metal. Si el pH es demasiado ácido, predominará la forma protonada. Esta situación se considera como antialofánica ya que impide la formación de alofana como se presenta en la figura 2.48.

Una vez liberado el hierro de los minerales presentes en la ceniza volcánica, el Fe+3 tiene la oportunidad de reaccionar con los aniones presentes en la solución del suelo. En las condiciones de suelos oxidados los compuestos hidroxilados del Fe, por tener una constante de formación mayor que las de cualquier complejo Fe-humus, se formarán preferentemente siendo la concentración de este tipo de complejo muy baja.

Figura 2.48. Efecto antialofánico. No se forma alofana ya que el Si precipita como ópalo y el Al forma gibsita y/o se compleja con el humus.

Formas activas de Al, Fe y Si.

Se llaman formas activas de hierro, aluminio y silicio las cantidades extraídas con oxalato ácido de amonio (OA) y pirosfostato de sodio (P). Las formas complejadas de Fe y Al humus puede ser preferiblemente disuelta con de pirofosfato de sodio y están relacionadas con el contenido de

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materia orgánica como lo muestra la figura 2.49. Por lo que, al contenido de Al activo incorporado al alofana y a la imogolita puede ser estimado de la resta de Al extraído con oxalato ácido y del Al extraído con pirofosfato (Alo – Alp) (Blackenmore y otros, 1987).

La acumulación de formas activas de hierro y aluminio es una de las propiedades más importantes involucradas en el concepto central de Andisol. Hierro y Aluminio activos determinan o influyen fuertemente no sólo en las propiedades químicas de Andisoles, sino también en la productividad. Aunque estas formas de Fe y Al en Andisoles están incorporadas y/o están combinadas con una variedad de componentes del suelo, ocurren principalmente como alofano, imogolita, complejos de Al/Fe-humus y ferrihidrita.

El efecto del pH sobre la formación de alofona se observa en la figura 2.50. El contenido de alofana se incrementa con pH mayores de 4.9 (Shoji y otros, 1993); pH menores a este valor favorecen la formación de Al-humus o efecto antialofánico. La formas hidroxiladas solubles de Al+3 se incrementan a pH mayores de 4.9 y pueden coprecipitar con Si(OH)4 y producir alofano e imogolita en estas condiciones de acidez. A pH mayores, el Fe+3 liberado por los minerales presentes en las tefras tiene poca afinidad por el humus y se forma principalmente ferrihidrita (Ugolini y Dahlgren, 1991).

Figura 2.49. Relación entre el contenido de carbono orgánico y el aluminio extraído con pirofosfato en suelos de Caldas, Colombia, Serie El Cedral clasificados como Acrudoxi Fulvudand (Jaramillo y otros, 1998, modificado)

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Figura 2.50. Relación entre el pH en agua y los contenidos de Si activo (Sio) en suelos de la secuencia el Cedral, Caldas, clasificados como Acrudoxic Fulvudand (Jaramillo y otros, 1998, modificado).

La distribución de frecuencia de la relación Alp/Alo para una población alta de Andisoles de Japón y Nueva Zelenda muestra dos máximos, uno a 0.1-0.4 (Andisoles Alofánicos) y otra a 0.8-1.0 (Andisoles no Alofánicos) (Shoji y otros, 1993). Esto indica que ambos Andisoles están ampliamente distribuídos en varias regiones climáticas. El histograma para Andisoles colombianos se presenta en la figura 2.51 y muestra dos poblaciones de suelos similares.

Figura 2.51. Histograma de la relación entre Al extraído con pirofosfato (Alp) y con oxalato (Alo) en suelos de la Secuencia El Cedral Acudoxi Fulvudand (datos autor).

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El cuadro 2.20 es una justificación de esta separación entre Andisoles al obsevar la diferencia en propiedades químicas que tienen estos dos grupos de suelos. Lo más resaltante se observa en la diferencia en la naturaleza de la carga de los coloides inorgánicos, permanente en los no Alofánicos y variable en los alofánicos. Esto asociado a la toxicidad por Al en los no alofánicos y poca o nada en los otros tipos de suelos. Los contenidos de formas activas de Fe y Al son igualmente indicadoras de la diferencia entre estos dos tipos de Andisoles, se tiene:

Andisoles no alofánicos : Alp/Alo ≥ 0.8 , Alo + 0.5 Feo ≥ 2.0%.

Andisoles Alofánicos: Alp/Alo ≤ 0.3, Alo + 0.5 Feo ≥ 2.0%.

Para Andisoles alofánicos del Japón, el contenido medio de Al y Fe activos son de 4.7% y 1.8% respectivamente, en los horizontes superficiales. Muestran un decrecimiento gradual del contenido con la profundidad. En contraste los Andisoles no alofánicos tienen valores medios de Al y Fe activos de 1.8 y 1.1 % respectivamente, en el horizonte superficial, seguido con un ligero incremento en el segundo horizonte para luego decrece en profundidad.

Cuadro. 2.20. Comparación de propiedades entre Andisoles no alofánicos y alofánicos.

Propiedad No Alofánico Alofánico Carga constante negativa Significante Ninguna Acidez Muy ácido Moderada pH (H2O) crítico Cerca a 5.0 Ninguno Saturación de Aluminio Alta Muy poco o nada Al intercambiable (KCl) Abundante Muy poco o nada Al toxicidad Común Rara

Existe una correlación entre el Al activo y el contenido de arcilla en Andisoles no alofánicos. La cantidad de Al se incrementa con el estado de meteorización del suelo (mayor contenido de arcilla). Tal comportamiento del Al activo en Andisoles no alofánicos, se asocia a la formación de hidróxidos de Al y minerales arcillas 2:1:1.

Se ha observado que Alo y Ald tienen una relación positiva con el contenido de arcilla del suelo o con el avance de la meteorización, igualemente indican una incorporación de Al en las capas 2:1 durante el desarrollo del suelo. El Fe activo ocurre en Andisoles principalmente como ferrihídrita, siendo sujeto a una futura transformación a goetita cuando procede la meteorización.

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Además de las difrencias químicas presentadas en el cuadro 2.20, en la figura 2.52 se presenta las diferencias en composición minerales de suelos Andisoles no alofánicos y alofánicos. Los más contrastante se observa en los contenidos del tipo de arcillas. Los suelos no alofánicos tienen una mayor cantidad de arcillas cristalinas, mientras que en los alofánicos predomina este tipo de arcilla no cristalina. En segundo término se presenta diferencia en el contenido de formas complejadas de Al con el humus del suelo.

La materia orgánica tiene una capacidad finita para quelatar cationes metálicos la cual depende de su contenido de grupos funcionales. Varios estudios usando pirofosfato de sodio para extraer Al+3 y Fe+3 y materia orgánica, expresados como Alp, Fep y Cp, indican que la máxima capacidad complejadora ocurre a un valor de la relación (Alp+Fep)/Cp de 0.1 a 0.2. Cálculos teóricos basados en el contenido de grupos funcionales de la materia orgánica indican que si el humus tiene en los complejos como cationes a Al(OH)+2 y Fe+3, esos complejos con una relación metal/CO mayor a 0.12 no son posibles. Una vez que la capacidad quelatante de la materia orgánica es saturada, el Al liberado por meteorización está disponible para formar aluminosilicatos, como se esquematiza en la figura 2.52. Con relación a imogolita, horizontes con (Alp+Fep)/Cp entre 0.1 y 0.2 mostraron que formaba este mineral (Shoji y otros, 1993). Mientras que en otros horizontes con valores menores no lo contenían.

Figura 2.52. Composición promedio de los constituyentes sólidos de Andisoles no Alofánicos y Alofánicos (Shoji y otros, 1993).

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2.10.3. Los productos de la meteorización de la ceniza volcánica.

La composición mineralógica de la fracción coloidal de los suelos derivados de ceniza volcánica varía ampliamente, dependiendo de: 1) propiedades químicas, mineralógicas y físicas del material parental, 2) ambiente de meteorización después de que se deposita la ceniza y 3) la escena de formación del suelo. La composición química, mineralógica y textura del material parental determinan la fase de meteorización química, la cantidad y distribución de reactantes para la síntesis de minerales secundarios; el pH lo hace a través de su influencia en el estatus de bases del suelo. El ambiente de meteorización post-deposición está determinado por las interacciones entre la temperatura del suelo, la precipitación y lavado, efectos del drenaje, acumulación de materia orgánica, adición de depósitos de ceniza y del pH del ambiente de meteorización. La escena de formación de suelo se relaciona con la longitud del tiempo de meteorización que ha procedido en un depósito dado. Cuando la meteorización sucede en un suelo bien drenado, el perfil del suelo pasa de un alto a un bajo contenido de sílice, ya que la meteorización reduce el contenidos de tefras y el Si es lavado del perfil.

Las propiedades físicas y químicas únicas de los Andisoles son consecuencia de las fases sólidas activas de Si, Fe y Al. Ellas son alofana, imogolita, ferrihidrita, y complejos húmicos de Fe y Al y de sílice opalina por otro lado. Los tre primeros constituyentes pueden ocurrir juntos, pero hay una relación inversa entre estos dos grupos ya que tienen condiciones opuestas en su formación. La complejación humus-metal es dominante a pH ácidos (menores de 5), mientras alófana e imogolita son dominantes a pH mayores. La Complejación del Al por el humus disminuye la actividad de éste e inhibe la formación de alofana e imogolita. El exceso de Si se precipita en Andisoles jóvenes como sílice opalina. Este efecto se ha denominado antialofánico y constituye un proceso dominante en Andisoles no alofánicos donde el pH es menor de 5.0 y un alto contenido de materia orgánica.

2.10.3.1. Sílice opalina

Este mineral es encontrado comúnmente en el horizonte A de suelos jóvenes derivados de ceniza volcánica. Su formación es favorecida por la rápida meteorización de materiales parentales ricos en vidrio, por un pronunciado período estacional seco o congelación requerido para concentrar la solución del suelo, y por una baja actividad de Al para prevenir la formación de aluminosilicatos. Su presencia está asociada a altos contenidos de materia orgánica (horizontes A de Andisoles) o de

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ácidos orgánicos solubles (horizontes E de Espodosoles). Estudios de laboratorio muestran solubilidades de sílice biogénica y pedogénica en rangos entre 10-4.75 M a 10-3.05 M (0.5 a 25.0 ppm Si).

La Sílice opalina se disuelve muy fácil en medios insaturados de solución del suelo y sigue una cinética de reacción de orden cero (la constante de velocidad no depende de la concentración). La máxima concentración de sílice opalina se consigue en suelos jóvenes menores de 500 años; pocas partículas permanecen en suelos sobre los 4.000 - 7.000 años. Por lo que la presencia de sílice opalina es indicativa de ambientes ricos en Si y con una acitividad de Al+3 baja por la formación de complejos de Al - humus.

Dos tipos de sílice opalina se encuentran en suelos derivados de ceniza volcánica jóvenes: sílice opalina pedogenética, llamada sílice opalina laminar y sílice opalina biogénica (ópalo de planta o fitolitos y diatomeas). Se distinguen sobre la base de sus propiedades morfológicas. La láminar se presenta en la fracción arcilla en los horizontes superficiales de Andisoles jóvenes. Ocurre entre tamaños de 0.5 a 5 µm y es más abundante en el rango de 0.2 a 2 µm.

La sílice opalina se encuentra en suelos de menos de 4.000 años y en horizontes ricos en materia orgánica más que horizontes B y C. Es el producto de los estados tempranos de meteorización de la ceniza volcánica y su formación es favorecida cuando la actividad del Al se ve disminuida por la materia orgánica mediante la formación Al-humus. La formación de sílice opalina es autogénica con la formación de alofana e imogolita, debido a la competencia por el silicio soluble. Se piensa que la sílice opalina se forma por precipitación del silicio en la solución del suelo sobresaturada. Por lo cual la formación está muy relacionada con las condiciones climáticas.

El ópalo de planta ocurre frecuentemente asociado a gramíneas, indicando la importancia de esta vegetación en el ciclo del Si. Esta forma es específica de especies y es utilizada en estudios de paleovegetación cuando ocurre en horizontes enterrados de Andisoles.

2.10.3.2. Alofana e Imogolita

Alofana es un nombre dado a un grupo de minerales que ocurren naturalmente; son hidroaluminoslicatos no cristalinos con una amplia variación en la composición química (Besoain, 1985; Wada, 1989). Alofona e imogolita son minerales secundarios formados en ambientes naturales por coprecipitación de aniones de Si monoméricos con hidroxialuminios. Tiene morfología de esfera irregular y hueca con un diámetro externo de 3.5 a 5.0

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nm y con un grosor de paredes de 0.7 a 1.0 nm. La superficie específica es alrededor de 581 m2g-1 en N2 a 77K y entre 700 a 1.100 m2g-1 en absorción de etilenglicol monoetil eter. No tiene una estructura química definida y muestra un rango en la relación Al/Si entre 1.1 y 2:1. Alofanas con relaciones menos a 1:1 y mayores a 2:1 son posibles en la naturaleza (Shoji y otros., 1993).

Se piensa que estos minerales se forman en una reacción incongruente en la solución del suelo por ser fases inestables. La rápida cinética de precipitación de estos minerales no cristalinos es favorecida en relación a minerales cristalinos, tal como la caolinita. Es una creencia general que la formación de alófano e imogolita se presenta en rango de pH entre 5 y 7, bajas cantidades de materia orgánica, ceniza volcánica con alto contenido de bases, ciertos tipos de vegetación, y la ausencia de minerales 2:1 y 2:1:1. Estudios de solución del suelo de Andisoles y Espodosoles indican que una gran porción de alófano e imogolita formada en situ es debida a la meteorización causada por el ácido carbónico en los horizontes B de estos suelos. El ión bicarbonato no quelata al Al+3, lo que permite que sufra hidrólisis y reacciones de polimerización con un rango de pH tamponado por el ácido carbónico. El Si soluble lavado de los horizontes superiores y liberado por la meteorización carbónica forma con los hidróxidos de Al, alofana e imogolita en estos endopedones.

La disponibilidad de Al parece ser un factor crítico para la síntesis de alofana e imogolita. El humus y la arcillas 2:1 compiten por el Al soluble y podrían disminuir su actividad a valores por debajo de los necesarios para la formación de alofana e imogolita (efecto antialofánico). La materia orgánica afecta la síntesis al disminuir la actividad del Al e impidir su hidrólisis y posterior polimerización. El factor limitante en la formación de alófano e imogolita en los ambientes ricos en humus es la actividad del Al más que la disponibilidad del silicio.

En la figura 2.50 se observa la estrecha relación que existe entre las formas activas de silicio y aluminio que hacen parte de la estructura de alofana e imogolita. Parfitt (1990) y Childs y otros (1988) calculan el contenido de estas arcillas no cristalinas con la relación siguiente:

% (Alofano e imogolita) = 7.1 x % Sio

El contenido de ferrihidrita puede ser calculado con la ecuación:

% Ferrihidrita = 1.7 x % Feo

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Figura 2.50. Relación entre silicio extraído con oxalato y aluminio presente en alofana e imogolita (Alo – Alp) en suelos Acrudoxi Fulvudan de la Serie El Cedral (Jaramillo y otros, 1998, datos modificados)

Interacciones entre el Al+3 y el humus se han descrito como un intercambio iónico, adsorción superficial, quelatación, peptización y coagulación. Se cree que la quelatación entre grupos ácidos de la materia orgánica y los cationes metálicos es el mecanismo dominante. Los complejos Al-húmicos se forman preferentemente a pH menores de 4.9, 5.0. Por encima de pH 5.0 el OH- compite con el humus por la formación de compuestos con el Al. (Dochaufour, 1998).

La presencia de sustancias húmicas no impide la formación de alófano e imogolita. Estos minerales están presentes en suelos que tengan una relación (Alp + Fep)/Cp mayor que 0.1; se ha inferido que valores mayores de 0.1 representa la saturación de los sitios complejantes del humus por cationes metálicos. Por lo que el exceso de Al+3 estaría disponible para la formación de alofana e imogolita. La formación de imogolita es completamente inhibida a concentraciones de 30 - 50 mg/L de ácidos fúlvicos y mayores de 300 mg/L de ácidos húmicos combinando el Al hidroxilado entre capas de minerales 2:1 con imogolita a 5ºC (Shoji y otros, 1993).

La importancia de la actividad del Si ha sido documentada como el factor predominante en la formación preferencial de imogolita y alofana ricos en Al, alofanas ricas en silicio o haloisita en suelos derivados de ceniza volcánica. Alófano-Si y haloisita tienden a formase en ambientes donde la actividad del Si en solución es alta (>250-300 µm) y alofano rica en Al e

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imogolita se forman en suelos donde la actividad del Si en la solución del suelo es relativamente baja (<100-250 µm) alofana ocurre menos frecuentemente en suelos con regímenes de humedad Ustico, Xerico y Aridico porque hay menos lavado; la alofana que se forma es usualmente Alofana rica en Si. En estos ambientes secos, haloisita es típicamente encontrada como el aluminio silicato dominante en estos suelos derivados de ceniza volcánica.

Basados en los contenidos de Si y Al, expresados como un la relación Al:Si, las alofanas se pueden dividir en dos miembros finales: Al-alofanos y Si-alofanas con rangos de Al:Si de 2:1 y 1:1 respetivamente. Las Al-alfanas son denominados protoimogolita alofana, o alófana similar a imogolita, y están relacionados con la imogolita por tener el mismo arreglo atómico local y composición química (Al:Si = 2:1), pero difieren morfológicamente.

El ácido oxálico acidificado a pH 3 es el reactivo usado para extraer Al y silicio al disolver alófano e imogolita de los suelos. La relación Al/Si de estos minerales es estimada con la fórmula (Alo-Alp)/Sio. Otra forma de estimar la relación es (Alo - Ald)/Sio. Estos reactivos pueden atacar a otros minerales del suelo y hacer una estimación errónea de la relación. Especialmente una sobrestimación de la relación mayor a 2:1, puede resultar en situaciones de muy bajo contenido de Si ya que se decidiría por un número muy pequeño (Shoji y otros, 1993).

La imogolita se ha encontrado comúnmente asociada a alofana y es similar a este en sus propiedades químicas. Consiste de un paquete de tubos finos con diámetros interno y externo de 1 y 2 nm respectivamente. La superficie externa está compuesta de una estructura como de gibsita con grupos ortosilicatos (O3SiOH) coordinados a través de oxígenos con tres aluminios en el interior. La mejor fórmula empírica para la imogolita natural es 1.1SiO2Al2O32.3-2.8 H2O(+), mientras que la estructura propuesta tiene una fórmula de (OH)3Al2O3SiO2 [SiO2.Al2O3.2H2O(+)]. La composición química de la fórmula estructural propuesta se ajusta al análisis químico hecho en muestras naturales. El aluminio en la estructura de la imogolita está con número de coordinación 6. El arreglo atómico en la imogolita es regular a lo largo del eje de la cadena, sin embargo el diámetro del tubo puede variar. La superficie específica de la imogolita es de 700 m2g-1 por adsorción de vapor de agua y entre 900-1.000 m2g-1 determinada por etilenglicol monoetil eter.

Las propiedades fisicoquímicas que caracterizan a los Andisoles son la acidez, la carga variable, la retención de fosfatos y metales pesados, la composición de la solución del suelo y la resistencia a la reducción (efecto

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“poise”) (Shoji y otros, 1993, Uehara y Gillman, 1981). Condiciones muy relacionadas a los contenidos de Al y Fe activos.

Las fuentes de acidez de estos suelos son los grupos OH de las arcillas alofánicas y cloritas y el humus cuya fuerza influye en el pH de los suelos (Yoshida, 1979, Zapata, 2004). La acidez generada por alofana es baja y proviene de la desprotanación del grupo OH unido al Si:

≡Si-OH ↔ ≡Si-O- + H+

Los valores de pH de la mayoría de los Andisoles se encuentra entre 5.0 y 5.8, aunque la saturación de bases es de 10% o menos (Malagón, 1992; Jaramillo, 1995; Shoji y otros). El pH en KCl 1M es menor que el pH en agua debido a la hidrólisis del Al ligado al humus y liberado de algunas formas no cristalinas presentes en el suelo (Uehara y Gillman, 1981, Zapata, 2004):

Al+3 + H2O ↔ Al(OH)+2 + H+ pK = 5.02

Los grupos ácidos del humus de los Andisoles tiene mayor acidez (pK < 3.2) pero están complejados con Al+3, por lo que son pocos los grupos que contribuyen a la acidez. Basada en la fuerza de acidez de los grupos presentes en los Andisoles, Shoji y otros (1993) clasificaron los Andisoles entre grupos según la diferencia entre pH en KCl 1m y pH en agua de la manera siguiente:

pH KCl pH agua Grupo 1 (Alofánicos bajo en

humus): 5.0 –5.6 5.2 –6.0

Grupo 2 (no alofánicos) 3.8 – 4.4 4.8 – 5.3 Grupo 3 (alofánicos rico en humus): 4.3 – 5.0 5.0 – 5.7

En el cuado 2,21 se presentan algunas propiedades químicas de Andisoles de Antioquia, Colombia, los cuales muestran que estos suelos tienen los tres grupos definidos arriba.

Los Andisoles son tipicamente suelos con coloides de carga variable (Uehara y Gilman, 1981), como los muestran los Andisoles del Oriente Antioqueño del cuadro 2.21. Alofana, imgolita y Al-humus son los responsables de este tipo de carga, principalmente negativa en sus grupos ≡Si-O- y COO-. Las cargas pisitivas se deben a los grupos =Al(OH)2+ de alofanas e imogolitas y Fe(OH)2+ de ferrihidritas (Wada, 1989).

Uehara y Gilman (1981) hacen una extensa documentación de la carga variable de los Andisoles y presentan los efectos que tienen las distintas metodologías para determinar las cargas negativas de estos suelos. El cuadro 2.22 presente los diferentes valores y cambios de la capacidad de

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intercambio de cationes (CIC) determinada con acetato de amonio pH 7 1N a muestras sometidas a diferentes tratamientos de humedecimiento y secado. Se observan pérdidas muy altas en la CIC cuando las muestra de suelo carga variable (Andisol) son secadas, mientras que el suelo con coloides carga permanente cambia poco.

Cuadro 2.21. Algunas características de las cargas de Andisoles de Oriente Antioqueño (Jaramillo, 1995).

Variable n Media Moda Mínimo Máximo Coef. Var

MO (%) 40 21.89 30.3 7.9 44.7 43.40 CIC 37 61.69 62.8 33.0 98.9 25.40 CICE 39 3.89 1.9 1.27 8.29 49.40 CICV 36 57.92 45.5 26.0 96.8 27.91

pH (agua) 40 5.0 4.0 5.8 pH KCl 11 4.5 4.0 5.0 pH NaF 12 11.5 10.2 11.9 ∆pH 11 -0.52 -0.5 -1.39 0.1 86.43

n: número de valores incluidos en el estadisitico.

Cuadro 2.22. Efecto del humedicimiento y secado sobre la CIC de dos suelos (Kanehiro y Sherman, 1956).

Suelo Prof(cm) H2O(%)* Tratamiento (CIC cmolkg-1)

Pérdida (%)

1 2 3 4 sol Rehidrat. Hidrandept 0 – 30 131.1 82.2 48.0 36.8 39.9 55.2 51.4

30 – 60 274.5 81.2 48.1 36.2 38.1 55.4 53.1 60 – 80 305.7 109.9 45.4 37.1 35.0 68.2 68.1 80 - 95 217.0 126.7 42.9 32.1 31.8 74.7 74.9

Eutrandept 0 – 19 8.7 39.7 28.9 30.4 40.7 23.4 0 19 – 40 40.8 98.9 64.0 67.7 85.8 31.5 13.2 40 – 70 49.3 99.5 78.2 72.9 85.8 26.7 13.8 70 - 100 13.4 68.5 62.9 57.9 67.0 15.6 2.3

*: Humedad a capacidad de campo. Tratamiento 1: muestra fresca. 2: muestra seca al horno durante 7 días. 3: muestra seca al sol durante 100 días 4: muestra seca al sol durante 100 días y rehidratada durante 7 meses.

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Cuadro 2.23. Efecto del lavado con alcohol en la determinación de la CIC de suelos de la Secuencia El Cedral Caldas, Colombia. (Cardona, 1998).

Horizonte CIC (cmolkg-1) Lavado Con alcohol Sin alcohol Ap 15.81 29.16 Ah1 15.81 29.26 Ah2 14.00 22.18 2Ah 14.00 18.09 3Ah2 14.00 19.50 4Ah 14.00 18.96 5Ah 12.19 15.51 5B 8.60 18.51 6Ah 8.60 11.53 7Ah1 12.65 20.25 7Ah2 18.10 30.61 8Ah2 25.30 40.27 8AC 19.90 26.14

Algunas metodologías utilizan alcohol para lavar el exceso del ion reemplazante en la derterminación de la CIC, procedimiento que igualmente tiene efecto en la determinación como se observa en el cuadro 2.23.

2.10.3.3. Haloisita.

La haloisita es otro mineral muy común en suelos derivados de ceniza volcánica y muestra un amplio grado de desorden (Besoain, 1985, Dixon, 1998). Se ha visto una relación inversa entre el contenido de haloisita y el contenido de alófano rico en Al e imogolita. La haloisita es un mineral dominante en ambientes ricos en Si, mientras que en sitios pobres de este elemento se encuentran Al-alofana e imogolita. Además de los anteriores se encuentran también caolinita, gibsita, arcillas 2:1, y 2:1:1. (Aluminosilicatos cloritizados).

La haloisita es un filosilicato 1:1 con una diversidad de formas. En casos raros se ha visto que tiene Fe en coordinación 6 (octaedros) hasta de 13% F2O3. Generalmente ocurre en formas tubulares y esferoidales en Andisoles. La haloisita muestra un amplio rango de desorden estructural en la unión de sus capas 1:1. Algunas haloisitas tiene una relación Al/Si de 2.5 a 3.0 en oxalato ácido.

La formación de haloisita es favorecida por una pronunciada estación seca y un ambiente rico en silicio. La haloisita puede formarse en una reacción

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incongruente de la disolución de los minerales primarios, alteración de feldespatos, o como un producto de alteración de alofana e imogolita vía solución y resilicatación. Parfitt y Henmi (1982) reportaron que Al-alofana no puede alterarse directamente a haloisita ya que el tetraedro de Si ocurre dentro de la superficie de la esfera hueca del alofano como grupos aislados de O3SiOH con sus vértices dirigidos hacia afuera de las unidades octaedrales de Al. Esta es una forma invertida de sus orientaciones en la haloisita, necesitándose que el alofano pase a solución del suelo con el concomitante enriquecimiento de Si y polimerización de la lámina de silicio.

2.10.3.4. Aluminosilicatos laminares.

La génesis de minerales 2:1, 2:2 y 2:1:1 en suelos derivados de ceniza volcánica es controversial. Un origen pedogenético de minerales 2:1 puede ocurrir por una reacción de estado sólido relacionado con la movilidad de SiO2, MgO y K2O en vidrios volcánicos no coloreados. Varios autores han propuesto la siguiente secuencia:

Las transformaciones que involucran feldespatos y minerales ferromagnesianos están bien documentadas. Otras potenciales fuentes de minerales 2:1 incluyen los minerales accesorios incorporados a la ceniza volcánica durante la erupción. Como se indica en un diagrama de predominacia para la esmectita se podría sintetizar en horizontes superficiales de Andisoles ricos en Si (Sposito, 1989). Precipitación de esmectitas es posible aún a bajas actividades de Al, cuando las actividades de Si son altas (Besoain, 1985; Shoji y otros., 1993).

2.10.3.5. Ferrihidrita

El hierro en suelos derivados de ceniza volcánica está presente como formas no cristalinas de oxihidróxidos y como complejos de Fe-humus. La ferrihidrita, un oxihidróxido de Fe, se cree que es dominante en los suelos derivados de ceniza; es un mineral no cristalino con fórmula de composición 5Fe2O3.9H2O. Se ha reportado una forma fibrosa similar a una goetita pobremente cristalinizada.

La ferrihidrita es la fase no cristalina de hierro presente en suelos derivados de ceniza volcánica y su formación ocurre preferentenente cuando se compara con las formas cristalinas en estos suelos. Su formación se ha visto que ocurre preferiblemente cuando el Fe+2 es oxidado rápidamente o en presencia de constituyentes que impiden la nucleación del cristal y su crecimiento.

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Un clima frío y húmedo parece que favorece cinéticamente la formación de ferrihidrita en vez de formas más estables como la goetita y la hematita. Estas condiciones interfieren con los procesos de deshidratación/reprecipitación (cristalinización) necesarios para la transformación de ferrihidrita a hematita o goetita. Otro factor que ha mostrado una fuerte supresión en la formación de goetita es una alta actividad de Al (Schwertmann y otros, 1979).

La ferrihidrita es un compuesto muy reactivo por su alta superficie específica y su superficie hidroxilada, tiene valores entre 220 y 560 cm2g-1. Es termodinámicamente metaestable y con el tiempo cristaliniza a goetita bajo climas templados o fríos húmedos y a hematita en climas calientes y secos. El contenido de ferrihidrita se puede estimar con el Fe extraído con oxalato ácido (Feo). La adsorción de silicatos y materia orgánica impide que la ferrihidrita cristalice a alguna de las dos formas conocidas.

El Al extraído con pirofosfato (Alp) se aproxima al 3% en Andisoles ricos en humus. En contraste Fe-humus es muy bajo, aún en suelos ricos en humus, ya que la ferrihidrita es la forma de Fe más estable en estos suelos. Esto sugiere que la acumulación y estabilización de humus en Andisoles, en parte, es debida a la formación de los complejos Al-humus ya que lo hace altamente resistente al ataque microbiano. El tiempo de residencia de la materia orgánica en Andisoles es mucho mayor que en Molisoles y en horizontes Bh de Espodosoles. Este proceso de estabilización de la materia orgánica juega un papel importante en la formación de epipedones fúlvicos y melánicos.

2.10.3.6. Gibsita.

La gibsita se forma en los suelos que han sufrido un proceso intenso de lavado de silicio (Wada, 1989). Haloisita, imogolita y gibsita pueden coexistir en el suelo en un concentración de silicio de 10-3.6M, mientras que la gibsita puede ser el mineral que se forme cuando la concentración de silicio sea inferior a 10-5.2M (Sposito, 1987).

2.10.4. Secuencia de meteorización.

La composición iónica de la fase acuosa es un fiel reflejo de la fase sólida y es un recurso a utilizar para analizar la fracción arcilla de los suelos. Con la disolución selectiva se logra obtener un esquema razonablemente satisfactorio de las condiciones de meteorización y evolución del suelo. En una secuencia de meteorización en el perfil de un suelo Alic Fulvudand, (cuadro 2.24), Berrío y Zapata (2001) obtuvieron los equilibrios de disolución de los iones silicio, hierro y aluminio y fueron llevados a

260

diagramas de saturación relativa en varios pasos de equilibrio, ver figura 2.51. La cuantificación del material amorfo presente en cada uno de los horizontes se llevó a cabo a través del método del oxalato de amonio y pirofosfato de sodio propuesto por Parffitt y Henmi, (1982).

Cuadro 2.24. Análisis químico de las muestras de suelo del perfil completo de un Alic Fulvudand (Berrio y Zapata, 2001).

Horizon. Text. pH M.O P CIC Al Ca Mg K CICE % ppm cmol/kg Ap FA 4.9 26.5 3 53.2 3.1 2.0 0.6 0.18 5.9 Ah ND 5.4 11.4 3 45.2 0.5 1.9 0.5 0.06 2.9 Ab ND 5.6 7.9 3 53.2 - 1.8 0.5 0.04 2.3 Bwb ND 5.8 7.9 3 49.0 - 1.9 0.6 0.04 2.6 Bgb ND 5.7 3.2 5 38.9 - 2.0 0.6 0.04 2.6

Bgb/2C F 5.4 1.6 3 33.4 0.5 2.0 0.6 0.04 2.6 2C Ar-L 5.0 0.7 3 25.0 1.7 2.1 0.6 0.05 2.7

ND: No Dispersó

En los cuadros 2.25 y 2.26 se presentan las cantidades de Al, Fe y Si extraídas con oxalato de amonio (Alo, Feo y Sio) y pirofosfato de sodio (Alp y Fep ). Así mismo los contenidos de alófono y ferrihidrita para cada uno de los horizontes. Los contenidos de aluminio y silicio en oxalato de amonio, Alo y Sio respectivamente, aumentan hasta el horizonte Bwb donde este aumento es notorio y se debe al incremento de materiales amorfos. En profundidad se observa una disminución de Alo y Sio a partir del horizonte Bgb, que podría deberse a que los materiales amorfos comienzan a disminuir, pues estos horizontes ya tienen características dadas por la discontinuidad litológica.

Cuadro 2.25. Resultados de la disolución selectiva en oxalato y pirofosfato de Al, Si y Fe en un Alic Fulvudand de Antioquia (Berrio y Zapata, 2001).

Horizonte (%) Alo (%) Sio (%) Feo (%) Alp (%) Fep Ap 2.35 0.52 0.94 1.13 0.60 Ah 3.94 2.51 1.07 1.93 0.97 Ab 4.45 3.81 0.52 0.72 0.08 Bwb 4.37 4.08 0.48 0.63 0.05 Bgb 3.16 1.96 0.27 0.26 0.02

Bgb/2C 1.51 0.66 0.17 0.33 0.25 2C 0.19 0.04 0.25 0.06 0.05

261

Los contenidos de Feo, Alp y Fep, que representan a los contenidos de ferrhidrita, Al-humus y Fe-humos, respectivamente, presentan características similares, todos ellos muestran un ligero incremento al pasar del horizonte Ap al horizonte Ah, y luego disminuyen notablemente los contenidos, como era de esperarse, pues a medida que aumenta la profundidad hay menor contenido de materia orgánica.

Cuadro 2.26. Relación entre las formas activas de Al, Si y Fe y contenidos de amorfos (%) en un Alic Fulvudand de Antioquia (Berrio y Zapata, 2001).

Horizonte Al/Si Alp/Alo Alof+imo Fehid. Fep/Feo Alo+Feo Ap 2.43 0.48 8.90 1.60 0.64 2.82 Ah 0.83 0.49 8.20 1.82 0.91 4.48 Ab 1.01 0.16 19.1 0.88 0.15 4.71 Bwb 0.95 0.14 20.4 0.82 0.10 4.61 Bgb 1.53 0.08 11.7 0.46 0.07 3.30

Bgb/2C 1.86 0.22 4.80 0.29 1.47 1.60 2C 3.37 0.36 0.50 0.43 0.20 0.31

El contenido de Al-humus en el suelo actual es mayor en el suelo enterrado, presentándose en el primero un mayor efecto antialofánico. Razón que podría explicar porque tiene menos contenido de alofona. Parfitt (1990) reporta que se necesitan condiciones údicas para formar alófanos con relación Al/Si de 2. En este caso las condiciones de humedad coinciden con el suelo actual. El suelo enterrado, con un menor contendido de materia orgánica y una relación Al/Si de 1, hace pensar que las condiciones de humedad del paleoclima eran más secas que las actuales.

El producto de actividad iónica (PAI), calculado a partir de la especiación de la solución que equilibra al suelo, puede ser usado para determinar que especie está controlando la composición de esta. Este tipo de prueba se hace comparando el PAI con los valores teóricos de las constantes de equilibrio de los diferentes minerales que pueden estar presentes en el suelo (Sposito, 1989).

Para estudiar la formación de minerales secundarios del suelo se tomaron muestras de los horizontes del suelo presentados en el cuadro 2.23. Cada una de las muestras fue sometida a disolución selectiva en HCl 0.001N para calcular la especiación del Fe, Al y Si y a partir de ésta construir diagramas de Log PAI vs fracción consecutiva extraída. El procedimiento fue el siguiente:

262

A 20 g de cada suelo se le adicionaron 100 mL de solución de HCl 0.001 N, se agitó durante 30 minutos a una velocidad de 95 rpm y se centrifugó por 10 minutos a una velocidad de 2500 rpm. El sobrenadante es llamado fracción 1 y en él se determinó aluminio por el método de polarografía, hierro por el método de absorción atómica y silicio por el método colorimétrico del molibdosilicato, además se determinó el pH y la conductividad eléctrica. Al suelo que queda precipitado se le adiciona nuevamente 100 mL de solución de HCl 0.001 N, se agita y se centrifuga de la misma manera que en la primera adición y se obtiene la fracción 2. Se repite el mismo procedimiento hasta obtener la fracción 9.

Para encontrar las actividades de los iones Al+3, Fe+3 y Si+4 se diseñó un programa de computador que ejecuta un cálculo de especiación para el cual hace uso de las concentraciones analíticas totales de [AlT], [FeT] y [SiT], del pH y de la conductividad eléctrica de cada fracción y de las constantes de formación de cada complejo Ki. El cálculo del PAI de las reacciones y los valores de la constante de equilibrio para los minerales secundarios formados en los Andisoles son:

Imogolita

Log PAI = 2 Log (Al+3) + Log (H4SiO4) + 6pH LogK = 12.03

Haloisita

Log PAI = 2 Log (Al+3) + 2 Log (H4SiO4) + 6 pH LogK = 8.97

Gibsita

Log PAI = Log (Al+3) + 3 pH LogK = 8.04

263

Figura 2.51. Valores de log PAI para cada una de las fracciones extraídas con HCl 0.001 N en el horizonte Ap.

Los valores de PAI y de K para cada mineral se graficaron en función del número de la extracción. Ejemplo de los valores de Log PAI para cada fracción extraída en el horizonte Ap se presenta en la figura 2.51. En algunos horizontes se vio una tendencia que los valores de Log PAI coincidieran con los valores de K de minerales seleccionados. Esta coincidencia se hace mas estrecha a medida que las fracciones de extracción aumentan y continúa hasta la última fracción. En cambio en otros horizontes, esta tendencia no se observó, los valores de Log PAI eran constantes para las distintas fracciones y se ubicaban por debajo de la línea que representa a cada mineral.

En el horizonte Ap los valores de Log PAI calculados en cada una de las fracciones extraídas, utilizando el modelo de la imogolita fueron siempre menores que las del K teórico, lo que permite pensar que existe una imogolita mucho más estable que la que se reporta en la literatura. Otra posibilidad es que se trate de un mineral alofánico rico en Al, quien controla la actividad del Al y del Si, pero que no se ajusta a la relación molecular de la imogolita. Se observa la misma situación para la haloisita, mientras que para la gibsita los valores calculados de los log PAI parecen coincidir ligeramente con los reportados en la literatura, pudiéndose pensar que este mineral esta presente en este horizonte. La presencia de gibsita podría confirmar el hecho de que se tiene un ambiente de baja actividad de

264

Si, ya que en este horizonte se encontró una cantidad de alofona de 8,90% con una relación Al/Si de 2,43, lo que confirma la formación de un alofano rica en Al.

En el horizonte Ah existe una situación contrastante con el horizonte Ap, la relación Al/Si es de 0,83. Situación que podrái hacer pensar en alofona rico en Si. Sucede lo mismo que en el horizonte Ap, los valores de log PAI para la Imogolita en cada una de las fracciones no coincide con los valores reportados por la literatura. Para los otros dos minerales los valores de LogPAI calculados en la mayoría de las fracciones se acercó bastante a los valores teóricos, confirmando la presencia de haloisita y gibsita en este horizonte, situación que termodinámicamente es posible (Chunming Su y Hasarh, 1994; Wada, 1989).

En el horizonte Ab se presenta la mayor coincidencia entre los log PAI calculados en cada una de las fracciones y para cada mineral, permitiendo pensar que en este horizonte existe una mezcla de imogolita, gibsita y haloisita. La holoisita ocurre en ambientes ricos en Si (Shoji y otros, 1993) lo que evidencia la presencia de imogolita con una relación Al/Si de 1,01. Wada (1989) y Farmer y otros (1978) indican que la imogolita, la Holoisita y la Gibsita pueden coexistir en los suelos, pero que la imogolita es metaestable con relación a las otras dos a largo plazo.

La coincidencia entre valores de log PAI calculados para la mayoría de las fracciones con la haloisita parece ser una evidencia clara de la presencia de esta mineral en el horizonte Bgb. La similitud entre los valores de log PAI para la Imogolita con los valores de K teóricos en las fracciones 4 al 6. La presencia de gibsita no fue notoria en el horizonte.

En el horizonte 2C los valores de log PAI calculados para cada una de las fracciones y en cada uno de los minerales fue siempre mucho menor que el valor de log K teórico, mostrando claramente que no están presentes. Esto se puede explicar dado que este horizonte es el material litológico sobre el que se depositó la ceniza volcánica.

La presencia de los tres minerales característicos de los suelos derivados de ceniza volcánica en los horizontes Ab y Bwg hace suponer que la secuencia de meteorización es la siguiente:

Si-Alofana

Ceniza volcánica → → Haloisita + Gibsita

Imogolita

En el horizonte Ap la secuencia de meteorización sería:

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Ceniza volcánica → Al-Alofano → Haloisita + Gibsita

En el horizonte Ab se puede decir, con la seguridad que puede dar la termodinámica, que está presente la imogolita, ya que fue el sitio donde hubo una absoluta coincidencia de los valores teóricos y calculados de K y de PAI.

Algunos de los espectros infrarrojos de las muestras de los horizontes Ab, Bwb, Bgb, Bgb/2C y 2C se muestran en la figura 2.51. En el cuadro 2.26 resume las bandas más características de los diferentes minerales encontrados. Cada uno de los horizontes muestra un espectro infrarrojo de bandas anchas y bien definidas, todos ellos presentan una absorción alrededor de 800 cm-1, característica de la silice no cristalina (Besoain, 1985). La formación de silice está asociado a la formación de Al-humus, ya que la actividad del Al es controlada por el humus, el silicio satura la solución, precipitándose. Proceso conocido como efecto antialofanico (Shoji y otros, 1993).

Los horizontes Ap, Bg, Bg/2C y 2C presentan tres bandas características, la primera es una banda ancha en la región de 600-1300 cm-1, con máximos en 1034 cm-1 , 1032 cm-1 , 1030 cm-1 y 1030 cm-1 respectivamente, debida principalmente a vibraciones de extensión (Stretching) de los enlaces Si-O y Al-O y parcialmente a vibraciones de deformación de los grupos Si-OH y Al-OH. Se presenta otra absorción entre 1400-1800 cm-1 con máximos en 1626 cm-1, 1637 cm-1, 1636 cm-1 y 1628 cm-1 debida a la deformación angular de la molécula de agua adsorbida y finalmente una banda ancha y fuerte entre 2800-3800 cm-1 con máximos en 3450 cm-1, 3448 cm-1, 3447 cm-1 y 3450 cm-1 originada por vibraciones de extensión de los grupos OH-, sean estos estructurales o del agua adsorbida (Besoain, 1985). Todas estas bandas están ubicadas a la misma longitud de onda que las bandas de los alofanos ricos en silice, además los espectros de los horizontes Bg, Bg/2C y 2C poseen otras tres bandas alrededor de 1090 cm-1, 1025 cm-1 y 910 cm-1 , características de las arcillas 2:1 mezcladas con alofano (Masui y otros, 1966).

Los horizontes Ah, Ab y Bwb dan un espectro semejante al de los horizontes Ap, Bg, Bg/2C y 2C solo que la banda de absorción entre 800-1300 cm-1 se desplaza más hacia la región de 990 - 1010 cm-1, encontrando los máximos en 980 cm-1, 973 cm-1 y 976 cm-1 respectivamente, ocasionada también por las vibraciones de extensión Al(Si)O y parcialmente a vibraciones de deformación de los grupos Si-OH y Al-OH, una segunda absorción entre 1450- 1750 con máximos 1636 cm-1, 1627 cm-1 y 1644 cm-1 es atribuida a la deformación angular de la molécula de agua adsorbida y

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finalmente la banda ancha e intensa entre entre 2600 - 3800 cm-1, con máximo en 3469 cm-1, 3487 cm-1 y 3470 cm-1 debida a las vibraciones de extensión de los grupos OH.

Cuadro 2.27. Resumen de las principales bandas infrarrojo de algunos minerales para cada horizonte en cm-1. Suelo Alic Fulvudand de Antioquia (Berrio y Zapata, 2001).

Horizonte alofano Imogolita Al,Fe-humus

Silice Minerales2:1

Ap 1034, 1626, 3428

1385 797

Ah 976, 1636;3442

1404 797

Ab 980, 1636;3469, 690, 570

1399 797

Bwb 973, 1627; 3487, 690

1437

Bgb 1032, 1637; 3448

1457 797 1101, 1032; 914.

Bgb/2C 1030, 1636; 3447

793 1101, 1030; 913.

2C 1030, 1634 795 1108, 1030; 912

Todos los espectros infrarrojo, a excepción de lo horizontes Bg/2C y 2C, muestran una absorción cerca de 1400-1650 cm-1, que sugieren la presencia de complejos Al/Fe-humus (Parfitt y Henmi, 1982). Los horizontes Ah, Ab y Bwb presentan una banda ancha entre 930-970 cm-1 atribuida al enlace Fe-O-Si indicando la presencia de ferrihidrita (Wada, 1989).

Se encontró que los horizontes Ah, Ab y Bwb tienen una banda de absorción entre 980 y 1010 cm-1 característica de la imogolita. Además, se detectó la presencia de silice no cristalina en todos los horizontes, excepto en el horizonte Bwb.

La presencia de minerales arcillosos 2:1 se evidenciaron en los horizontes que tienen relación con la discontinuidad litológica (2C, saprolito de anfibolita), como era de esperarse.

267

Figura 2.52. Espectros de absorción infrarroja de muestras de suelos de los horizontes de un Alic Fulvudand de Antioquia (Berrio y Zapata, 2001

Constituyentes orgánicos

Los Andisoles en la mayor parte del mundo muestran la más alta acumulación de carbono entre los suelos minerales. Sin embargo no todos los Andisoles ricos en humus tienen un horizonte muy oscuro con Value y Chroma de 2 a menores en húmedo debido al humus clasificado por Kumada (1987) como Tipo A. Andisoles fúlvicos tienen también una gran cantidad de humus, pero su color es café oscuro ya que su humus es rico en ácido fúlvico y ácidos húmicos Tipo P, el cual tiene un grado menor de humificación (Kumada, 1987). Así, los grandes grupos melánico y fúlvico son considerados en los subórdenes de Andisoles.

El humus y los minerales no cristalinos contribuyen en gran medida a definir las propiedades físicas y químicas características de los Andisoles tales como carga variable, alta retención de fosfatos, baja densidad aparente, notable friabilidad, formación de agregados estables; así como sus caracterisiticas diagnósticas. También ejercen una gran influencia en la productividad de Andisoles, a través de su papel en la suplencia de nutrimentos, retención de agua para las plantas y desarrollo de un ambiente favorable al enraizamiento.

La notable acumulación de C y N en Andisoles se observa cuando se comparan los contenidos totales de estos elementos con otros suelos

268

minerales. El valor de la relación C/N es mas alto que en otros suelos minerales (Shoji y otros, 1993, Malagón, 1992). Esto sugiere que el N orgánico es más fuertemente retenido por los Andisoles. En Colombia, la mayoría de los cultivos comerciales sembrado en Andisoles responden a la aplicación de materia orgánica y fertilizantes nitrogenados (Guerrero, 1998). Muchas propiedades físicas de los Andisoles, tales como, densidad aparente, límites líquido y plástico son fuertemente afectados por el carbono orgánico.

Se indicó que la materia orgánica del suelo juega un papel antialofánico al formar complejos Al- humus bajo condiciones de régimen de humedad Údico. Esto sugiere que los suelos no alofánicos acumulan más materia orgánica que los suelos alofánicos. De hecho, esta relación es soportada por la relación Alp/Alo y el contenido de C de los horizontes húmicos de los Andisoles. Se ha encontrado que el contenido de C está directamente relacionado con la relación Alp/Alo en Andisoles con contenidos de carbono orgánico mayores de 6%. La relación Alp/Alo puede ser utilizada aproximadamente para separar Andisoles no Alofánicos de Andisoles Alofánicos cuando la relación Alp/Alo ≥ 0.5.

Existe una marcada evidencia de que el color negro de los Andisoles es atribuible a la existencia de ácidos húmicos altamente humificados o ácidos húmicos tipo A (Kumada, 1987). Un índice melánico menor de 1.70 indica una dominancia de ácidos húmicos tipo A razón por la cual ha sido empleado como criterio para el epipedón melánico.

Los Andisoles con vegetación de gramíneas muestran una predominancia de ácidos húmicos tipo A seguidos por ácidos húmicos tipo P y B (Kumada, 1983). Sin embargo tal distribución de composición de humus no es siempre el caso de Andisoles de otros países diferentes al Japón. Se ha encontrado que un mayor contenido de ácidos fúlvicos está asociado a ácidos húmicos tipo P. En Japón y Nueva Zelanda se ha encontrado que la vegetación de gramíneas contribuye a la formación de ácidos húmicos tipo A, mientras que la vegetación forestal promueve la formación de ácidos húmicos tipo P.

Lopez (1996) caracterizó las sustancias húmicos del horizonta A de un Alic Fulvudand de Antioquia, Colombia, bajo cuatro coberturas vegetales y del perfil completo de éste. Los tipos de ácidos húmicos encontrados se presentan en en el cuadro 2.28.

Los ácidos húmicos del suelo Alic Fulvudand se encuentran en estado incipiente de evolución, según el orden creciente de menor a mayor evolución de los ácidos húmicos (Rp < P < B < A) porpuesto por Kumada

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(1983). En cuanto a las coberturas, el suelo bajo rastrojo fue el que presentó un ácido húmico más evolucionado. El horizonte B enterrado fue el que tenía los ácidos húmicos mas evolucionados, como es lógico. El tipo de ácido húmico encontrado en el suelo está de acuerdo con la clasificación taxonómica dada al suelo.

Cuadro 2.28. Característica espectroscópicas y tipos de ácidos húmicos en Alic Fulvudand del Oriente Antioqueño bajo cuatro coberturas vegetales y un perfil completo (López, 1996)

Cobertura λ 400 λ 600 ∆ Log K(*)

RF(*) Tipo de Acido. Húmico(*)

Papa 0.397 0.113 0.546 7.08 Po-L Papa 0.516 0.145 0.551 7.38 Po-L Kikuyo 0.408 0.099 0.615 7.72 Po-L Kikuyo 0.473 0.114 0.618 7.74 Po-L Pasto natural

0.459 0.121 0.579 44.06 Po-L

Rastrojo 0.411 0.073 0.751 3.82 Rp(1) Suelo

Hzte. O 0.741 0.130 0.559 8.11 Po-L Ap 0.475 0.140 0.531 8.95 Po-L Ah 0.460 0.131 0.545 8.06 Po-L Ab 0.112 0.029 0.587 66.11 Po-L Bwb 0.337 0.098 0.536 104.51 A

(*): Según la metodología Nagoya (Kumada, 1987).

Los complejos de Fe yAl-humus están presentes en altas cantidades en horizontes húmicos de Andisoles. Complejos de Al-humus son formados en un proceso antialofano. La formación preferente de Al-humus, más que arcillas alofánicas, fue primeramente observado en Andisoles jóvenes del Japón (Shozi y Masui, 1972). Este proceso ocurre intensamente en horizontes humicos ácidos (pH (H2O) < 5.0) de Andisoles con régimen de humedad del suelo Údico. Existe una alta correlación entre Alp y el contenido de C orgánico de horizontes A de Andisoles. El C orgánico alcanza un valor de 6% cuando Alp es aproximadamente 0.85 por ciento (%C = 5.96 % Alp + 0.95 r2=0.84**).

Se ha visto que la relación molar de Alp y carbono orgánico esta cercana a 6. Una relación de 6 es muy baja en comparación con el contenido de grupos carboxílicos de los ácidos húmicos, si todo el Alp existe en una forma

270

monomérica. En contraste, la relación de 6 es posible si el Al complejado con humus está parcialmente polimerizado y contiene una baja carga (Shoji y otros, 1993).

El F- es una base fuerte capaz de desplazar OH- de las aristas de los compuestos no cristalinos y de complejos humicos de Fe y Al, por lo cual se alcaliniza el medio donde sucede la reacción (Fieldes y Perrot, 1966). Es por esto que el pH (NaF) no puede ser utilizado adecuadamente para separar Andisoles no alofánicos de Andisoles Alofánicos.

Cuadro 2.29. Coeficientes de correlación entre formas activas de Fe y Al de suelos Hapludand y Melanudand de Antioquia y Caldas y algunas características químicas (Valores calculados con datos de Henao y Delvaux, 1997, Arango y González, 1993).

Carac Formas activas Alo Alp Sio Feo Fep Cp

R. Fosfat 0.806 0.244 0.634 0.767 0.198 0.223 Alofano 0.938 -0.588 0.959 0.431 -0.559 -0.139 M. Organ. -0.693 0.827 -0.784 0.02 0.518 0.717 Arcilla 0.687 0.695 W(1.5kPa) 0.776 -0.055 0.766 0.595 pH (H2O) 0.656 -0.557 0.820 -0.040 -0.683 -0.387 pH (NaF) 0.954 -0.331 0.885 0.579 -0.164

Valores de correlaciones mayores de 0.4227 son significtivos al 5%.

En la cuadro 2.29 se presentan coeficientes de correlación entre las formas activas de Al, Fe y Si y algunas características químicas de Andisoles colombianos. La materia orgánica tiene una correlación negativa con Alo, indicativo del efecto antialofánico ya presentado anteriomente. Igualmente se observa relación positiva entre el Al complejado con humus (Alp) y el contenido de materia orgánica. El Feo como era de esperarse no se relaciona con ella, ya que se precipita como ferrihidrita (Feo). La retención de fosfatos, la humedad a 1.5 kPa y el contenido de arcilla se correlación positivamente con Alo y Sio, situación que confirma como algunos de estos parámetros son utilizados para definir el carácter ándico de los suelos.

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CAPITULO 3.

EL SUELO COMO SISTEMA TERMODINÁMICO.

El suelo es un sistema dinámico, constantemente perturbado por fuerzas internas y externas. La distinción entre fuerzas internas y externas dependerá de los límites dados al sistema suelo. Como sistema es la parte del universo que se somete a estudio, en cuanto al suelo, el sistema pude ser el paisaje, una secuencia pedogenética, por ejemplo la catena, el polipedón, el pedón, el perfil, el horizonte, el agregado u una muestra de suelo en un recipiente. Cada uno de ellos representa al sistema suelo al definir sus respectivos límites que los separan del entorno. El nivel jerárquico y los límites que se impongan al sistema suelo dependen del tipo de estudio que se desee acometer. En este capítulo se toma al pedón como sistema para su estudio y se esquematiza en la figura 3.1.

Figura 3.1. El pedón como representación del sistema termodinámico. El suelo es un sistema abierto que intercambia materia y energía con su entorno a través de sus paredes, y su estado termodinámico está definido por los Factores de Formación como lo pensó Jenny (1941).

Los pedólogos observan al suelo como un sistema dinámico, pero en general, se le percibe como uno de los sistemas más estables del paisaje. Esta apreciación se suscribe al tiempo que se selecciona para estudiar al

283

suelo. Desde el punto de vista de la morfología del perfil del pedón, éste cambia muy poco si no es disturbado por el hombre. En cambio, la solución del suelo cambia periódicamente en respuesta a la precipitación, a la aplicación de enmiendas y fertilizantes, a la temperatura, etc.

Estudiar el suelo desde una perspectiva dinámica ayuda a entender su origen dado que implica la acción entre entrada y salida de energía y de materia y los procesos pedogenéticos. El estudio dinámico del suelo ayuda a separar entre efectos y causas de los procesos pedogenéticos que le confieren determinada morfología al suelo. Además, este tipo de estudio ayuda a entender la importancia de determinado proceso o procesos que actúan en el tiempo para el desarrollo del suelo.

A partir de la formulación de la ecuación de estado de los factores formadores del suelo (Jenny, 1941), numerosos pedólogos se han interesado en una aproximación sistemática y termodinámica a la pedogénesis (Ibáñez, y otros, 1990, Vodyanitskiy, 1986). Sin embargo, para Ibáñez y otros (1990) consideran que estos trabajos carecen de un tratamiento termodinámico cuantitativo adecuado, al observar lo planteado por Smeck y otros (1983) que solo hacen estimaciones subjetivas de entropía, como una medida termodinámica, para explicar la acción de los factores formadores en diez ordenes taxonómicos de suelos.

El suelo es un sistema abierto que intercambia materia y energía con el entorno, estos intercambios se dan mediante alteración biogeoquímica de las rocas y conducen al sistema a organizarse en una serie de horizontes, siendo estos el resultado de importaciones, extracciones transferencias y transformaciones de materiales (Simonson, 1959). Los procesos anteriores constituyen flujos de materia y energía que son los responsables de la pedogénesis, dando como resultado una alta diferenciación y distintos grados de ordenamiento del sistema suelo.

Los investigadores en suelos han propuestos varios modelos para estudiar y explicar la pedogénesis. La mayoría de los modelos son de naturaleza verbal y descriptiva, aunque últimamente se hace énfasis en los modelos matemáticos debido a la disponibilidad de tecnología computancional.

Entre los modelos más conocidos y usados están: el modelo funcional - factorial de Dokuchaev, el modelo de factores de formación debido a Jenny, el modelo de procesos de Simonson, el modelo de la energía de Runge, el modelo de evolución del suelo de Johnson y Watson – Stegner y últimamente y debido a la disponibilidad de tecnología se trata de explicar la formación de suelos desde la termodinámica del no equilibrio y desde el caos determinista (Ibáñez y otros, 1990, 1991a).

284

Modelo de Factores de Formación

El modelo de Factores de Formación generalmente se le atribuye a Hans Jenny, pero fue realmente desarrollado primero por los rusos. En la década de 1870 – 1880, Dokuchaev tratando de descifrar y darle sentido a las trayectorias genéticas de los suelos en los mantos de limo de las planicies rusas, propuso que los suelos no eran solamente una conjunto de residuos de roca meteorizada como lo veían muchos de sus colegas, sino que era un cuerpo natural muy importante y con necesidad de un estudio específico. Sus esfuerzos culminaron con el tratado de los suelos Chernozem rusos y junto a sus colegas propuso el modelo funcional-factorial del suelo:

S = f(cl, o, subs, t)

Donde el suelo (S) es una función del clima (cl), los organismos (o), el subsuelo (subs) y el tiempo (t).

El modelo de Dokuchaev preparó el escenario para lo que Hans Jenny habría de desarrollar: el más influyente de todos los modelos de suelos (Schaetzl y Anderson 2005). Jenny siguiendo la escuela de pensamiento de Dokuchaev desarrolló su modelo de factores de estado en la década de 1930 -1940, y “formalizó” un modelo que muchos usaban informalmente como la hacen notar Johnson y Hole (1994). El modelo de Jenny es:

S = f (cl, o, r, p, t,…)

En la ecuación el suelo (S) es una función del clima (cl), los organismos (o), el relieve (r), el material parental (p), el tiempo (t). Cada factor es una forma de definir el estado e historia del suelo y por esto es que se bautizó el modelo de factores de estado, los puntos suspensivos indican otros factores no especificados que pueden ser importantes local pero no globalmente, como los depósitos eólicos, depósitos de sulfatos provenientes de lluvias ácidas o el fuego de incendios forestales.

Para definir con precisión el estado de un suelo, se necesita determinar al menos cinco aspectos de éste, estos cinco factores definen el estado del suelo pero no explican como estas condiciones particulares influencian las propiedades del suelo, es decir este modelo no es un modelo de procesos, solo propone un conjunto de condiciones ambientales cuyo resultado es una propiedad particular del suelo.

El modelo de factores de estado tal como se conoce hoy, es el modelo contra el cual se juzgan los demás modelos pedogenéticos y sigue siendo el modelo que escogen los pedólogos para explicar las distribuciones y predecir las variaciones de los suelos a diferentes escalas; también es muy útil como herramienta de enseñanza en cursos introductorios de suelos

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puesto que es elegante y fácil de entender, además que goza de la ventaja de que los factores o controles que influencian un suelo en particular son observables, se pueden dimensionar y varían espacialmente, es decir intenta explicar las características del sistema suelo en términos de variables externas. Generalmente se toma que los factores son la causa y los procesos son los efectos, aunque esta visión no fue planteada por Jenny (1941).

La ecuación de los factores de estado en teoría es diferenciable, si se supone que las variables son independientes, pero como indica Runge (1973), la dificultad en resolver esta ecuación, radica en que algunos de los factores son discretos y de naturaleza tan compleja que es extremadamente difícil acceder a los datos correctos y necesarios para resolver la ecuación.

Modelo de Procesos del Sistema

Otra aproximación pedogénetica es el modelo que desarrolló Simonson en 1959 y que presentó como un modelo de procesos de formación del suelo. Simonson notó que todos los suelos tenían similitudes y diferencias entre ellos, esta observación fue importante para resaltar que las diferencias que exhibían, eran debidas a magnitudes diferentes del mismo tipo de proceso que operaba sobre materiales similares, es decir los procesos variaban en grado de afectación y no en clases de procesos.

Simonson identificó en general cuatro clases mayores de procesos para poder cubrir todo el rango de procesos pedogenéticos, estos fueron: las adiciones, las remociones, las traslocarciones y las transferencias o pérdidas de materiales entre el suelo y su entorno. Aunque originalmente no se concibió como una ecuación, el modelo puede escribirse como:

S = f(a, r, t1, t2)

Donde S es el suelo, a son las adiciones de material al suelo (agua, gases, materia orgánica, minerales, etc.), r representa las remociones o pérdidas de materiales, t1 son las transferencias o traslocaciones (difusión de aire, transporte de agua, iluviación y eluviación de arcillas y/o minerales, ciclo de nutrientes, etc.) y t2 son las transformaciones (meteorización de minerales, formación de nuevos minerales, cambios en la materia orgánica por mineralización, etc.). Este conjunto de cuatro grandes procesos ocurre simultáneamente en todos los suelos, su balance y carácter gobierna la naturaleza última del suelo; el modelo puede considerarse dentro de una amplia clase de modelos de balances de masa.

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Modelo de la Energía

Este modelo fue propuesto por Ed Runge (1973) y es un híbrido entre el modelo de Jenny y el modelo de Simonson. Al formular el modelo Runge encontró una forma de unir una considerable cantidad de procesos que ocurrían en el suelo, en el esquema de factores del modelo de Jenny. El modelo de Runge puede escribirse en la siguiente forma:

S = f (w, o, t,)

Donde w es un único factor de intensidad llamado cantidad de agua disponible para el lavado y es la unión del factor clima y el factor relieve del modelo de Jenny, Runge observó que estos factores son los que gobiernan en última instancia el agua que cae y penetra en el suelo, produciendo un vector director que usa la energía gravitacional para organizar el perfil, disminuyendo su entropía y creando horizontes, o es un único factor de intensidad llamado producción de materia orgánica y es la combinación del factor material parental con el factor organismos, Runge entiende que las plantas son la principal fuente de materia orgánica en el suelo y supone que la capacidad de éstas para prosperar en determinado suelo dependía de la calidad del material parental, t es el tiempo, este actúa sobre los factores de intensidad.

El modelo es conocido como el modelo de la energía porque el factor de intensidad w, depende directamente de la energía gravitacional que guía el agua de infiltración y crea horizontes y el factor de intensidad o depende indirectamente de la energía radiante del sol para la producción de materia orgánica. El modelo presenta las mismas dificultades de solución de la ecuación que el modelo de Jenny. Yaalon (1975) anota que aunque el modelo está basado en relaciones energéticas, todas éstas son de forma verbal o descriptiva, no se usan unidades de energía en ningún momento. A pesar de las limitaciones del modelo, Ballagh y Runge (1970) lo usaron para diferenciar causas y efectos, proponer hipótesis y diseñar pruebas en los procesos que se dan en el sistema suelo.

Modelo de evolución del suelo

Este modelo lo propuso Johnson y Watson – Stegner en 1987 (Schaetzl y Anderson, 2005), dos geógrafos cuyo argumento era que el término “génesis de suelos“, en la década de los 80 era sinónimo de formación de suelos y que ésta implicaba una mejor organización, o sea disminución de la entropía y aumento de la anisotropía. Así, muchos percibían los suelos en virtud del lenguaje que se usaba y que aún se usa, como un sistema que progresa a través de una trayectoria de desarrollo continuo, a pesar de los

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resultados de investigaciones y estudios que apuntaban a que los procesos regresivos, la erosión, la mezcla y aún el sepultamiento eran procesos normales en los suelos (Hole 1961, Runge 1973, Vreeken 1975, Wood y Johnson 1978, Johnson y otros, 1987).

Los procesos regresivos que simplifican el suelo y lo regresan a un estado parecido a un estado inicial, eran conocidos pero esencialmente ignorados, los estudios han señalado que la morfología de muchos perfiles de suelos, reflejan justo lo contrario a organización y formación progresiva, exhiben desorden, mezcla, regresión y haploidización, además hay un orden de suelos, los Vertisoles, que muestran estos fenómenos claramente (Schaetzl y Anderson 2005).

Los procesos que conducen a la simplificación del perfil incluyen además de la pedoturbación, la melanización, ciclos biológicos de nutrientes, la erosión y altos niveles freáticos por mencionar algunos de los más importantes. De esta forma la idea central del modelo de evolución que propusieron Johnson y Watson – Stegner (Schaetzl y Anderson, 2005) es que el suelo se desarrolla, decae y fluye más que en una sola dirección, lo hace desde un estado inicial de no suelo, se desarrolla y progresa y va hacia un estado final que es de estado estable.

El fundamento de este modelo es influenciado por los rusos, especialmente por Nikiforoff (1949) cuyo modelo menos conocido se basaba en dos suposiciones: la primera es que el suelo se desarrollaba continuamente, afectado por ciertos procesos progresivos y la segunda es que estos procesos no eran estacionarios, cada proceso comenzaba, alcanzaba un máximo y luego disminuía su efecto con el tiempo, de ésta forma, cada suelo sufría ciclos de comienzos, picos y disminuciones para cada tipo de procesos.

El modelo de Johnson y Watson – Stegner (Schaetzl y Anderson, 2005) propone que la pedogénesis depende de procesos progresivos y de procesos regresivos, en forma de ecuación se presenta así:

S = f (P, R)

Donde S es el suelo o propiedad del suelo, P es la pedogénesis progresiva y R es la pedogénesis regresiva. Así, el suelo evoluciona a través de dos trayectorias genéticas que interaccionan entre ellas y que son el reflejo de procesos variables, así como de factores y condiciones exógenas y endógenas.

Cada suelo tiene una trayectoria progresiva, en la cual se mueve hacia el desarrollo de la pedogénesis y una trayectoria regresiva que tipifica una

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reversión o una forma más simple del sistema; que el suelo se desarrolle o retroceda depende de que trayectoria prevalezca en el momento actual o en el pasado reciente. Ibáñez y otros (1990) consideran esta situación se relaciona de un concepto termodinámico de historia que se deduce de la “sensibilidad a las condiciones iniciales” (Prigogine, 1983, 1984, 1990). Esta sensibilidad implica que la evolución de sistemas con una estructura y dinámica tan semejante como se puede imaginar, diverge en sus trayectorias con el tiempo, es decir, terminan por tener comportamientos diferentes.

Aún cuando un suelo pueda exhibir un orden y una estabilidad morfológica y fisicoquímica y por tanto refleje el vector de la horizonación, el vector de la haploidización continúa operando en el interior del sistema aunque de forma muy débil (Ibáñez y otros, 1991a, 1991b). La pedogénesis estática que es la trayectoria menos realizada, también tiene probabilidad de ocurrir en el sistema cuando la magnitud de la pedogénesis progresiva se iguala a la magnitud con que ocurre la pedogénesis regresiva.

Aparte de estos modelos existen otros que se han usado para explicar la pedogénesis en casos muy concretos de suelos como el modelo residual de Chesworth (1973), el modelo del espesor de la capa de suelo de Johnson y otros (1986).

Modelo del caos determinista y conceptos de incertidumbre

Jonathan Phillips, geógrafo de suelos y geomorfólogo, se apoya en la idea del modelo de evolución de Johnson y Watson – Stenger, además usa como soporte la teoría del caos y la teoría de los sistemas dinámicos no lineales para sustentar la explicación teórica y matemática que construye acerca de la extrema complejidad del paisaje, especialmente con respecto a los patrones de suelos, (Schaetzl y Anderson 2005).

El modelo de evolución del suelo con sus trayectorias de pedogénesis progresiva (P) y regresiva (R), sugiere que el desarrollo del suelo es inherentemente no lineal (Phillips 1993). Pachepsky (1998) describe un sistema dinámico no lineal de suelo, como aquel que tiene casi las mismas condiciones ambientales que otro, pero sin embargo, resulta en diferentes trayectorias de desarrollo. La teoría del caos agrega que los patrones, en este caso los patrones de suelos, se originan de las complejas interrelaciones entre los muchos elementos que se comportan de una manera aparentemente aleatoria pero determinista. Phillips (1993) reemplazó el modelo de evolución de Johnson y Watson – Stenger S = f (P, R) por el siguiente:

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dS/dt = dP/dt – dR/dt

Expresando las variables en función del tiempo, resolviendo esta ecuación con métodos numéricos, Phillips encontró que:

S (t) = S (t-1)+ ∆P – ∆R

Donde S (t) es el estado del suelo en el tiempo t y depende de su condición o estado en el tiempo (t-1) y de los cambios en los procesos pedogéneticos progresivos ∆P y regresivos ∆R. Cuando se corre el modelo de Phillips con simulaciones numéricas se produjeron patrones de desarrollos complejos e impredecibles aunque estocásticos (Schaetzl y Anderson 2005).

En resumen, el modelo de Phillips muestra que puede resultar una gran complejidad y riqueza de patrones de suelos aún si las condiciones ambientales son razonablemente uniformes, esto debido a que la dinámica caótica se caracteriza por la extrema sensibilidad a las condiciones iniciales impuestas al sistema.

El suelo como una estructura disipativa.

Otra teoría de grandes alcances es la termodinámica, que ya ha sido usada por Vodyanitskiy en 1986, y por Ibáñez y otros en los 90. Los valores de entropía en la investigación de Vodyanitskiy (1986) reflejaron el grado de diferenciación de los elementos químicos del suelo y esto correspondía al grado de evolución en que se encontraba el suelo objeto. Ibáñez y otros (1990), por su parte, usan la dinámica de la entropía para explicar la horizonación y los procesos de alteración en oxisoles tomándolos como sistemas en equilibrio termodinámico o cercano a él, igualmente usando la termodinámica de los procesos irreversibles y la teoría de las catástrofes tratan de explicar los procesos de podzolización y vertisolización obserbando estos órdenes de suelos como estructuras disipativas. Pero como finalmente anotan Ibáñez y otros (1990): el suelo es un sistema altamente complejo, constituido por diversos subsistemas y dinámicas diferentes y la termodinámica más que arrojar modelos concluyentes, es una alternativa que ofrece a los pedólogos, un marco teórico donde actualizar y reorganizar antiguos conceptos sobre modelos físicos.

Como se ha visto en todos los modelos propuestos, el suelo es un sistema abierto que intercambia materia y energía con el entorno, estos intercambios corresponden a una serie de procesos como son las adiciones, extracciones, transformaciones y transferencias de materiales dentro del sistema (Simonson 1959), debido a éstos el suelo se organiza en una serie de horizontes. Smeck y otros (1983), Ibáñez y otros (1990, 1991a) señalan que la

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formación de horizontes puede identificarse como un descenso en la entropía del sistema.

Los recientes descubrimientos en el campo de la termodinámica de los procesos irreversibles lejos del equilibrio han producido un cambio de orientación en las investigaciones de ciertas disciplinas científicas. De este modo, el estudio por los físicos de sistemas abiertos y altamente complejos, ha demostrado como lejos del equilibrio termodinámico se pueden dar mecanismos de auto organización espontáneos que incrementan su complejidad estructural y dinámica (Ibáñez y otros, 1990; Prigogine y Stangers, 1983).

A continuación se esbozan algunas nociones básicas de Termodinámica para dar soporte al uso que se propondrá de la entropía para caracterizar el estado de evolución de un suelo en particular.

3.1. Aspectos termodinámicos del suelo.

¿Por que cuando un suelo se inunda el pH aumenta y el Fe+3 pasa a Fe+2? ¿Por qué cuando los minerales de una roca son expuestos en la superficie de la tierra ocurren unas transformaciones químicas y por qué otros minerales de esta misma roca, en estas condiciones similares no se transforman? Por qué el perfil de un suelo se organiza en horizontes si parte de un material parental isotrópico? Lo que se está preguntado en realidad es ¿Cuál es la fuerza inductora de estas transformaciones? ¿Por qué unos procesos son espontáneos o por qué tienen el potencial para actuar sin tener la asistencia de un agente externo?

La experiencia de cada día muestra que el agua penetra libremente en el suelo en sentido descendente. El proceso es espontáneo porque comienza tan pronto se vierte agua en la superficie del suelo y no requiere asistencia externa. De igual modo el feldespato en unas condiciones de humedad adecuadas producen una montmorillonita y el proceso continúa hasta formar caolinita y gibsita. Estos procesos son espontáneos pues ocurren por sí mismos en una dirección.

El agua no asciende en el perfil del suelo por sí misma, ni la caolinita forma montmorillonita espontáneamente Aunque no les está prohibido hacerlo. Estos procesos no pueden invertir su dirección por sí mismos. Es conveniente hacer notar que pueden volver al estado anterior mediante el empleo de una fuerza externa. El agua puede ascender por la demanda evapotranspirativa. Si a la caolinita y a la gibsita se le adiciona sílice se forma montmorillonita, al menos teóricamente. Un proceso espontáneo es por sí mismo irreversible y sólo puede ser invertido cuando se aporta

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materia y energía al sistema. Una evidencia de la espontaneidad de la génesis del suelo es la formación de horizontes a medida que transcurre el tiempo.

Cada uno de los procesos arriba anotados, tiene un punto común: disminución de la energía interna en la dirección del cambio espontáneo en sistema cerrado o una disminución de entropía en un sistema abierto. La energía que pierde el sistema se puede utilizar para hacer un trabajo, para organizarse internamente el sistema, o para calentar el entorno. Se puede postular, que un proceso es espontáneo cuando pasa de un estado de mayor energía a otro estado de menor energía, o cuando los productos tienen menor energía que los reactivos, o cuando aumenta su entropía. El feldespato pierde energía para formar caolinita y gibsita. Es obvio pensar que se pierde energía en los procesos espontáneos. Esta energía se pierde únicamente en dos formas, como trabajo y como calor. Se piensa así, que el cambio de energía, medido por el desprendimiento de calor en una reacción química, constituye la fuerza impulsora de la reacción. Es el caso de las reacciones exotérmicas que son bastante comunes. Pero también hay que pensar que las reacciones endotérmicas ganan calor e igualmente son espontáneas. Por lo que es necesario entender que existe algo más que explica la espontaneidad de los procesos, que no es la simple pérdida o ganancia de energía en forma de calor. El concepto de entropía es quien define la dirección del cambio, por esta es llamada la flecha del tiempo.

En la naturaleza existen varias formas de energía; ejemplos de ellas son: la gravitacional, la nuclear, la eléctrica y la química. La energía gravitacional predomina en el Universo, ya que toda masa posee esta energía. La energía química es poca, comparada con la gravitacional; pero juega un papel muy importante en los procesos de la naturaleza. Una característica notable de estas energías es que es posible convertir una forma de energía en otra; por ejemplo, la energía gravitacional se puede convertir en energía química.

La cantidad y la calidad de la energía son propiedades formalizadas por la Primera y Segunda Leyes de la Termodinámica, respectivamente. La primera de estas leyes establece la conservación de la energía, lo que significa que esta no se pierde sino que se transforma. La Segunda establece una característica cualitativa asociada a ella que se denomina entropía. Esta característica se relaciona con el flujo: la energía fluye en la dirección en que aumente la entropía.

La energía se puede jerarquizar en orden de méritos con base en su calidad. La de más alta calidad es aquella de menor entropía. La energía de mayor

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calidad puede transformarse espontáneamente, es decir sin ayuda, a una energía de menor calidad, pero no en sentido contrario.

Cuadro 3.1. Valor de la entropía para las distintas formas de energía.

Formas de energía Entropía(JK-1) Gravitacional * 0 Rotacional * 0 Movimiento orbital * 0 Reacciones nucleares * 10-6 Radiación solar 1 Reacciones químicas 1-10 Radiación terrestre 10-100 Radiación cósmica de micro onda 10000

* Energías no asociadas en su transporte a la temperatura.

La energía gravitacional predomina en cantidad y calidad en la naturaleza. Esta energía tiene una entropía igual a cero, por lo tanto es la de más alta calidad, es decir, es la primera en orden de méritos (cuadro 3.1). Es esta la razón por lo que las centrales hidroeléctricas pueden convertir la energía potencial del agua a energía eléctrica con una eficiencia casi del 100%, lo cual no se logra con otros tipos de energía. En el cuadro 3.1 se presentan las distintas formas de energía que existen en la naturaleza en orden de calidad.

3.1.1. Leyes de la Termodinámica

La Termodinámica se basa en unos pocos principios relativos al comportamiento de la energía en el curso de sus transformaciones y son enunciados muy resumidos de las observaciones experimentales. A estos enunciados se les llaman leyes.

La Primera Ley enuncia que la energía se conserva (antiguamente se pensaba que lo que conserva era el calor). La noción de energía es intuitiva y una definición, restringida pero adecuada, es la siguiente: capacidad para realizar trabajo y/o calentar un cuerpo.

La Segunda Ley admite que en la naturaleza existe una disimetría en los fenómenos (Atkins, 1992). Ejemplos de disimetría son los siguientes: los cuerpos calientes se enfrían, mientras que ningún cuerpo frío se calienta espontáneamente; una pelota que rebota, al cabo del tiempo se detiene, pero ninguna pelota en reposo se pone de súbito a rebotar. Aunque la cantidad de energía se conserva en cualquier proceso, la calidad de ésta energía cambia de forma irreversible, hacia su degradación. Es así como, la

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Segunda Ley trata sobre el sentido natural del cambio de la calidad de la energía; hecho que es independiente de la cantidad total de ella.

3.1.1.1. Identificación de la disimetría

Para identificar y darle un simbolismo matemático a la disimetría de la naturaleza, se utilizará una máquina de vapor como lo hizo Carnot. Se buscará en ella la base atómica de la disimetría de los sucesos; esto es lo que descubrió Clausius y desarrolló Boltzmann (Atkins, 1992).

En la máquina de vapor, la energía en forma de calor se convierte en energía en forma de trabajo (en lenguaje coloquial se dice que el calor se convierte en trabajo). Este es un dispositivo que opera cíclicamente, que puede funcionar indefinidamente a expensas de la energía que suministra una fuente caliente, que a su vez se alimenta del combustible que quema. Para iniciar el estudio, conviene examinar el Ciclo de Carnot, él cual es una abstracción muy sencilla de las etapas que realizan las máquinas reales.

La máquina de Carnot consta de un gas encerrado en un cilindro provisto de un pistón, ver figura 3.2. El cilindro tiene tres posibilidades relacionadas con la transferencia de calor: a) obtener energía calórica de una fuente caliente, b) o transferir energía en forma de calor a una fuente fría, y c) o permanece aislado. Para explicar su funcionamiento, mientras completa el ciclo, se mide el cambio de presión del gas en el interior del cilindro y se registra en un diagrama cuyos ejes de coordenada son presión y volumen de cada una de las etapas del ciclo, ver figura 3.3.

Para seguir la evolución de la máquina a lo largo de su ciclo, se necesita conocer algunas propiedades de los gases (Castellan, 1974): si una cantidad dada de un gas se confina en un volumen cada vez más pequeño cuando penetra en el pistón en el cilindro, aumenta la presión del gas encerrado en él. La magnitud de este aumento de presión depende de cómo se realice la compresión. Si el gas se mantiene en contacto con una fuente térmica, un depósito de calor, su temperatura permanecerá constante y la compresión se llama isotérmica. Otra posibilidad es que el gas se aísle térmicamente, recubriendo el cilindro con un material aislante; así, no puede entrar ni salir calor del cilindro; la compresión se llama adiabática. En la compresión adiabática el gas aumenta su temperatura y la presión aumentará más rápidamente que en una compresión isotérmica.

El proceso de aumento en la presión cuando el volumen se reduce isotérmicamente y el aumento, incluso mas pronunciado, cuando la compresión es adiabática, se invierte con la expansión del gas; si es isotérmica la presión disminuye a medida que aumenta el volumen; pero si

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es adiabática, la disminución de la presión resulta mayor, ya que el gas se enfría.

Retomando el funcionamiento de la máquina, el estado inicial se simboliza por A en figura 3.2. La fuente caliente está en contacto con el cilindro, por lo que el gas se mantiene a una temperatura constante e igual a la de la fuente; el pistón ha penetrado todo cuanto a podido y el volumen es pequeño. Debido a esto, la temperatura y la presión son altas. El gas sometido a esta condición empuja el pistón y provoca el giro del cigüeñal. Durante el recorrido del pistón, la máquina suministra potencia mecánica, y se le llama carrera de potencia. Como este proceso es isotérmico, para compensar la tendencia del gas a enfriarse, debe fluir energía hacia éste desde la fuente caliente. Es la etapa en que el gas absorbe calor de la fuente caliente.

Para obtener provecho del ciclo, se tiene que disponer las cosas de tal manera que no todo el trabajo obtenido en la carrera de potencia, sea requerido para restablecer el cilindro a sus valores iniciales de presión, de temperatura y de volumen. Esto se logra rebajando la presión del gas en el interior del cilindro de tal manera que durante la compresión, se tenga que realizar menor trabajo para llevar el pistón a la posición inicial. Lo anterior se puede obtener mediante una expansión adiabática incluida en el ciclo. Para el efecto se suspende el contacto térmico con la fuente caliente, antes de que el pistón llegue al final de su recorrido, representado por la posición B de la figura 3.2.

Figura 3.2. El Ciclo de Carnot consta de cuatro etapas: de A a B el proceso es una expansión isotérmica; de B a C el proceso es una expansión adiabática. En estos procesos se produce trabajo. De C a D el proceso es de

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compresión isotérmico y de D a A el proceso de compresión adiabática. En estos procesos se consume trabajo. Cada etapa se realiza cuasiestáticamente.

El cigüeñal continúa girando y el gas se expande adiabáticamente, la presión y la temperatura disminuyen. La posición C de la figura 3.2 representa las condiciones del pistón al final de esta operación. El tránsito de B hacia C, sin dejar de ser una carrera de potencia, se realiza a expensas de la energía almacenada en el gas, ya que no puede extraerla de la fuente caliente.

Alcanzando este punto C, se ha de llevar el gas a sus condiciones de partida. El primer paso consiste en empujar el pistón, hacer trabajo sobre el gas y reducir el volumen hasta el valor inicial. Este proceso de C hacia D acontece cuando el gas se pone en contacto con la fuente fría, para asegurar que la presión se mantenga muy baja y que el trabajo de compresión sea mínimo. Cuando el pistón penetra en el cilindro, tiende a calentar el gas, pero el contacto con la fuente fría lo mantiene a una temperatura baja y constante ya que puede ceder su energía a la fuente fría. Se realiza una compresión isotérmica. Esta compresión lleva el ciclo al punto D; ahora el volumen del gas confinado es casi el inicial, aunque su temperatura es baja. Antes de que el cilindro haya dado una vuelta completa, se suspende el contacto con la fuente fría y se deja que el trabajo de compresión sea adiabático, para lo cual se aísla el cilindro y así, aumente la temperatura del gas. De esta forma el gas llega a las condiciones iniciales de volumen, temperatura y presión y está de nuevo en la posición A.

Se ha operado el ciclo y se ha producido trabajo; se ha logrado que el trabajo producido durante la carrera de potencia sea mayor que el gastado en el proceso de restitución del sistema a su condición inicial. Lo anterior se logró porque, parte de la energía que se extrajo de la fuente caliente se cedió a la fuente fría Este trabajo está representado por el área no nula del diagrama P-V de la figura 3.3.

Un punto relevante del ciclo, es que sin la fuente fría, no se transforma la energía extraída de la fuente caliente en trabajo. En cuanto se permita que la máquina ceda energía a la fuente fría, el área del diagrama P-V aumenta. De esta forma se paga un precio en energía, para poder generar trabajo: se ha desperdiciado algo del calor obtenido de la fuente caliente al cederlo a la fuente fría. Esto es lo enuncia de la Segunda Ley: todo el calor no se puede convertir en trabajo en una máquina cíclica; parte de la energía ha de cederse a una fuente fría. Así, la naturaleza acepta la conversión de calor en trabajo, a condición que se pague una cuota cada vez que suceda la

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conversión. La disimetría queda en evidencia: la naturaleza no grava la conversión de trabajo en calor; lo contrario sí. El calor está sometido a un gravamen; el trabajo no.

Figura 3.3. Diagrama P - V para el Ciclo de Carnot. Los pasos A y C son isotermas y los pasos B y D son adiabatas. El trabajo producido durante el ciclo es proporcional al área dentro de las líneas.

Se ha visto la necesidad de fuentes frías cuando se convierte calor en trabajo. El planteamiento formal de esta realidad se denomina enunciado de Kelvin de la Segunda Ley: “No es posible proceso alguno cuyo único resultado sea la absorción de calor de una fuente y su conversión completa en trabajo”. Cabe agregar que esta Ley no dice nada de la posibilidad de convertir trabajo en calor; ya que toda la energía que transmite una máquina al mundo exterior puede disiparse por fricción. La disimetría está aquí presente en el enunciado de Kelvin de la segunda Ley (Atkins, 1992).

Clausius anuncia la Segunda Ley del modo siguiente: “No es posible proceso alguno cuyo único resultado sea la transmisión de energía de un cuerpo frío a uno caliente”. No se ha observado que la energía se transfiera espontáneamente; esto es sin intervención externa, desde un cuerpo frío a otro caliente. Según este enunciado de la Segunda Ley, aunque el calor no fluya espontáneamente hacia un cuerpo más caliente, se puede forzar su flujo en sentido contrario, si el evento se acopla a otro proceso natural. Los procesos no espontáneos tienen que ser ayudados por procesos naturales. Por consiguiente, la Segunda Ley explica qué procesos son no espontáneos, pero no los prohíbe (Atkins, 1992).

Igual que el enunciado de Kelvin, el enunciado de Clausius establece la disimetría de la naturaleza: Kelvin establece la disimetría entre calor y

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trabajo. El enunciado de Clausius implica una disimetría en la dirección en los procesos naturales, ya que la energía puede bajar espontáneamente de calidad por la pendiente que conduce a temperaturas más bajas, pero no puede subir sin ayuda (Atkins, 1992).

No se puede hablar de dos segundas leyes de la termodinámica. Los dos enunciados, aunque en apariencia diferente, son equivalentes desde el punto de vista lógico matemático y sólo existe una segunda Ley, las dos aparentes disimetrías son una sola.

3.1.1.2. Naturaleza del calor y del trabajo

La energía desplazó al calor en el papel de magnitud eternamente conservada y se observó que calor y trabajo son disimétricos. Además, que son nombres de procesos y no de cosas. Calor y trabajo son términos relativos a la transferencia de energía. Por calentar un cuerpo se transfiere a éste energía, recurriendo a la diferencia de temperatura entre dos cuerpos, uno frío y otro caliente. Enfriar es sacarle energía a un cuerpo caliente poniéndolo en contacto con un cuerpo frío. Cabe recordar que el calor no es una forma de energía, sino que constituye el nombre del proceso para transferirla. Lo mismo sucede con el trabajo, es el proceso para la transferencia de energía mediante el desplazamiento de materia, por ejemplo, comprimir un gas dentro de un cilindro (Atkins, 1992).

Aunque se conozca el significado de calor y trabajo, se sigue usando expresiones como: el calor se ha convertido en trabajo. Si se requiere hablar con precisión se debería expresar: la energía se transfiere al sistema desde una fuente produciendo calentamiento, y luego se transfiere del sistema a otra fuente, realizando trabajo.

3.1.1.3. Significado cuantitativo del concepto de espontaneidad.

La Ley cero trata del equilibrio térmico entre los cuerpos (los cuerpos, las cosas donde se centra la atención reciben el nombre de sistema). Se dice que existe un equilibrio térmico entre un sistema A y un sistema B, cuando puestos ambos en contacto y con paredes diatérmicas no se produce ningún flujo de energía entre ellos. Para expresar esta condición se necesitó introducir el concepto de Temperatura del sistema. Se entiende que si dos sistemas A y B tienen la misma temperatura, están en equilibrio térmico. Así, la Ley cero introduce una propiedad del sistema que permite decir si un estado particular del mismo es accesible o no. En principio un sistema aislado puede cambiar de un estado a otro de la misma energía, de A a B y A a C en la Figura 2. Pero no podrá pasar a estados cuya energía sea distinta, de A a D ó de A a E en la misma Figura 2. Se debe realizar más o

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menos trabajo o calentar más o menos para que la energía suministrada al sistema tenga el valor apropiado.

Figura 3.4. Un sistema aislado puede pasar de una estado a otro de la misma emergía (de A a B, o C). La Primera Ley prohibe que se produzcan cambios a estados cuya energía es distinta (de A a E o D).

Lo dicho hasta aquí, también sugiere la posibilidad de contar con una propiedad de los sistemas que traduzca la información que proporciona la Segunda Ley. Tal propiedad debiera informar de una manera directa, sobre la accesibilidad espontánea hasta ese estado y no sobre la accesibilidad de un estado de un sistema a partir de otro, tarea reservada a la energía a través de la Primera Ley. Debe haber una magnitud que sirva de poste indicador de los procesos naturales o espontáneos. Tal propiedad es la entropía del sistema y debe ser más fácil de entender que la energía de éste.

3.1.1.4. Entropía

Cuando se dice que la energía es constante, se hace referencia a un sistema aislado, un sistema que no interactúa de ningún modo con sus alrededores o entorno, por lo tanto, es un sistema en el que no puede entrar calor y sobre el que no se puede hacer trabajo, este sistema suele denominarse Universo. La entropía que se define aquí, se refiere a un sistema aislado o Universo.

Dos bloques de hierro pueden tener la misma energía total, pero si uno de ellos está caliente, difiere de un bloque similar, si está frío. Debe haber una propiedad en estos sistemas, que no es la energía, a la que le corresponda determinar el sentido del flujo espontáneo de la energía: de la fuente caliente a la fría y no al contrario, como ya se indicó.

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Figura 3.5. Los estados A, B, C y D tienen la misma energía pero distinta entropía. Los cambios de A a C y de A a B se producen espontáneamente, ya que cada uno de ellos corresponde a un aumento de entropía. El cambio de A a D no se produce espontáneamente, pues requeriría de una disminución de la entropía del universo. El universo siempre aumenta su entropía.

Se debe tener una definición de entropía de suerte que los procesos espontáneos de cualquier Universo lleven consigo siempre un aumento de esta magnitud y los no espontáneos, que deben ser realizados con ayuda de procesos espontáneos, tengan una disminución. Además, debe abarcar los enunciados de Kelvin y Clausius de la Segunda Ley: una propiedad que aumenta cuando se calienta el sistema y permanece constante cuando se realiza trabajo y disminuya cuando se enfría el sistema. Además, que cuando el sistema se calienta la entropía aumente y que el aumento sea mayor cuanto menor es la temperatura del sistema. La definición que recoge lo anterior sería:

Cambio de EntropiaCalor suminstrado

Temperatura= (3.1)

Este enunciado matemático de la entropía debe dar cuenta de todo cuanto se ha dicho:

- Si se suministra energía un sistema calentándolo, entonces el calor suministrado es positivo, por lo tanto, el cambio de entropía lo será también; la entropía crece.

- Si el sistema cede la energía al entorno en forma de calor, el calor suministrado es negativo y decrecerá la entropía del sistema.

300

- Si la energía se suministra en forma de trabajo y no como calor, el calor suministrado será igual a cero y la entropía permanecerá constante.

- Si el suministro de calor sucede a alta temperatura, la temperatura tendrá un valor alto y para una cantidad fija de calor el cambio de entropía será pequeño. Mientras que para la misma cantidad de calor, si el calentamiento ocurre a baja temperatura, el cambio de entropía será alto.

Para que la expresión matemática de la entropía tenga sentido, la temperatura debe permanecer constante durante la transferencia de energía en forma de calor. Generalmente, la temperatura del sistema aumenta al calentarlo; si el sistema es bastísimo, por ejemplo si se halla en conexión con el resto del Universo real, la temperatura permanecerá constante por mucho calor que se le suministre. Tal comportamiento del Universo se le denomina depósito térmico. Un líquido en ebullición es un sistema que funciona de este modo: la temperatura del líquido no cambia aunque se le suministre energía en forma de calor.

Es importante entender cómo se transfiere energía al sistema en forma de calor. Una máquina que realice trabajo sobre su entorno, a menos que se sea extremadamente cuidadoso, cualquier proceso producirá turbulencia, vórtices y vibraciones que disiparán energía por rozamiento y calentará el entorno. En este caso la transferencia de energía en forma de trabajo contribuirá el cambio de entropía. Para eliminar estas eventualidades, se debe especificar cómo se debe hacer la transferencia de energía. El proceso de debe hacer lentamente (rigurosamente el tiempo necesario es infinito) para eliminar la producción de rozamiento, en un proceso cuasiestático. Se dice que el proceso es reversible.

3.1.1.5. Disipación de la calidad de la energía.

Supóngase que se dispone de cierta cantidad de energía, que se puede extraer de una fuente caliente y de una máquina que la puede convertir en trabajo. La Segunda Ley establece que se debe tener una fuente fría, para que la máquina funcione. Se transforma una cantidad apropiada de energía, extraída en forma de calor de la fuente caliente, en trabajo y se paga tributo a la naturaleza cediendo una parte de calor a la fuente fría. La energía introducida a la fuente fría no estará en capacidad de hacer trabajo, a no ser que se tenga una fuente más fría, pero no toda puede transformarse. Del análisis anterior, se colige que la energía almacenada a alta temperatura posee una mejor calidad, es una energía mas disponible para realizar trabajo, mientras que la energía de baja calidad, la energía degradada, es menos aprovechable para hacer trabajo.

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Como ya se dijo, la calidad de la energía se puede medir con la entropía: se extrae una cantidad de energía, en forma de calor, de la fuente caliente y se le permite que fluya hacia la fuente fría. Así, la entropía del Universo disminuye en una cantidad dada por la expresión: (calor extraído)/(temperatura fuente caliente), pero se incrementa en otra cantidad dada por: (calor absorbido)/(temperatura fuente fría). El resultado neto de la suma de las dos contribuciones será positivo, porque la primera fracción es mayor que la segunda. Por consiguiente, la entropía señala la calidad de la energía. Si se almacena a alta temperatura su entropía es baja y es de alta calidad; mientras, si se almacena la misma cantidad de energía a temperaturas bajas, su calidad es baja y su entropía es alta. Aquí se puede señalar, entonces, que los cambios naturales, los cambios espontáneos, son los que originan una disminución de la calidad de la energía. En resumen, la entropía indica la calidad de la energía almacenada.

3.1.1.6. Rendimiento del Ciclo de Carnot

El trabajo realizado sobre el entorno por la máquina ideal que funciona según el ciclo de Carnot, representado en la Figura 5, no incrementa su entropía, por ser cuasiestático. Los únicos cambios de entropía se producen en la fuente caliente, donde la entropía, ∆Sc, decrece en una cantidad igual a:

∆SC = QC/TC (3.2)

Donde: QC es el calor cedido por la fuente caliente y TC es la temperatura de la fuente caliente. En la fuente fría la entropía, ∆SF,se incrementa en una cantidad:

∆SF = QF/TF (3.3)

Donde QF es el calor ganado por la fuente fría y TF es la temperatura de la fuente fría.

Como se explicó, el cambio de entropía global será positivo. Por consiguiente, la cantidad mínima de calor cedido a la fuente fría alcanzará un valor lo suficientemente grande para incrementar la entropía de esta fuente, de modo que supere la disminución de la entropía de la fuente caliente, tanto como sea posible. Expresada esta idea en una ecuación y despejando el calor mínimo cedido a la fuente fría para que la máquina funciones, se tiene:

F

C

T

TCF QQ = (3.4)

302

De esta ecuación se obtiene un importante resultado en la Termodinámica, que es el siguiente: para minimizar la energía que se toma como calor de la fuente caliente y que no se aprovecha como trabajo, se debe mantener la fuente fría, tan fría como sea posible y a la fuente caliente, tan caliente como se pueda. El trabajo generado por la máquina de Carnot es igual al calor cedido por la fuente caliente menos el calor cedido a la fuente fría; por lo que el rendimiento será el cociente entre el trabajo que se genera y el calor que se absorbe:

RendimientoT(fuente fria)

T(fuente caliente)= −1 (3.5)

Aparece un límite inferior para la temperatura, impuesto por las limitaciones de la conversión eficiente de calor en trabajo, ya que no se puede lograr un rendimiento superior a la unidad, situación que incumpliría la Primera Ley. Esto implica que la temperatura fría no puede ser negativa lo que conduce a un límite inferior natural para la temperatura fría que corresponde a cero. Este es el cero absoluto de la temperatura, límite de todos los procesos de enfriamiento. Cuando el depósito frío llegue a cero, será posible la conversión completa de calor en trabajo y el rendimiento sería la unidad.

Figura 3.6. Se debe ceder cierta cantidad de calor a una fuente fría para generar suficiente entropía, de forma que se compense la disminución que tiene lugar en la fuente caliente.

En el ciclo de Carnot, cuanto menor es la temperatura que se debe alcanzar en la expansión adiabática, mayor será el recorrido que debe hacer el pistón. Para alcanzar una temperatura cada vez más baja, se necesitará un

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pistón cada vez más grande y para reducir la temperatura a cero se necesitará una máquina infinita. Por lo que el cero absoluto se hace inalcanzable. De aquí se infiere la Tercera Ley de la termodinámica: El cero absoluto de la temperatura no se puede alcanzar en un número finito de pasos. Lo anteriormente expuesto conduce al siguiente resumen irónico de la Termodinámica (Atkins, 1992):

Primera Ley: El calor se puede convertir completamente en trabajo.

Segunda Ley: Sólo cuando se alcance el cero absoluto de temperatura

Tercera Ley: y el cero absoluto es inalcanzable.

3.1.1.7. El movimiento de las partículas.

Una partícula situada en el campo gravitatorio de la tierra tiene una energía potencial que depende de la diferencia de la altura con relación a un plano de referencia. Del mismo modo, la energía potencial de un resorte depende de su grado de extensión o compresión. Las partículas cargadas cercanas entre ellas, poseen una energía potencial en virtud de su interacción electrostática. Una partícula en movimiento tiene energía cinética debido a la velocidad. La suma de la energía potencial y cinética es igual a la energía total de la partícula. Estas dos energías son equivalentes, en el sentido que la energía potencial se puede convertir en energía cinética y su suma, en un objeto aislado, permanece constante.

Es de la naturaleza de la termodinámica tratar con sistemas que contienen un número muy grande de partículas; por lo que las propiedades termodinámicas de estos son valores promedios de un conjunto estadísticamente grande de partículas. Así, la energía de un sistema termodinámico es la suma de la energía cinética y potencial de las partículas del sistema.

Ahora, considérese la energía cinética de un conjunto de partículas; si poseen todas las mismas velocidades y dirección, todo el sistema se comportará como si fuese una partícula solitaria dotada de masa. Todas las partículas se moverán en una forma coherente y se aplicaran las leyes ordinarias de la dinámica. Pero existe otro tipo de movimiento, el caótico, tal que las partículas se mueven en todas las direcciones con igual o diferente velocidad. La energía total del sistema puede ser igual al ejemplo anterior, pero no hay un movimiento global. La dirección de movimiento y las velocidades de las partículas se superponen sin ningún orden en el caos. La característica fundamental es la falta de coherencia entre el movimiento de las distintas partículas; el movimiento es incoherente. El movimiento al azar, caótico, sin correlación o incoherente se denomina movimiento

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térmico. La noción de movimiento térmico no se puede aplicar a partículas individuales. Este es el caso donde se aplican las Leyes Termodinámicas. Se ha establecido que las partículas de un sistema se pueden mover en dos formas: una coherente, cuando las partículas se mueven acompasadas y otra incoherente, cuando éstas se mueven en forma caótica.

Al tratar la Primera Ley se vieron dos formas de transmitir energía a un sistema: realizando trabajo sobre él o calentándolo. Cuando se realiza trabajo sobre un sistema, se comunica a sus partículas un movimiento coherente. Cuando el sistema realiza trabajo sobre el entorno, también le comunica un movimiento coherente. Cuando se calienta un sistema, se le comunica a sus partículas un movimiento incoherente. En el entorno es igual, cuando se le comunica energía en forma de calor.

Lo anterior queda mejor entendido con el siguiente ejemplo: Se desea cambiar la energía a un cubo de hierro de 5 cm de lado. Una forma de hacerlo es elevarlo 1 m, el bloque incrementa su energía potencial en 10 J. Todos sus átomos se han movido en forma coherente a lo largo de 1 m. Ahora, si se lanza el bloque en una dirección horizontal a una velocidad de 4.5 ms-1, todos los átomos del bloque se desplazarán a la misma velocidad y dirección y el bloque adquiere una energía cinética de 10 J. Si se aplica una llama al bloque, su temperatura sube y el bloque aumenta su energía, aunque permanece en el mismo sitio. Si la temperatura se eleva sólo 0.03ºC, el suministro de energía será de 10 J. En el bloque la energía se almacenará en forma de movimiento térmico de los átomos, como energía cinética y potencial; las posiciones y movimiento de estos serán incoherentes; y se habrá transferido energía el bloque comunicándoles movimientos incoherentes a sus átomos. Para que el bloque se mueva, no basta que se le suministre energía. Es necesario que las partículas de este se muevan coherentemente cuando se le suministre energía y esto solo se logra con trabajo y no con calor. En este último caso los átomos transmiten energía al azar por colisiones.

3.1.1.8. Dirección natural del cambio.

La causa fortuita del cambio se ha identificado con la dispersión caótica de la energía. La segunda Ley es el reconocimiento, por observación, de las consecuencias de estas tendencias sin rumbo de la energía. La energía trata de dispersarse sin ninguna tendencia determinada y es la dispersión de la energía la que explica los cambios que caracterizan a la naturaleza.

Lo esbozado hasta aquí, guarda relación con el enunciado de Clausius de la Segunda Ley que niega la posibilidad de que el calor supere la pendiente de la temperatura. La consideración de la dispersión de la energía no niega

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que ésta pueda fluir a una zona térmicamente mayor, pero su probabilidad es muy remota, tanto que se puede considerar como imposible.

La dispersión de la energía se relaciona, también, con el enunciado de Kelvin. El trabajo implica un movimiento coherente de las partículas y el calor, un movimiento incoherente. Se puede identificar el fundamento atómico de la disimetría con la libertad de la interconversión de movimientos mediante el siguiente ejemplo: Se tiene una pelota rebotando que al final del tiempo se detiene. Cada vez que la pelota golpea el piso, el movimiento coherente de sus átomos se degrada ligeramente en movimiento térmico de sus átomos y los del resto del universo. Tras cada rebote, la pelota y la superficie del piso están cada vez más calientes, porque las colisiones han estimulado el movimiento térmico a expensas del movimiento coherente. Con el tiempo, el movimiento coherente de los átomos de la pelota se degrada poco a poco en un movimiento incoherente, que al final, se distribuirá uniformemente en todo el Universo. Además, la pelota y la superficie estarán a la misma temperatura, ya que el movimiento coherente se habrá disipado uniformemente entre ambos.

Se dirá que la energía cinética de la pelota se ha disipado en el movimiento térmico, energía que no estará disponible por la razón siguiente: La energía está distribuida en todos los átomos del universo. Para el caso de la pelota, tendría que acumularse la energía dispersada, para que ella inicie su rebote espontáneamente, proceso que no es probable. Aunque la pelota se calentara, esta no sería situación suficiente ya que la energía tendría que almacenarse en la pelota en forma de movimiento coherente y no en forma de movimiento incoherente como lo hace el calentamiento. Así se ha llegado al núcleo de la interpretación del enunciado de Kelvin de la segunda Ley: el concepto de dispersión debe tener en cuenta que, en los sistemas termodinámicos, la coherencia del movimiento y la localización de las partículas son rasgos esenciales y distintos. Se ha de interpretar la dispersión de la energía en el sentido de que engloba, no solo la diseminación espacial entre los átomos del universo, sino también, la destrucción de la coherencia; por lo que el enunciado: la energía tiende a dispersarse, encierra el fundamento de la Segunda Ley.

La tendencia natural de la energía a disiparse, diseminarse por el espacio mediante la dispersión de las partículas que la poseen y a perder coherencia, establece la dirección de los procesos naturales. Los procesos naturales degradan la calidad de la energía. La energía de alta calidad es energía sin dispersarse, energía altamente localizada o energía almacenada en el movimiento coherente de partículas.

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3.1.1.9. Movimientos de las partículas de gas en la máquina de Carnot.

La reflexión sobre los procesos realizados por la máquina de vapor ha permitido descubrir una disimetría en los mecanismos de la naturaleza, disimetría que se puede resumir en la observación del crecimiento de la entropía del universo en cualquier proceso natural y la consecuencia de esta disimetría es la existencia del rendimiento no unitario en la conversión de calor en trabajo.

La reflexión sobre el mundo microscópico de los átomos, ha llevado a asociar a los procesos naturales con la dispersión de la energía. Dispersión que consiste en la diseminación de la energía por el movimiento de las partículas que la portan o por su propia transferencia de una partícula portadora a otra. El puente que une el mundo macroscópico, el mundo de las experiencias observables, con el mundo microscópico, el de los átomos y partículas, fue lo que desarrolló Boltzmann con su ecuación, que relaciona la entropía: magnitud del mundo de la experiencia, con una medida de la dispersión y pérdida de coherencia, en el mundo microscópico.

Con estas ideas en mente, se observará el interior del cilindro de la máquina de Carnot. En ella, la fuente caliente suministra energía sin límite y la fuente fría es un sumidero en el que no llega a llenarse. Debe establecerse como obtener movimiento coherente en las partículas del pistón a partir de la dispersión al azar de la energía suministrada al gas por la fuente caliente. Para el efecto se debe examinar a escala microscópica, el mundo de Boltzmann, la conversión de calor en trabajo.

En el punto A de la figura 3.2, la fuente caliente y el gas tienen la misma temperatura. Las partículas del gas reciben energía de ésta y se mueven en forma incoherente en todas las direcciones dentro del cilindro; unas golpean las paredes del cilindro y otras la pared del pistón y lo empujan en una sola dirección. Se presenta una disimetría esencial: hay una respuesta direccional a los impactos recibidos. La superficie del pistón actúa como un tamiz, recoge y responde al movimiento de las partículas que lo golpean y empujan, y es insensible a las partículas que pasan paralelas a su superficie. Después del choque en las paredes del cilindro y en la superficie del pistón, las partículas del gas pierden energía, energía que recuperarán de nuevo de la fuente caliente, para de nuevo volver a golpear el pistón y las paredes del cilindro. Las partículas de gas que golpean el pistón serán las únicas que generan trabajo. Es así como, el movimiento incoherente de estas partículas se convierte en movimiento coherente del pistón.

En el paso del pistón de B a C, las partículas que golpean las paredes del cilindro y del pistón, pierden energía y no la recuperan ya que se ha

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suspendido el contacto con la fuente caliente, pero se ha aprovechado la energía que tenían almacenada empujando el pistón. En el punto C gira el cigüeñal iniciando el movimiento de retroceso del pistón en el cilindro. El movimiento coherente de éste golpea a las partículas del gas, comunicándoles movimiento incoherente, haciendo trabajo sobre éstas. Como las partículas del gas están en contacto con la fuente fría, le ceden a ésta la energía ganada por el empuje del pistón. En el punto C se suspende el contacto con la fuente fría; al movimiento coherente del pistón continúan golpeando las partículas del gas. Como el sistema está aislado, las partículas aumentan su movimiento incoherente y no pueden ceder su energía, aumentando de ésta forma su temperatura y presión. Se llega a las condiciones iniciales para repetir el ciclo.

En la descripción anterior, se observó que para producir movimiento coherente en las partículas del pistón a partir del movimiento incoherente de las partículas del gas, éstas cedían la energía al chocar en las paredes del cilindro. Energía que fue necesario pagar, para que se convirtiera calor en trabajo.

Durante el cierre del ciclo se ha generado más desorden que orden en el Universo. El trabajo que ha generado la máquina, movimiento coherente del pistón en una carrera de potencia, es un proceso que no produce ninguna entropía siempre que se haga en una forma cuasiestática.

En resumen, la Primero Ley de la Termodinámica declara que la materia y la energía del universo son constantes, que no pueden ser creadas ni destruidas. Su forma puede cambiar, pero nunca su esencia. La Segunda Ley, Ley de la Entropía, afirma que materia y energía solo pueden cambiar en un sentido, a saber, de utilizable inutilizable, o de disponible a no disponible, o de ordenado a desordenado. En esencia, la Segunda Ley dice que todo lo que existe en el Universo comenzó con estructura y calidad y está moviéndose irrevocablemente hacia el desorden y el deshecho. La entropía es la medida de hasta que punto la energía disponible está cambiando a una forma no utilizable. Es una Ley que rige el mundo horizontal del tiempo y el espacio.

3.1.1.10. Transformaciones químicas.

Se ha visto que a partir de la disipación de energía y del desorden asociado a ella, que ésta puede ser constructiva. Se puede obtener coherencia de la incoherencia, basta que en el proceso se genere mayor desorden del que se destruye, la energía sobrante se aprovecha como movimiento coherente. Conviene en este momento estudiar la interpretación atómica de la Segunda Ley aplicada a los procesos químicos.

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Uno de los procesos físicos más simples es el enfriamiento, proceso que sucede por dispersión de la energía entre el cuerpo caliente y su entorno. Las reacciones químicas, procesos en los cuales unas sustancias se transforman en otras, no son más que una forma más elaborada de enfriamiento (Atkins, 1992). Durante el proceso de enfriamiento, los átomos de una sustancia ceden su movimiento térmico al entorno sin sufrir otro cambio. En una reacción química, además de disiparse energía, los átomos cambian su agrupamiento. En virtud de ellos, se forma o forman una o unas varias sustancias a partir de la o las originales.

En una reacción química es necesario distinguir dos cosas: la espontaneidad o tendencia a que la reacción suceda y la velocidad con que lo hace. Ambos procesos están determinados por la dispersión de la energía, aunque de forma distinta en cada uno de los casos.

El refinamiento del proceso de enfriamiento se logra mediante la transformación de la materia. Se expuso que el caos produce coherencia cuando se transformaba localmente calor en trabajo. Aquí se estudiará la producción de otros materiales cuando ciertas sustancias dan lugar a productos más ordenados.

Para apreciar de qué forma las reacciones contribuyen al enfriamiento del universo, se debe abordar la noción de enlace químico. La razón por la cual se establece un enlace químico, reside en la disminución de la energía de las especies involucradas, que conlleva la formación de dicha ligazón. Si la energía de las especies enlazadas en la molécula es menor que la energía de los átomos separados, el enlace es estable y la molécula perdura como entidad. Se buscan posiciones más favorables para los electrones y protones desde el punto de vista energético. Cada material tiene sus propias moléculas, cuyos átomos se agrupan de una forma característica y la cantidad de energía, contenida en ella, difiere en cada caso.

De lo expuesto, conviene resaltar que, cuando los átomos se agrupan y dan lugar a otras sustancias, la cantidad de energía almacenada difiere en cada caso. No es igual la energía almacenada en un conjunto de moléculas de oxígeno, que en un trozo de hierro o en un montón de óxido de hierro, como tampoco es la misma cantidad de energía la que contiene en un trozo de hierro caliente o frío. Esta es la razón por la que los procesos de reacción y de enfriamiento se considerados similares: se almacenan diferentes energías en sustancias diferentes y en estados diferentes de la misma sustancia. Se puede decir que los procesos físicos y químicos implican cambios en la cantidad y en la forma como se almacena la energía, implica cambios en la calidad.

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La formación de un enlace hierro-oxígeno y en consecuencia, la ruptura de los enlaces originales de átomos hierro-hierro y oxígeno-oxigeno, se acompaña de una liberación de energía, siempre y cuando este nuevo enlace sea más estable que los anteriores, energía que recogen los átomos vecinos. Esta energía se reparte rápidamente en el sistema y los átomos quedan atrapados en la nueva configuración, al formase una molécula de óxido de hierro. Esta nueva entidad no puede volver a su configuración inicial de los reactivos, ya que eso implica que la energía se recoja y se acumule en el sitio donde estaba, de una manera espontánea, es lo mismo que sucede con la energía en el proceso de enfriamiento. Es tan remoto este hecho que se puede considerar perpetuo el enlace oxígeno-hierro. La reacción es irreversible como lo es el enfriamiento.

Si los productos tienen menor energía que los reactivos, la diferencia de energía entre unos y otros se dispersa en forma de movimiento térmico. La reacción ha discurrido hacia valores inferiores de energía en los productos. No obstante esta última observación resulta engañosa si se usa como criterio para decidir en torno a la espontaneidad. La dirección del cambio no guarda relación directa con la energía que almacenan los enlaces. Aunque los productos tengan menor energía que los reactivos, esto no es la razón para que la reacción tenga lugar. Todo lo que ha ocurrido es que una cantidad de energía confinada inicialmente en un lugar, se ha dispersado. Ahí reside la causa de la transformación química: lo mismo que en los procesos físicos, el motor de los cambios químicos naturales que ocurre en química, es la dispersión de la energía en forma desordenada, sin objeto ni dirección.

Continuando con la misma idea. Se requieren 300 L de oxígeno para reaccionar con 1 kg de hierro; el producto será un poco más de 1 kg de óxido de hierro. Inicialmente, la energía del oxígeno se halla muy dispersa por ser un gas. Después de la reacción, los átomos de oxígeno se encuentran ordenados en el óxido. Que la energía en conjunto se disperse o no, dependerá de quien resulte vencido de una pugna. Por una parte, se confina energía cuando el gas se reorganiza en el producto sólido; por otra parte, se desencadena una dispersión de la misma como resultado de la formación de enlaces más estables en la molécula de óxido de hierro. La mejor manera de entender este proceso de reacción es enumerando las variables que aportan a la entropía total en el transcurso de la reacción.

Una contribución a la entropía procede de la formación de nuevos enlaces. El cambio de entropía se calcula con la fórmula:

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aTemperatur

liberadoCalorS =∆ (3.6)

Esta variación de entropía es positiva para el entorno, ya que la energía se libera hacia éste. La otra contribución procede del cambio de entropía que se produce en el sistema, cuando las sustancias implicadas reaccionan, el oxígeno desaparece como gas y se confina en el óxido, a su vez los átomos de hierro forman iones. Por consiguiente, lo que hay que hacer es evaluar el cambio de entropía para los productos y para los reactivos y calcular su diferencia. En este caso, la formación del oxido de hierro, la entropía total de las sustancias decrece durante la reacción; ello se debe en parte, a que el oxígeno queda confinado y a que se modifica la energía que queda almacenada en cada tipo de enlace. Los productos, en este caso, son sustancias menos dispersas físicamente que los reactivos, por lo tanto, poseen menos entropía.

Para esta reacción, la disminución de entropía de las sustancias que intervienen, que se denomina el sistema, resulta menor que el incremento de entropía que se produce en el entorno, ya que la reacción libera bastante energía y crea mucho desorden en éste. Hay por lo tanto, un incremento de la entropía total del universo cuando se forma óxido de hierro, porque la entropía en el entorno aumentó en mayor proporción, que la disminución de esta en el sistema.

Hasta aquí, se ha visto que la aparición de un producto más estructurado, con menor entropía, a partir de unos reactivos menos estructurados, con mayor entropía, se debió a que se genera mayor entropía en el entorno. El proceso es análogo a la producción de trabajo a partir de calor.

Una reacción química también puede suceder por calentamiento del sistema. Para comprobarlo, considérese un segundo tipo de reacción química, en donde una molécula se rompe en dos fragmentos, lo que se simboliza por A2 → 2A. Se supone que el reactivo y el producto son dos gases y que la presión y la temperatura se mantienen constantes durante la reacción. Para que la reacción se desarrolle es necesario suministrar energía del entorno al sistema para poder romper el enlace A-A. Los productos tendrán mayor energía que los reactivos ya que estos la han tomado del entorno. Una interpretación ingenua según la cual, las reacciones se producen porque los reactivos tienen mayor energía que los productos, no explicaría una reacción como esta: A2 → 2A.

Una reacción se produce porque se corresponde, no con una disminución de la energía, sino con una degradación de la calidad de ésta. Aunque en el

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caso que se está presentando, la energía fluye hacia dentro del sistema y se caliente. Al hacerlo, éste se las arregla para que la energía quede más dispersa después de la reacción; por consiguiente, la acumulación de energía en el sistema corresponde, también, a un proceso de enfriamiento, en el sentido que se tiene una dispersión de energía.

Las contribuciones a la dispersión en una reacción del tipo A2 → 2A son las siguientes: Hay una reducción de la dispersión de la energía, ya que el movimiento térmico del entorno decrece cuando entra energía al interior de la sustancia y se usa para romper el enlace. Así, se crean dos partículas, como se desea que la presión no cambie, el volumen se tiene que duplicar. Esto corresponde a una dispersión física de los productos y de la energía de la que son portadoras y, por lo tanto, hay un incremento de entropía. En suma se pueden identificar tres contribuciones al cambio de entropía del universo: 1) Cuando A2 se disocia a presión y temperatura constantes, se produce un aumento de entropía por la sustitución a una molécula de A2 por dos de A. Las moléculas A2 y A almacenan sus energías de forma diferente, del mismo modo que la entropía del hierro sólido difiere de la del óxido de hierro, las entropías de estas moléculas difieren entre ellas. El cambio de entropía cuando una molécula A2 se rompe en dos moléculas A, que puede ser positivo o negativo, según el tipo de sustancias que forma a A2. 2) La segunda contribución procede del cambio de entropía que sucede por el cambio de volumen de los reactivos y productos. Este cambio es positivo porque los productos ocupan un mayor volumen y 3) Aporte que se debe al cambio de entropía del entorno al ceder energía al sistema para romper el enlace A2.

Hasta ahora se ha pensado en el cambio de entropía de una sustancia A2 que se transforma en una sustancia A. Pero nada se ha dicho de las mezclas de las sustancias. Cuando se tiene varias especies (A2 y A) en un mismo volumen y en una etapa intermedia de reacción, la entropía es mucho mayor, que si se tuviera una de ellas. En la reacción que se ha planteado, existe una mezcla desde el mismo momento en que rompe la primera molécula de A2. Al principio sólo hay A2, que no produce una contribución al desorden, tampoco habrá contribución cuando, al final, sólo exista A. Pero, en las etapas intermedias se tendrá una mezcla y se genera más desorden, lo que corresponde a una contribución positiva a la entropía y que alcanza un máximo cuando A2 y A, en el mismo volumen, sean iguales en cantidad.

En resumen, la variación total de entropía de la reacción A2 → 2A no tiene tres componentes, sino cuatro, ellos son: 1) la de las propias moléculas, 2) el

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cambio de volumen 3) la contribución del entorno al tener que ceder energía al sistema y 4) el efecto de la mezcla en las etapas intermedias.

Figura 3.7. Las tres contribuciones a la entropía total de la reacción de disociación:1) incremento de la entropía del sistema, 2) la disminución de la entropía del entono y 3) la contribución de la entropía de la mezcla.

Si se estudia el proceso inverso 2A → A2, cabe esgrimir un razonamiento parecido. Se sabe que la dirección que incrementa el desorden es aquella en la que unas moléculas de A se unen para formar A2. Da la impresión que el desorden retrocede, pero la verdad es que el Universo está subiendo la pendiente de la derecha de la gráfica de la entropía total de la Figura 1.6. Aunque se formen moléculas A2 a partir de A, de todas maneras la mezcla evoluciona hasta llegar a la misma composición intermedia de antes, que corresponde al máximo de entropía, o sea, un máximo desorden de éste Universo.

Se ha planteado que algunas reacciones químicas podrían generar desorden al permitir que la energía se escape hacia el entorno, llamadas reacciones exotérmicas. Y que otras reacciones tienen lugar tomando energía del entorno, llamadas reacciones endotérmicas, y la usa para generar dentro del sistema, más desorden del que se había eliminado en el entorno. La dirección natural de cualquier tipo de reacción, ya sea exotérmica o endotérmica, es hacia la dirección de la máxima entropía del universo y es en este sentido que se dice que las reacciones químicas se parecen al proceso físico de enfriamiento.

Cuando se habla de las reacciones químicas, es preciso distinguir entre dirección de los procesos naturales y la velocidad en que se producen.

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Espontáneo significa que es un proceso natural, un proceso que se realiza sin que se necesite aportar trabajo para ello. Pero la espontaneidad no es la única clave para explicar las reacciones químicas. Con la dispersión se vio que era la clave para explicar la dirección de las reacciones, pero también ayuda a explicar la velocidad con que avanza la reacción. La velocidad de reacción depende claramente de la frecuencia con que los átomos alcancen amplitudes grandes en la vibración de sus enlaces, permitiendo acercarse a otros que están en la misma condición y así formar un enlace de menor energía como producto. Por lo tanto, los productos de la reacción son el resultado del ordenamiento de átomos acaecidas por azar y mantenidas luego por dispersión de la energía. El ritmo de estas transformaciones espontáneas depende del grado en que los átomos puedan situarse en posiciones cuyas longitudes de enlace resulte más o menos expuestos a que se rompan.

El avance de la reacción depende de la capacidad que poseen los átomos de vibrar en una forma vigorosa alrededor de sus posiciones de equilibrio, esto implica que se haya dado una acumulación de movimiento térmico, lo que a su vez implica, una densa acumulación de energía. La velocidad de reacción depende de la frecuencia con la se crean estas acumulaciones.

La energía que se ha de acumular para que una partícula intervenga en una reacción se denomina Energía de Activación. La facilidad con que esta energía se alcanza, depende de la temperatura, ya que la probabilidad de que un número elevado de átomos en estado excitado, vibrando, se acumulen cerca a otro depende de la proporción de átomos que se hallen en dicho estado. Si la proporción es alta, es muy probable que ésta acumulación se produzca con frecuencia y que los choques tengan éxito. La probabilidad de que se acumule energía de activación a cierta temperatura viene dado por la expresión denominada: La probabilidad de estados excitado de Boltzmann (P). Esta expresión garantiza que las velocidades de reacción aumentan con la temperatura, que es lo que suele suceder. La expresión que recoge lo dicho es:

P = e-(energía de activación, temperatura) (3,7)

3.1.1.11. Trabajo útil de una reacción química.

El hombre inicialmente utilizaba la reacción de combustión para generar calor y hacer confortable la vivienda. Tardó millones de años para aprovechar el calor generado en la reacción de combustión, para generar trabajo a voluntad y no depender de los animales.

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La máquina de Carnot permite generar trabajo con el movimiento coherente del pistón en su carrera de potencia. Así mismo, la Termodinámica posibilita el cálculo de la cantidad de trabajo que se puede obtener cuando sucede una reacción, de tal modo que no toda la energía producida por esta, se desperdicie en movimiento incoherente.

Figura 3.8. Variación de entropía que se produce durante el curso de una reacción química.

Josiah Willard Gibbs desarrolló la de aplicación de la Termodinámica a la química. Convirtió a la Fisico-Química en una ciencia deductiva (Sposito, 1989). Gibbs, representa la unión intelectual entre la máquina de vapor y las reacciones químicas. Kelvin, Joule y Clausius habían establecido el formalismo de la Termodinámica y a Boltzmann le correspondió profundizar en ella para obtener justificaciones microscópicas; pero se debe a Gibbs la máxima generalización de los dominios de la disciplina.

Para explicar como se obtiene trabajo de una reacción química, se considera una reacción que libera energía en forma de calor a su entorno, reacción exotérmica, se supone que la reacción reduce la entropía del sistema al permitir la salida de energía. Se desea, además, que toda la energía que produce la reacción no se utilice totalmente para calentar el entorno, sino también, se use para realizar trabajo.

Aunque no se puede disponer de toda la energía liberada por la reacción para realizar trabajo, se puede permitir que parte de ella se escape en forma de calor y se genere suficiente entropía en el entorno para que el proceso sea espontáneo y que la energía restante se transforme en trabajo. Aquí cabe la pregunta: ¿Cuál será la mínima cantidad de energía que se debe

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ceder al entorno en forma de calor para que la entropía generada resulte suficientemente alta y la reacción sea espontánea?

La reacción reduce la entropía del sistema en una cantidad que se denomina cambio de entropía (∆S); para que la reacción se produzca espontáneamente, debe producirse como mínimo, la misma entropía en el entorno, que se calcula como: calor suministrado/temperatura, por lo que, la mínima energía que la reacción exotérmica ha de suministrar en forma de calor al entorno se obtiene al igualar éstas dos expresiones y despejar la magnitud calor suministrado:

Calor minimo Temperatura x S= ∆

Por lo tanto, la energía disponible para generar trabajo será la diferencia entre la energía total liberada en la reacción y la cantidad mínima de energía que se debe ceder al entorno en forma de calor. El producto de esta diferencias se denomina energía libre; función que permite juzgar los recursos energéticos de las reacciones químicas. Es la energía para realizar trabajo y viene dada por la expresión:

Energía libre = (Energía total liberada - Calor mínimo cedido)

Energía libre = (Energía total liberada - T∆S) (3.8)

Existen otras reacciones, las reacciones endotérmicas, en las cuales la entropía del sistema aumenta porque gana energía del entorno en forma de calor. En estas condiciones, se deja que fluya energía en forma de calor hacia el interior del sistema, con reducción de la entropía del entorno y que vuelve a emerger hacia el exterior en forma de trabajo, proceso que no modifica la entropía. Es decir, si la reacción libera energía se puede extraer toda en forma de trabajo y convertir en movimiento coherente la energía que el sistema ha extraído del entorno en forma de calor. Por consiguiente, se obtiene más energía de la reacción en forma de trabajo que la que se hubiese sacado en forma de calor, las reacciones según éste comportamiento se denominan convertidores de energía: convierten la energía de baja calidad del entorno en trabajo útil, o energía de alta calidad.

La importancia del concepto de energía libre radica en dos interpretaciones de su significado:1) Indica la cantidad máxima de trabajo que se puede obtener de una reacción química que se desarrolla en contacto térmico con el entorno y 2) Remite a la espontaneidad de una reacción. Si un proceso puede realizar trabajo, será espontáneo. Así, si en un proceso la energía libre disminuye durante la reacción, ésta será espontánea en esta dirección. Las reacciones químicas tienden a disminuir la energía libre.

316

Figura 3.9. Variación de entropía que se produce durante el curso de una reacción químicas que gana energía en forma de calor de su entorno.

La caída de las reacciones hacia valores más bajos de energía libre, no pueden interpretarse literalmente como una caída hacia estados de menor energía. La única Ley para los procesos espontáneos es que la entropía del universo aumenta. De hecho, la energía libre no es más que una forma enmascarada de expresar la entropía total del universo, a pesar de que lleve el nombre de energía.

Un ejemplo para explicar como obtener energía libre de una reacción es el siguiente: Si se introduce un perdigón de hierro en una solución de cobre, en la superficie del perdigón se depositan átomos de cobre y el perdigón se disuelve lentamente. Los iones de cobre capturan los electrones del hierro y se convierten en átomos de cobre, mientras los átomos de hierro pierden sus electrones y pasan a la solución en forma de iones. El proceso sucede en dos etapas: la captura de electrones por los iones de cobre y la pérdida de electrones por los átomos de hierro. El proceso es espontáneo porque se incrementa la entropía del universo; en otras palabras corresponde a una disminución de la energía libre.

Cuando se arroja un pedazo de hierro a una solución de cobre, se intercambian los electrones en direcciones incoherentes entre el hierro y el cobre. De esta forma no se produce un movimiento coherente de electrones o trabajo eléctrico. Será el mismo caso de una hoguera, cuando la energía almacenada en el leño, se convierte en movimiento térmico, en calor.

Si el cobre y el hierro están en compartimientos separados, pero unidos externamente por un conductor, la tendencia del hierro y del cobre a intercambiar electrones produce un flujo coherente y ordenado de electrones a través del cable que los une. La corriente eléctrica que se

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genera en la reacción, podrá producir trabajo. Será el mismo caso de la máquina térmica.

3.2. Aspectos formales

En esta parte se establecen ciertas ecuaciones de la termodinámica clásica, desarrolladas sobre la base de lo expuesto inicialmente. De estas ecuaciones se presentan únicamente las expresiones, sin profundizar en su desarrollo, la cual se encuentra en textos de termodinámica. Se alienta al lector a que consulte la bibliografía recomendada (Castelan, 1974; Sposito, 1981, 1989).

3.2.1. Tipos de sistemas

Los sistemas a los cuales se les aplican los métodos de la termodinámica están formados por los contenidos dentro de un volumen de dimensiones macroscópica. Los límites de este volumen lo separan del mundo exterior o entorno. El sistema y el entorno constituyen el Universo.

Es útil clasificar los sistemas termodinámicos de acuerdo al intercambio de energía, calor y trabajo, y de materia a través de sus límites. Así, es posible distinguir los sistemas aislados, los cuales no intercambian ni materia ni energía con su entorno, los sistemas cerrados, que intercambian energía pero no materia y los sistemas abiertos, los cuales intercambian materia y energía.

3.2.2. Propiedades extensivas e intensivas.

Propiedades de los sistemas como la masa y el volumen son definidos como un todo y son llamadas propiedades o variables extensivas. Tales variables son aditivas; así, la masa total del sistema es igual a la suma de cada una de las masas diferentes partes que lo conforman. Son variables que dependen del tamaño del sistema. Otras variables como la presión y la temperatura que tienen igual valor en cualquier parte del sistema son llamadas propiedades o variables intensivas y son variables que no dependen del tamaño del sistema.

3.2.3. El primer principio de la termodinámica.

El estado de un sistema puede ser definido por medio de variables extensivas e intensivas, como volumen, número de moles y presión. Cualquier función que pueda ser expresada en términos de estas variables es llamada función de estado del sistema.

El principio de conservación de la energía será introducido con mínimo detalle. Es el resumen de una vasta experiencia. Nadie ha podido construir una máquina que pueda generar trabajo sin consumir combustible. Esto se expresa como una ley: “La energía no se puede crear ni destruir”. En su

318

forma general, este principio postula la existencia de una función de estado, llamada energía del sistema. Se planteó anteriormente que existen dos formas de transmitir energía a un sistema, ellas son el trabajo y el calor. Por ejemplo, se puede transmitir energía a un recipiente con agua, el sistema, agitándolo vigorosamente, con el fin de aumentar su temperatura. Para aumentar la temperatura de 20 a 25 C a 500 cm3 de agua, es necesario suministrarle energía por un valor de 10.4 KJ. Esto equivale a que un motor con una potencia de 100 W agite unas paletas dentro del agua, durante 104 segundos. O dejar caer, desde una altura de 106 m, una masa de 10 kg que este unidas a una polea y mueva las paletas. Conocido como el Experimento de Joule. Otra forma de aumentar la temperatura del agua es sumergiendo en ella un calentador y generando 10.4 KJ de calor; es decir, haciendo funcionar el calentador de 100 W durante 104 segundos. En los ejemplos anteriores se le transmitió la misma energía al sistema en dos formas diferentes: con trabajo o con calor.

La energía transferida como trabajo se escribe como w. Si el trabajo se hace sobre el sistema, w es positivo y si este es realizado por el sistema w es negativo. La energía transferida como calor se expresa como q. Si se transfiere energía como calor al sistema, q es positivo. Si se transfiere desde el sistema al entorno, q es negativo.

La primera ley se puede expresar en función de w y q. Se designa a la energía que posee el sistema, su energía interna, como U; el cambio de la energía interna cuando se transfiere energía al sistema como calor o como trabajo, se escribe ∆U, por lo que el cambio de energía interna es:

∆U = w + q (3.9)

Cuando un gas se expande contra una presión p, el trabajo realizado para un cambio infinitesimal de volumen dV será:

dW = -pdV

Si durante la expansión, la presión del gas está casi exactamente compensada por la presión externa, el proceso es reversible. En general, un proceso reversible es el que puede tener lugar en sentido inverso mediante una modificación infinitesimal de las condiciones externas.

Supóngase que se transfiere energía como calor a 500 cm3 de agua en un recipiente abierto a la atmósfera. Además de aumentar la temperatura, el agua se expande y empuja la atmósfera. Este empuje significa que el sistema hace trabajo sobre el entorno. En otras palabras, cuando una cantidad de energía q, se transfiere a un sistema abierto a la atmósfera, el cambio en la energía interna del sistema no es simplemente ∆U = q, porque

319

simultáneamente éste pierde algo de energía al empujar la atmósfera. La cantidad que toma en cuenta automáticamente esa pérdida es la entalpía, H. Así, se tiene que el cambio de entalpía, ∆H, de un sistema es:

∆H = q (3.10)

q: transferido a presión constante.

Cuando la misma cantidad de energía se transfiere a volumen constante, de manera que no se puede hacer trabajo sobre el entorno, existe un cambio en la energía interna de magnitud igual a q:

∆U = q (3.11)

q: transferido a volumen constante.

El cambio de volumen en los líquidos cuando se transfiere energía a presión constante es normalmente pequeño y la energía que se pierde como trabajo es igualmente pequeña, por lo que ∆H y ∆U son casi iguales. Sin embargo las reacciones que incluyen gases producen con frecuencia grandes cambios de volumen, por lo que se realiza mucho trabajo. Para estas situaciones ∆H y ∆U pueden ser significativamente distintos.

Los procesos que suceden en la naturaleza suceden a presión constante, por esto es el interés que se pone en la entalpía. Una vez conocidos los cambios de entalpía que tienen lugar durante las reacciones, se puede saber cuanta energía gana o cede como calor una reacción, cuando se efectúa a presión constante.

3.2.4. El segundo principio de la termodinámica

El segundo principio postula la existencia de una función del estado, llamada entropía, S. Palabra que viene del griego que significa evolución. Relacionada con los intercambios calóricos con el entorno. Pero, contrariamente a la energía, la entropía no se conserva. Ella posee las siguientes características.

- La entropía de un sistema es una propiedad extensiva. Si el sistema consta de varias partes, la entropía total es igual a la suma de la entropía de cada una de las partes.

- El aumento de entropía se representa por la suma de dos términos relacionados. Uno ∆Se, con el aporte externo de entropía al sistema, y el otro, ∆Si, con la producción de entropía dentro del propio sistema:

∆S = ∆Se + ∆Si (3.12)

El Segundo Principio se resume en la siguiente desigualdad:

320

∆Si > 0 (3.13)

Lo que significa que los fenómenos irreversibles que se desarrollan dentro del propio sistema, solo pueden generar entropía. Para un sistema aislado, el flujo de entropía, ∆Se, es nulo. De esta forma se llega al enunciado clásico:

∆S > 0 (3.14)

El signo de igualdad se alcanza en un estado particular, el estado de equilibrio al que llega el sistema al cabo de un largo lapso de tiempo. Por lo tanto, el Segundo Principio implica que, para un sistema aislado, llamado universo, existe una función del estado instantáneo del sistema, la entropía S, que inevitablemente aumenta con el transcurrir del tiempo. Así, la entropía de un sistema aislado es máxima en condiciones de equilibrio termodinámico.

El comportamiento de la función de entropía provee un criterio que capacita para detectar la presencia de procesos irreversibles. Por lo que solamente el criterio general de irreversibilidad esta dado por la producción de entropía de acuerdo a las ecuaciones (3.13) y (3.14).

3.2.4.1. Entropía de las sustancias.

Para definir la entropía, S, de un sistema se indica que, cuando se transfiere una cantidad de calor, dq, de forma reversible a un sistema a temperatura T, su entropía varía de acuerdo con la ecuación;

dS = dq/dT (3.15)

De esta expresión y de la información anterior, se tiene que la entropía de una sustancia a la temperatura, es S(T) y guarda relación con su entropía a T = 0 mediante la relación siguiente:

( ) ( )S T SC

TdT

pT

= + ∫00

(3.16)

En consecuencia, midiendo la capacidad calórica desde baja temperatura hasta la temperatura deseada, se puede calcular el valor de la entropía. Se obtienen entropías basadas en la Tercera Ley de la Termodinámica estableciendo que la S(0) = 0 para las formas cristalinas perfectas de las sustancias.

Se puede calcular la variación de entropía asociada a algunos procesos simples. La variación de entropía durante la expansión isotérmica de un gas ideal desde un volumen V1 hasta un volumen V2 es igual a:

321

∆S = nRlog(V2/V1) (3.17)

La variación de entropía cuando n1 moles de un gas perfecto se mezclan con n2 moles de otro gras perfecto a presión y temperatura constantes se obtiene la siguiente ecuación:

∆S = nR[X1logX1 + X2logX2] (3.18)

donde n = n1 + n2 y X1 y X2 son las razones molares n1/n y n2/n, respectivamente.

La definición matemática de entropía conduce a una forma de medición de entropías mediante un experimento directo de laboratorio con un calorímetro, así se pueden compilar tablas como las que se presentan en los textos de Termodinámica.

3.2.4.2. Cambios de entropía

El cambio de entropía cuando los reactivos se convierten completamente en productos se puede calcular fácilmente tomando las combinaciones apropiadas de las entropías de las tablas. Los valores tabulados se refieren a estados estándares de los componentes, por ejemplo, para una reacción de oxidación de hierro, el cambio de entropía que se obtiene a partir de estos datos, es el valor del oxígeno gaseoso a 1 atm de presión que se combina con el hierro sólido y reacciona completamente para producir un óxido sólido.

Como ejemplo del empleo de los datos tabulados, se considera la formación del óxido de hierro a 25 C a partir de oxígeno y de hierro. El cambio de entropía molar ∆Sm, que acompaña a la reacción:

4 Fe(S) + 3O2(g) ↔ 2Fe2O3(s)

con todas la especies en estado estándar es:

∆Sm = (Suma entropía productos) - (Suma entropía de reactivos)

∆Sm = 2(87.14) - 4(27.3) - 3(205.0) = -549.4 Jk-1

En esta reacción hay una gran disminución de entropía del producto debido a que el oxígeno, altamente disperso, reacciona para formar un sólido. El punto interesante acerca de este resultado es que se pudo asignar un valor numérico a la reducción de la dispersión ocasionada por la reacción. Queda faltando explicar por qué esta reacción es espontánea, irreversible. El cálculo muestra que se tiene una disminución de la entropía. El aspecto que falta es que todavía no se ha tenido en cuenta el cambio de entropía en el entorno.

322

El cambio de entropía en el entorno, resulta sencillo de calcular en base a la energía que se transmite del sistema, el vaso de reacción, en forma del calor al entorno que está a presión constante, lo que se denomina entalpía. Si la entalpía de reacción es ∆H y la temperatura es T, entonces el cambio de entropía del entorno está dado por:

∆Se = - (∆H/T) (3.19)

La ecuación (3.19) proviene de la definición matemática de la entropía. Esta ecuación concuerda con el sentido común sobre la forma como las reacciones afectan la dispersión de la energía. Si la reacción es exotérmica, la energía que libera en forma de calor al entorno incrementa su entropía y esto es lo que dice la ecuación (3.13), ya que en el caso de una reacción exotérmica ∆H es negativo y por tanto, ∆Se es positivo, correspondiendo a un aumento de la entropía.

Los cambios de entropía en el entorno que acompañan a las reacciones químicas se obtiene fácilmente a partir de los valores tabulados de entalpía de reacción. Para el caso que se viene tratando, la oxidación del hierro, la entalpía estándar de reacción es de -1648.4 KJ mol-1 y el cambio de entropía molar estándar del entorno a 25 C (298.15 K) es:

∆Se = -(-1648.4)/298.15 = 5529.0 JK-1

De esta forma se tiene un incremento de entropía en el entorno, que se produce porque la reacción libera energía en forma de calor.

El cambio total de entropía ∆S es la suma de los cambios de entropía que tienen lugar en el vaso de reacción, ∆Si, y en el entorno, ∆Se. Por consiguiente, según la ecuación (2.6) se puede escribir:

∆S = ∆Se + ∆Si

∆S = ∆H/T + ∆Si

∆S = 5529 - 549.4 = + 4979 JK-1

Esto significa que por cada 4 moles de hierro convertidos en dos moles de Fe2O3 hay un aumento global de la entropía del universo de 4979 JK-1, es una cantidad grande y positiva, por lo tanto, es una reacción espontánea. Esta es la razón de la corrosión del hierro y para eliminarla hay que evitar que el oxígeno se acerque al hierro, por ejemplo, pintando las superficies férricas.

323

3.2.5. La función de Gibbs.

La tendencia natural de una reacción a ocurrir bajo condiciones dadas, depende del valor de ∆S (total). Una cantidad que se compone de dos partes. Una es el cambio de entropía en el vaso de reacción, el sistema, la otra indica la magnitud de dispersión de energía en el entorno y se calcula en base a la entalpía de la reacción. Por consiguiente el cambio total de entropía será la suma de estas dos entropías relativas a la reacción:

∆S (total) = - ∆H /T + ∆S (3.20)

Donde ∆H es la entalpía de la reacción y ∆S es el cambio de entropía del sistema reaccionante.

Para usar la ecuación (3.20) es necesario conocer la entalpía de reacción y la entropía de las especies químicas. Es conveniente reunir estos dos datos en uno solo, lo que se logra si se multiplica la ecuación (3.20) por -T, se tiene:

-T∆S (total) = ∆H - T∆S (3.21)

La cantidad -T∆S (total) recibe el nombre de función de reacción de Gibbs y se designa por ∆G. La ecuación (3.21) queda de la forma siguiente:

∆G = ∆H + T∆S (3.22)

La variación de la Energía Libre de Gibbs de un proceso coincide con el trabajo máximo no mecánico (es decir excluido el de expansión) que el proceso puede desarrollar a presión constante. Así, un cambio infinitesimal a temperatura constante es:

dG = dH – TdS (3.23)

dH = dU + pdV + Vdp (3.24)

dU = dq = dw (3.25)

en condiciones reversibles:

dq = TdS (3.26)

dw = -pdV + dwextra

Teniendo en cuenta todas estas relaciones, se deduce:

dG = Vdp + dwextra (3.27)

si la presión es constante dp = 0 y

dG = dwextra (3.28)

324

El trabajo realizado por el sistema tiene signo opuesto al trabajo realizado sobre el sistema, por lo tanto, el trabajo máximo que puede hacer un sistema en un determinado proceso a temperatura y presión constantes será:

dwextra = dG (3.29)

Esta es una de las ecuaciones más relevantes en termodinámica y se llama también Energía Libre de Gibbs. Lo importante de esta función es que indica a simple vista si una reacción tiene o no tendencia a ocurrir. Se sabe que una reacción tiene tendencia a ocurrir si ∆S (total) es positivo. En términos de ∆G, que es proporcional a ∆S (total), una reacción tiene tenencia a reaccionar si ∆G es negativo. Para un gran número de reacciones ∆H es mayor que T∆S, por lo que en estos casos ∆G es igual a ∆H, como una aproximación inexacta. Por lo que, las reacciones exotérmicas que tienen un ∆H negativo, tiene un ∆G negativo y por consiguiente, es espontánea. Una reacción endotérmica, con ∆H positivo, será espontánea si T∆S es lo suficientemente grande, ya que solo así, la diferencia ∆H - T∆S será negativo. Las reacciones espontáneas exotérmicas son inducidas por la gran cantidad de entropía que generan en el entorno; las reacciones espontáneas endotérmicas son inducidas por la gran cantidad de entropía generada en la propia mezcla de reacción.

Cuadro 3.2. Variables, funciones termodinámicas y ecuaciones de estado.

Variables Unidades Funciones Ecuaciones Temp (T) K Entalpía (H) dH = TdS + VdP Entropía (S) JK-1 Energía libre Helmhltz (A) dA = -SdT – PdV Presión (P) KPa Energía libre Gibbs (G) dG = -SdT+ VdP Volumen (V) L Energía interna (E) dE = TdS – PdV Pot Qco (µ) Jmol-1 Cantidad mol

El desarrollo de la termodinámica teórica puede ser muy detallado, pero su utilidad puede ser observada solamente si las expresiones se pueden medir. Por ejemplo, el cambio de entalpía (∆H) en el cuadro 3.2 puede ser descrito por la ecuación dH = dq + VdP; si dP = 0 (proceso a presión constante), luego dH = dqp. Esta expresión es particularmente útil para determinar los efectos de la temperatura, ya que a la capacidad calórica, Cp, a presión constante se puede medir, ecuación (3.16).

En ausencia de trabajo externo qp = ∆H. Bajo condiciones de presión y temperatura constantes, el estado del sistema está caracterizado por dG.

325

Para trabajos reversibles los cambios son:

dG = -VdP + SdT < 0

Y para cambios reversibles:

dG = -VdP + SdT = 0

Estas ecuaciones son aplicadas a sistemas de composición química constante, es decir dni = 0. Cundo cambia la composición química de la especie i se tiene:

i

njTPnjTnjTP

dnn

GdP

P

GdT

T

GdG

,,,,,

∂∂

+

∂∂

+

∂∂

= (3.30)

3.3. Termodinámica de los procesos alejados del equilibrio.

Hasta ahora se ha presentado el criterio que indica si, dados dos estados de equilibrio cualesquiera, el paso desde el primero hasta el segundo es o no posible en las condiciones en que se encuentra sometido el sistema. Es decir, se caracterizan los cambios de estado. En cambio no se ha visto con qué velocidad evolucionan los procesos posibles entre los dos estados del sistema. Siendo de gran importancia esta segunda información, como se presenta en el siguiente ejemplo: Para que una reacción exotérmica, que desprende energía en forma de calor al entorno, se lleve a cabo de la forma más completa posible, es decir, que los reactivos se conviertan totalmente en productos, conviene que se realice a baja temperatura. Esta información es la que aporta la termodinámica de equilibro. Sin embargo, a bajas temperaturas, la reacción es muy lenta (ver ecuación 3.7). Con fines prácticos se debe llegar a un compromiso entre dos situaciones: el máximo rendimiento termodinámico aconseja la menor temperatura posible, mientras que la cinética no recomienda bajar la temperatura. Así, que no se debe ignorar ninguna de las dos informaciones que se tienen. Ya se ha presentado la termodinámica del equilibrio y se hace necesario hablar de la termodinámica de los procesos irreversibles que estudian los factores cinéticos y los estados estacionarios fuera del equilibrio. La diferencia entre un estado de equilibrio y un estado estacionario fuera de equilibrio radica en que para mantener este último hay que suministrar continuamente energía al sistema, lo cual no es necesario cuando el estado es de equilibrio. Por tanto, es importante tomar en consideración los estados estacionarios fuera del equilibrio para determinar cuánta energía por unidad de tiempo necesita el sistema y de qué factores depende esta energía.

326

Se presenta a continuación las ideas generales de termodinámica lineal de los procesos irreversibles. La parte no lineal solo se menciona en algunos casos. Se ha dicho antes que la variación de entropía está definida por:

T

dqdS r=

donde dqr es la energía en forma de calor intercambiada entre el sistema y el entorno cuando aquel evoluciona de forma ideal y reversible desde el estado inicial al estado final. Si en vez de utilizar el calor dqr intercambiado en el proceso ideal reversible, se utiliza el calor dq intercambiado en el proceso real, se tiene:

SdT

dqdS e=≥ (3.31)

La igualdad se aplica sólo si el proceso es reversible y deS se refiere al intercambio de entropía del sistema con el exterior. La desigualdad (3.31) se puede escribir en la forma de igualdad como:

dS = diS + deS (3:32)

donde diS representa la entropía producida en el propio sistema. Esta igualdad expresa que la entropía del sistema puede variar por dos motivos: 1) por transporte de entropía a través de las paredes del sistema (deS), este intercambio puede ser positivo, si entra entropía desde el exterior, o negativo, si el sistema cede entropía al exterior, 2) hay una producción o creación de entropía en el interior del sistema, diS. Este término, según la Segunda Ley de la termodinámica, ha de ser positivo. En un proceso reversible, diS = 0, es decir, la variación de entropía se debe exclusivamente al intercambio con el exterior, sin que la entropía total aumente. En un proceso irreversible, en cambio diS ≥ 0. Obsérvese que en un sistema aislado, en el cual es imposible un intercambio con el exterior deS = 0, entonces: dS = diS ≥ 0 y recuperar el criterio, según el cual en un sistema aislado la entropía solo puede crecer, figura 3.10.

Se estudia ahora el caso de un sistema aislado dividido en dos compartimientos de volumen fijo que pueden intercambiar energía y materia. En este caso, se puede expresar la variación de energía interna total en función de las variaciones de la energía interna de cada uno de los subsistemas. Como el sistema global está aislado, la energía interna total es constante, y se tiene:

dU = dU1 + dU2 = 0

327

Figura 3.10. Las dos partes que constituyen la entropía de un sistema: diS o producción de entropía debida a los procesos irreversibles del sistema. Y deS corresponde al intercambio de entropía con el mundo externo. Para un sistema aislado, deS = 0, por lo que la entropía aumenta indefinidamente como lo muestra la gráfica (Prigogine, 1990).

Si se supone también que la cantidad total de moles (N) de cada componente es constante ya que en el sistema no hay reacciones químicas, sino sólo transporte, se tiene para todos los componentes i del sistema:

dNi = dNi1 + dNi2 = 0

Se quiere estudiar cuáles son los procesos posibles en el interior de este sistema aislado. El criterio viene dado por la variación de la entropía total del sistema:

dS = dS1 + dS2 ≥ 0

Según la ecuación de Gibbs (3.30):

∑ −−− −+=j ii dNTdVpTdUTdS

111 µ

Donde T es la temperatura absoluta y µi el potencial químico de la especie i. Se tiene ahora:

∑ ≥−−−= −−−−

j ji dNiTTdUTTdS 01)()(1

221

1111

21

1 µµ (3.33)

Que se puede escribir de la manera siguiente:

328

∑ ≥=∆−∆= −−0)()( 1

11

1idNTdUTdS µ (3.34)

Donde:

∆(T-1) = (T1-1 – T2-1)

∆(µiT-1) = (µi1T1-1 - µi2T2-1)

La ecuación (3.34) expresa de forma matemática dos hechos ya mencionados: 1) el calor se transmite de lo caliente a lo frío, ya que si T1 > T2 entonces: ∆T-1 < 0 y por lo tanto dU1 < 0, es decir, el sistema más caliente pierde energía en forma de calor que se cede al sistema más frío; 2) la materia se transmite de la zona de potencial químico más alto a las de potencial más bajo, ya que si µi1 > µi2, entonces: ∆(µiT-1) > 0 y dNi1 < 0, que significa que el subsistema 1 pierde materia de la especie i, que se cede al subsistema 2.

Hasta ahora se ha tenido fuera el tiempo ya que en los procesos de equilibrio no interviene. La termodinámica de los procesos irreversibles se ocupa de la velocidad con que se producen los procesos, y se tiene que hacer intervenir el tiempo. Dado que la entropía juega un papel central en termodinámica, se trata de ver cómo varía la entropía con el tiempo. Al diferenciar la ecuación (3.34) con respecto al tiempo se tiene:

0))(()( 111

11 ≥∆−∆= −− ∑dt

dNT

dt

dUT

dt

dS i

iµ

Esta expresión es la suma de productos, es decir, es una ecuación bilinial, la cual toma la forma de la ecuación (3.35) y a sus componentes se les denominan flujos termodinámicos de energía y de materia:

)(

)(

1

11

dt

dNAJi

dt

dUAJ i

−

−

=

= (3.35)

donde A es el área del sistema normal de flujo. Un flujo indica pues, la variación de una magnitud por unidad de área y de tiempo. En otras palabras, indica cuánta energía o materia atraviesa la superficie de separación entre los dos subsistemas por unidad de área y por unidad de tiempo.

El ritmo de variación de la entropía total del sistema o producción de entropía, entropía que se crea por unidad de tiempo, se puede escribir de la manera siguiente:

329

∑ ≥∆−+∆= −−

i iu TTJAdt

dS0)()(( 11 µ (3.36)

Las condiciones de flujo de materia y energía generan los siguientes tipos de sistemas (Reichardt, 1985):

1) Flujo en equilibrio dinámico (steady state) o también denominado de régimen permanente en el cual el flujo es constante. Para este caso dS/dt = 0. El régimen permanente se caracteriza por la invariabilidad del sistema con respecto al tiempo y varía con la posición (x), dS/dx ≠ 0.

2) Flujo variable o régimen transitorio, en este estado los potenciales termodinámicos pueden variar con el tiempo y lógicamente con la posición.

3) Sin flujo o equilibrio termodinámico, los gradientes de los potenciales termodinámicos son iguales a cero y no varían con la posición.

En la termodinámica de equilibrio se vio que los sistemas tienden a minimizar la energía libre de Gibbs o a maximizar la entropía u otros potenciales termodinámicos, según las condiciones que se encuentren. Prigogine (1983) demostró que en ciertas condiciones la producción de entropía en los estados estacionarios es mínima. Este teorema permite tratar en ciertas formas la producción de entropía como un potencial termodinámico fuera de equilibrio, y ello con el fin de determinar los estados estacionarios y estudiar su estabilidad. Así pues, el estado de mínima producción de entropía se caracteriza por un valor nulo de flujo de materia o, dicho en otras palabras, es un estado estacionario respecto al transporte de materia.

Según el teorema de Prigogine, el sistema tiende a la mínima producción de entropía, que, en ausencia de restricciones sobre las fuerzas, es el que tiene producción de entropía nula. En este caso el sistema tiende hacia el estado de equilibrio caracterizado por que los flujos de energía y materia sean nulos (Ju = 0 y Ji = 0). Si exteriormente se mantienen flujos en un valor fijo distinto de cero, el sistema no alcanza ningún estado de equilibrio, sino que tiende hacia el estado estacionario caracterizado por la mínima producción de entropía compatible con la condición fijada. Este teorema puede ser aplicado a sistemas biológicos en el estudio calorimétrico de crecimiento de colonias de bacterias. Si se supone como hipótesis que el calor disipado, medido con microcalorímetro, está directamente relacionado con la producción de entropía por el mismo sistema debido a su crecimiento, los resultados calorimétricos conducen a una etapa de rápido crecimiento de producción de entropía, que llega hasta un máximo y disminuye después hasta un valor mínimo positivo, donde el sistema permanece en estado

330

estacionario. En esta última etapa la colonia ya no crece, ha alcanzado el máximo de su capacidad y se limita a mantenerse, puede ser descrita por ecuaciones lineales y tiende hacia la mínima producción de entropía.

La aparición de términos no lineales en las ecuaciones que se aplican a un sistema puede conducir a una inestabilidad termodinámica, a partir de las cuales el sistema puede presentar distintos tipos de ordenamiento temporal y morfológico. Si el sistema se mantiene lejos de equilibrio, por aportes de materia y energía, y se dan las condiciones no lineales que actúen entre los distintos elementos del sistema, pueden aparecer espontáneamente nuevas estructuras y tipos de organización que se denominan por Prigogine (1983) “estructuras disipativas”.

El ejemplo mas conocido de estructura disipativa es el comportamiento de un fluido sometido a un gradiente de temperatura, denominado el problema de Rayleigh-Bérnard. Consiste en calentar un fluido de densidad y viscosidad conocidas mantenido entre dos placas horizontales paralelas y separadas por una distancia pequeña. El calentamiento se produce en la placa inferior, la temperatura de la cual, T2, se puede regular y variar. La temperatura de la placa superior, T1, se mantiene constante debido a algún método de refrigeración. El índice de dilatación térmica del fluido toma un valor dado, T1 es igual T2 y el fluido está en equilibrio térmico, sus propiedades son uniformes en el sistema, el fluido no se mueve, no se presenta ningún tipo de estructura.

Figura 3.11. Dispositivo de Rayleigh-Bérnard. Explicación en el texto.

Si se comienza a calentar la placa inferior, aumenta T2, el fluido en contacto con ella se irá dilatando y por lo tanto es menos denso; por el principio de Arquímedes el fluido comenzará ascender. Esta tendencia al desequilibrio es contrarrestada en principio por los efectos disipativos: 1) por un lado, la viscosidad del fluido, es decir su fricción interna, ejerce una fuerza que impide el desarrollo del movimiento, 2) la conductividad térmica del fluido hace que, en lugar de acumular energía y dilatarse, deje pasar buena parte del calor, lo que disminuye la dilatación.

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Cuando la diferencia entre T1 – T2 es pequeña los efectos disipativos que se oponen al movimiento son superiores a los efectos de dilatación, de manera que el fluido permanece inmóvil. El calor pase a su través por conducción térmica, sin movimiento macroscópico del fluido, y no se presenta ninguna estructura en particular.

Cuando la diferencia T1 – T2 alcaza un valor crítico, el movimiento de ascensión de dilatación iguala a los efectos disipativos. Si la diferencia se hace ligeramente mayor el fluido comienza a moverse en forma ordenada, el fluido se divide en células cilíndrica horizontales de convección. En ellas el fluido gira en el plano vertical: en algunos puntos, el fluido caliente sube, una vez arriba, se enfría y su densidad aumenta de nuevo, causando un movimiento hacia abajo. Se observa que para un sistema suficientemente alejado del equilibrio, por suministro de energía en forma de calor, el sistema se estructura espontáneamente y desaparece cuando se deja de calentar y se igualan las temperaturas y se alcanza el estado de equilibrio.

Figura 3.12. Diagrama de bifurcación en la velocidad en el problema de Rayleigh-Bérnard.

Este problema ilustra la idea fundamental de cuando el sistema está cerca del equilibrio, es decir, cuando las diferencias de temperatura entre las placas es pequeña, el estado estacionario del sistema se caracteriza por una sencilla variación de la temperatura en función de la posición, entonces el sistema no presenta ninguna estructura especial, el fluido no se mueve. Si se grafica la velocidad del fluido en función de la diferencia de temperatura (T1 – T2) se tiene el esquema de bifurcación de la figura 3.11. Por debajo de la diferencia de temperatura crítica, el sistema no está estructurado y la velocidad es nula en todas partes. Al llegar a la diferencia crítica de temperatura, el estado de reposo se hace inestable y el sistema puede optar entre dos estados estructurados con cilindros paralelos, el primero de ellos gira hacia la derecha y el otro gira hacia la izquierda.

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El sistema lejos del equilibrio llega a una bifurcación de estados, en la que pasa por unas estructuras bien ordenadas en el tiempo y en el espacio. Si el sistema se sigue alejando del equilibrio, entra en una cascada de bifurcaciones, la complejidad de estas estructuras aumenta cada vez mas hasta llegar a un punto que es difícil reconocer estructura alguna, ni temporal ni espacial. Se llega a una situación denominada caótica vista desde el punto de vista macroscópico.

Ibáñez y otros (1991a) indican que ciertos suelos tienen comportamientos de estructuras disipativas como lo muestran en la evolución desde Cambisoles (Inceptisoles), Alisoles (Ultisoles en clima mediterráneo), Acrisoles (Ultisoles) a Podsoles (Espodosoles) tras ciertos cambios en el entorno de estos. Este tipo de comportamiento pedogenético parece ser de una estructura disipativa que alcanza un punto de bifurcación al cambiar las condiciones del entorno, inducida por el cambio de cobertura vegetal, manifestando un cambio cualitativo en el perfil y dinámica dentro de éste. Si se aplica el índice de entropía de Shannon y Weaver (1949) a la morfología del perfil (ejemplo que se presenta más adelante) se puede cuantificar el grado en que aumenta la complejidad estructural. Al llegar un flujo exterior de materia y energía a los suelos, lixiviación de sustancias orgánicas hidrosolubles de tipo polifenol, estos alcanzan un punto de bifurcación por acción de la queluviación.

Durante el transcurso de un gran número de procesos pedogenéticos se producen incrementos progresivos de complejidad estructural hasta que se alcanza un estado estacionario de escaso desarrollo morfogenético, lejos del equilibrio termodinámico, compatible con el entorno. En estos casos, el aumento de complejidad no requiere bifurcaciones, y es la parte lineal de la termodinámica, (figura 3.12). Lo anterior se puede deber a causas externas en Leptosoles (Molisol, Inceptisol, Entisol líticos) o por un dinamismos intrínseco en Vertisoles.

Los Vertisoles se caracterizan por tener arcillas de tipo expansivo, esmectitas, que pueden haber sido heredadas del material parental o de síntesis por la acción conjunta de contrastes estacionales climáticos con una abundancia de bases de cambio. Poseen pocos horizontes a causa de movimientos vérticos, presencia de caras de fricción y micro relieve de gilgai. Lo anterior los lleva a alcanzar en poco tiempo un estado estacionario lejos del equilibrio termodinámico comportándose como una estructura disipativa.

Estas estructuras en los Vertisoles pueden llegar a un punto de bifurcación por degradación ácida o por la formación de mesas de agua en el perfil. En

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este ambiente de reducción las esmectitas liberan iones ferrosos y sílice que atenúan las condiciones vérticas. Así, los Vertisoles evolucionan a otros tipos de suelos, ver figura 3.12. Si esto, ocurre la estructura disipativa alcanza un punto de bifurcación entrando en el régimen no lineal de la termodinámica, hasta que un cambio de organización lo retorne a un régimen lineal distinto al anterior al disminuir las condiciones vérticas y la formación de nuevos horizontes.

3.4. Entropía y procesos pedogenéticos.

A partir de la formulación de la ecuación de los factores de estado por Jenny (1941), numerosos pedólogos se han interesado por darle al suelo una apoximación termodinámica a su génesis (Simonson, 1959, 1985; Cline, 1961; Chesworth, 1973, 1976a 1976b; Runge, 1973; Yaalon, 1975) sin embargo, muchos de estos trabajos carecen de tratamiento termodinámico adecuado como lo presentan Smeck y otros (1983).

El suelo es un sistema abierto que intercambia materia y energía a través de sus fronteras. Operativamente, el sistema suelo puede dividirse en una serie de subsistemas susceptibles de tratamiento sistémico. Así mismo, la pedogénesis puede analizarse desde distintos puntos de vista, según las preferencias y la formación de los especialistas. En esta parte del capítulo se tratarán los procesos de alteración y formación de horizontes en relación la producción de entropía en el sistema suelo.

Desde el punto de vista termodinámico, un suelo es un arreglo de materia representada en tres fases, sólida, líquida y gaseosa, e igualmente es un reservorio de campos electroquímico y gravitacinal. Estas características, en unión con la superficie de la región macroscópica de espacio ocupada por el suelo se define como sistema suelo (Sposito, 1981). Así, el suelo es un sistema termodinámico que contiene materia y campos físicos y está limitado por una superficie de forma arbitraria. Esta superficie es llamada la pared termodinámica del sistema suelo. El sistema termodinámico que se somete a estudio está representado en la figura 3.1.

La célula para los sistemas biológico y el pedón para el sistema suelo representan los estados mas ordenados que las de sus precursores, por lo tanto sus entropía decrecerá a medida que se desarrolla la célula y el pedón. De acuerdo con la Segunda Ley, la entropía del entorno deberá incrementarse, dado que la entropía fluye desde un sistema abierto hacia su entorno. Los procesos que conducen a un mayor orden del sistema o niveles mayores de energía potencial en sistemas abiertos son causados por el flujo de materia y energía que llegan al sistema o por la degradación de la materia que está presente o ingresa (Ibáñez y otros, 1990). El pedón,

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como sistema abierto, podrá ordenarse en horizontes según estas entradas y salidas.

Según Simonson (1959) los cambios que ocurren en el suelo durante la evolución son una función de procesos de adiciones, pérdidas, transformaciones y transferencias de materiales dentro del sistema. Smeck y otros (1983) señalan que la formación de horizontes, equivalente a un incremento de organización morfológica, puede asociarse a un descenso de la entropía del sistema debido a su flujo hacia el ambiente es mayor al que se produce en los procesos irreversibles internos. Ibáñez y otros (1990) consideran que la producción de entropía en los procesos irreversibles debe relacionarse con la meteorización de la reserva de minerales alterables y a la formación de productos en equilibrio metaestables dentro del sistema suelo. Para que la formación de horizontes se lleve a cabo, es necesario que todas aquellas condiciones, procesos y factores, internos o externos, que produzcan la anisotropía macromorfológica posean mayor intensidad que los que tienden a generar su isotropía (Jenny, 1941). En otras palabras, tanto los factores ambientales como las dinámicas internas, pueden conducir al suelo hacia estados de mayor o menor entropía (Johnson y otros, 1987).

3.5. Evaluación cualitativa.

Smeck y otros (1983) tomaron la anterior consideración y elaboraron el cuadro 3.3. Los cambios de entropía, ∆S, debido a los procesos formadores tienen valores positivos y negativos según contribuyan a disminuir o aumentar el desorden del pedón.

Cuadro 3.3. Cambios relativos de entropía en función de los procesos formadores en 10 clases de suelos al nivel taxonómico de Orden (Smeck y otros, 1983).

Procesos que causan mezclas físicas por presión de expansión, por actividad biológica, coluviación y otros, se les asigna valores de ∆S

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positivos. Mientras que procesos de eluviación iluviación que tratan de disponer en profundidad los componentes sólidos en el perfil tienen valores de ∆S negativos. El orden asociado con la acumulación de materia orgánica tiende a disminuir la entropía. El cambio neto de entropía para los suelos del cuadro 3.1 debido a la pedogénesis, se estima en una forma subjetiva, asumiendo los cambios de entropía para cada uno los procesos listados que actúan en la formación de cada uno de los Órdenes de suelos.

Ibañez y otros (1991a) plantean el problema de si ciertas rutas pedogenéticas pueden finalizar en el estado de equilibrio termodinámico, y concluyen que los Oxisoles alcanzan este estado o uno más próximo. Los Oxisoles se asocian generalmente a paisajes muy antiguos y estables bajo climas tropicales húmedos, están altamente alterados y presentan muy pocos minerales meteorizables en la fracción arena. Entre los minerales secundarios formados predominan la caolinita y los sesquióxidos de hierro y aluminio y, en la fracción arena el cuarzo (Sánchez, 1976). La secuencia de alteración en estos suelos se ha visto que es: fersialización → ferruginización → ferralitización (Duchaufour, 1977). Estos procesos se caracterizan por una hidrólisis ácida, donde los protones los aporta el CO2, con ausencia de compuestos orgánicos, hacen que se liberen cantidades de silicio y cationes alcalinos y alcalinotérreos; como productos quedan los minerales arcillosos 1:1 y oxihidróxidos de hierro y aluminio. Morfológicamente los Oxisoles sufren un proceso de haploidización y pérdida de estructura morfológica. Los citados autores (Ibañez y otros (1991), plantean que desde un enfoque termodinámico los Oxisoles, suelos muy alterados, presentan las siguientes aspectos de interés:

- El agotamiento de la reserva de minerales alterables, aquellos con energía libre suficiente para procesos espontáneos, lo cual imposibilita las reacciones químicas necesarias para los procesos pedogenéticos.

- El proceso de haploidización o pérdida de estructura morfológica12, induce una progresiva isotropía del Polipedón, lo que conlleva a un aumento de entropía estructural del sistema (rama derecha del figura 3.10).

- La disminución de la diversidad mineralógica, según avanza la pedogénesis, tiene como resultado final la formación de unos pocos minerales secundarios en balance meta estable con el ambiente o de baja energía libre. A nivel mineralógico esto significa tener un incremento de la entropía y un descenso en la energía libre.

12 Clara diferenciación de horizontes, límites difusos entre horizontes.

Explicación del Dr. D. Malagón, IGAC.

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- Los procesos de erosión y transporte apenas afectan la pedogénesis y horizonación de los sedimentos en los nuevos lugares de depósito, a pesar de los insumos de más energía que representan. Desde el punto de vista termodinámico, este hecho puede interpretarse como un acercamiento paulatino al estado de equilibrio termodinámico y como consecuencia, como la progresiva pérdida de posibilidades de una futura evolución de disminución de la entropía o que se de un proceso de organización de desarrollo de estructura pedogénica.

- Los paisajes ligados a los Oxisoles son superficies tectogeomórficas estables en el tiempo y no suelen recibir nuevos ingresos de materiales y energía, salvo unos exiguos aportes eólicos y fluviales de estos ambientes. En todo caso, si estos son insuficientes para reactivar la pedogénesis, se puede hablar de un sistema pedomorfogenéticamente cerrado o cuasi cerrado. Si los aportes son significativos se estaría en un sistema abierto con posibilidades de evolucionar.

- Los Oxisoles están generalmente en climas cálidos y húmedos. Al aplicar la ecuación de energía libre (3.22), se deduce que la disminución de la energía libre es directamente proporcional al aumento de la temperatura. En condiciones de humedad adecuadas los suelos evolucionan hacia estados de equilibrio en forma directa con el aumento de temperatura.

- El tiempo que necesita el suelo para alcanzar el estado de equilibrio, en una misma región climática, dependerá exclusivamente del tipo de sustrato. De tal forma, es mas correcto hablar, termodinámicamente, de un tiempo interno (distancia relativa al estado de equilibrio, que es estimable como un operador de entropía) que del tiempo externo estimable en cientos o miles de años (Prigogine y Stengers, 1983).

La verificación de un incremento progresivo de entropía estructural de los suelos puede realizarse utilizando el índice de entropía derivado de la teoría de la información (Shannon y Weaver, 1949) como se presentará más adelante con ejemplos para varios procesos.

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Figura 3.10. Dinámica entrópica y desarrollo pedogénetico (Ibáñez y otros 1991a).

3.6. Evaluación cuantitativa.

El sistema suelo es multicomponente en su composición química y puede ser descrito por la entropía, como un medida de la dispersión de sus componentes químicos. Esta entropía irá disminuyendo en la medida en que alguno de los componentes en el sistema vaya predominando sobre los demás, por lo cual el sistema adquiera una distribución irregular; el sistema suelo se hace más ordenado. La entropía es máxima cuando existe una distribución completamente regular de dichos componentes, es decir, se tiene un sistema desordenado o en estado estable. En la figura 3.10 se representa la relación existente entre pedogénesis y entropía.

Los suelos son sistemas más ordenados que sus materiales parentales que les dieron origen, por lo que la entropía del perfil debería se menor que la del material parental de acuerdo con la Segunda Ley. Los procesos que provocan un incremento del orden son desencadenados por flujos de energía hacia el sistema o por la transformación de la materia que entra o tiene el sistema. Teniendo presente esta información, el concepto de desarrollo del perfil del suelo como un proceso consumidor de energía con el correspondiente flujo de entropía hacia el ambiente externo puede ser analizado con algo más de profundidad. Sin entrar en detalles de los cambios que suceden en algunas reacciones o procesos que tienen lugar en la formación del perfil, la pedogenésis pueden visualizarse en el marco de los conceptos termodinámicos precedentes. Así, procesos como la mezcla

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física del suelo por expansión y contracción de coloides y actividad biológica implican un incremento del desorden del sistema. Otro tanto ocurre con la meteorización de los minerales primarios en la que hay liberación de energía de los enlaces iónicos y aumento del grado de desorden, pero lo contrario ocurre con la formación de minerales secundarios en que se dan procesos inversos. De tal forma que el cambio de entropía total será igual a la diferencia entre la entropía de los productos menos la entropía de los reactivos.

La acumulación de materia orgánica selectivamente en el perfil, los procesos de eluviación, iluviación y de lixiviación de diversos compuestos que contribuyen a diferenciar horizontes y redistribuir componentes dentro del suelo, o a eliminarlos totalmente del perfil, aumentan el orden del sistema y disminuyen por lo tanto la entropía total del suelo.

El balance general de los procesos pedogenéticos indica que la pedogénesis provoca casi siempre una disminución de la entropía del sistema suelo, lo cual debe atribuirse a la incorporación al mismo de energía externa o de materia. De hecho solamente la formación de suelos ricos en arcillas expansivas se interpreta como resultante en un cambio positivo de entropía como lo plantean Ibáñez y otros (1991a) para los Vertisoles.

Los flujos externos de energía derivan en último término de la radiación solar y/o de la gravedad. La radiación es utilizada en la fotosíntesis para la formación de los tejidos vegetales, cuya descomposición le aporta la energía a los microorganismos responsables de catalizar las reacciones de oxidación y reducción. La energía radiante es igualmente responsable de la translocación ascendente de elementos a través de las raíces y del área foliar inducida por la transpiración. Lo mismo es válido para el ascenso capilar del agua por los poros del suelo en función de la evaporación inducida por la radiación solar. La fuerte incidencia de la energía solar en la zona tropical es asimismo responsable de la intensidad de las reacciones químicas de alteración de los minerales del suelo, como la muestra el signo de la temperatura en la ecuación (3.22).

La gravedad aporta otro flujo externo importante de energía hacia los sistemas de suelos, que se materializa en los fenómenos de movimientos en masa (coluviación, solifluxión, flujos de lodos, deslaves, etc.) y, de mayor importancia aún, en el movimiento descendente del agua a través de los macroporos del suelo que contribuye decisivamente a la diferenciación del perfil en horizontes mediante los procesos de eluviación, iluviación, quimioiluviación, etc.

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Aparte de los flujos de energía arriba mencionados, el desarrollo del suelo está afectado también por flujos de materia a través de los límites del sistema suelo. La materia se incorpora habitualmente por la acción de los movimientos en masa, el viento y la lluvia, y se pierde por efecto de la erosión y otros mecanismos de menor importancia. Si bien los suelos están sujetos a flujos de energía y de materia hacia dentro y hacia fuera, el balance global está desplazado en el sentido de ingresos de energía y de materia al suelo, lo que permite que los procesos de desarrollo puedan operar efectivamente.

3.6.1. Entropía por distribución de óxidos.

Por lo anterior, la entropía puede caracterizar el grado de diferenciación de los componentes de cualquier sistema, incluyendo al suelo. Cuando se calcula la entropía a la composición química total del suelo, se caracteriza el grado de diferenciación de los elementos químicos o de sus óxidos. La distribución de ciertos óxidos en el perfil del suelo es representativa de procesos alíticos, ferralíticos, sialíticos, quimioiluviación y otros más. Por lo tanto, la entropía total será una medida de la actuación de los procesos pedogenéticos y, cuando uno de ellos predomina y el contenido de los demás óxidos del suelo es insignificante, se tendrá un alto grado de diferenciación y la entropía tendrá un valor bajo en ese sistema; si los contenidos de óxidos son similares, la entropía será alta y se tendrá un sistema menos ordenado.

La producción de entropía en el sistema suelo debe cumplir la relación:

dS = diS + deS

En cualquier situación se debe cumplir diS > 0, y diS es la producción de entropía del sistema debida a procesos irreversibles que ocurren en él y alcanza un valor máximo en el equilibrio.

Boltzmann (Atkins, 1992) señala que la entropía es una medida del orden molecular de un sistema y se relaciona con el número de posibles configuraciones o estructuras (P) que pueden darse un sistema sin que pierda su identidad, en el equilibrio S, y por lo tanto el número de configuraciones P, alcanzá su valor máximo:

S = k Log P

En sistemas cerrados la situación es la misma, salvo que en lugar de entropía interesa determinar la energía libre de Gibbs (G):

G = H –TS

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Variable ya definidas anteriormente. La evolución del sistema hacia el estado de equilibrio termodinámico impone un descenso progresivo de G. Esta ecuación refleja la competencia entre la energía en forma de color del sistema y la entropía, siendo la temperatura la que determina las influencias. A baja temperaturas la energía libre es dominante, formándose estructuras ordenadas de baja entropía. Por el contrario, la aumentar la temperatura, el sistema se desplaza hacia estructuras de entropía creciente, mas desordenadas.

Ibáñez y otros (1991a) plantean que el grado de complejidad a la que llega un suelo se puede calcular mediante el índice de entropía estadístico desarrollado por Shannon y Weave (1949) considerando cada horizonte como un elemento y su espesor como una medida del mismo. Igual tratamiento se le puede dar a la composición química total de cada horizonte, a los distintos tamaños de partícula de la fase sólida, distribución de agregados y composición mineralógica, en caso que sea posible representarla cuantitativamente (Vodyanitskiy, 1986).

La entropía de la composición química total del suelo puede ser calculada en la forma siguiente (Ibáñez, y otros, 1991a; Shannon y Weaver, 1949; Vodyanitskiy, 1986; Volobuyiev, 1974):

−= ∑

G

X

G

XS i

N

i

i2log (3.37)

Donde:

Xi es el contenido porcentual de iésimo óxido. G es la suma porcentual de todos los óxidos. N es el número de óxidos.

Los valores máximos y mínimos de entropía, calculados con la ecuación (3.37), dependen del número de óxidos; el valor mínimo, cercano a cero, se obtendrá cuando prevalezca un solo óxido en el sistema; así mismo, la entropía será máxima cuando los N óxidos presenten contenidos iguales.

Si Xi = 1/N, la entropía alcanzará el máximo:

Smax = Log2N (3.38)

Para una composición química de un suelo al cual se le han determinado 10 óxidos, la entropía máxima, Smax, es igual a 3,32. Los valores de entropía de la composición química de los suelos son menores a Smax.

Como S, de la ecuación (3.37), depende de N, este hecho se debe tener en cuenta para poder hacer una comparación correcta; se puede hacer esta

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cuando las entropías de composición química, se han calculado con base a igual número de óxidos.

El análisis químico total es un forma de distinguir procesos aliticos, ferralíticos, sialíticos entre otros, dado el comportamiento químico que tienen los elementos Al, Fe y Si en el desarrollo del suelo (Duchaufour, 1987). La entropía calculada con base en el contenido de óxidos totales del suelo, hace posible estimar el grado de diferenciación de la distribución de ellos en el perfil del mismo; Vodyanitsky (1986) encontró una relación altamente significativa entre entropía y el contenido de SiO2, Al2O3 y Fe2O3;

como se sabe, la distribución de estos óxidos en el perfil del suelo es un signo claro de algunos procesos pedogenéticos y confirma la utilidad de calcular la entropía como parámetro para caracterizar el desarrollo del suelo.

En los horizontes eluviales son removidos los elementos inestables y los elementos estables se acumulan en ellos; como resultado, se genera un enriquecimiento en unos pocos óxidos y la entropía decrece; en el horizonte iluvial, el contenido de la mayoría de los óxidos se incrementa con la llegada de otros componentes y la entropía crece.

Los diferentes procesos pedogenéticos pueden aumentar o disminuir la entropía del sistema, dependiendo de que se incrementen o disminuyan el número de contenidos de óxidos en el perfil del suelo, lo cual permite establecer el grado de evolución de este. Vodyanitskiy (1986) encontró en un suelo podzólico un coeficiente de variación del 15% entre los valores de entropía calculada con los contenidos de óxidos de los horizontes. La curva de entropía en función de la profundidad fue similar en las curvas de los contenidos de Al2O3 y Fe2O3, hubo un mínimo en el horizonte eluvial y un máximo en el horizonte iluvial. En la figura 3.11 se observa como la entropía refleja la especificidad del proceso de podzolización. Los elementos inestables son removidos del horizonte eluvial y los elementos estables, principalmente silicio, son acumulados en él. Como resultado, la diferenciación de elementos químicos se incrementa y la entropía del sistema disminuye.

Cuadro 3.4. Coeficientes de correlación entre entropía y los contenidos de óxidos de los horizontes de un suelo podzólico (Vodyanitskiy, 1986).

SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO K2O Na2O TiO2 SO4 P2O5 MnO -0.98** 0.96** 0.99** 0.65 0.91** -0.63 -0.71 -0.27 -0.57 -0.48 0.19

** Significativo al 99%.

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Figura 3.11. Distribución de índices de entropía de la composición química a lo largo del perfil de varios suelos. 1: Podzolic, 2: Granular Sod, 3: Granular Sod Gleyed, 4: Peat Gley, 5: Solonchak-like Solonetz, 6 y 7: Typical Chernozems, 8 y 9: Mountain Chernozems. Vodyanitskiy (1986).

La correlación entre los cambios de entropía con los cambios individuales de los contenidos de óxidos a lo largo del perfil del suelo se presenta en el cuadro 3.4. Se encontró una correlación significativa positiva entre entropía y los contenidos de Al2O3 y Fe2O3 y significativa negativa con SiO2. Como se sabe, son óxidos importantes en el proceso de podzolización.

La génesis de los podzoles se caracteriza por la acción de compuestos orgánicos soluble, agua agresiva, procedente de un determinado tipo de hojarasca y humus de ciertos horizontes A, sobre los minerales del suelo. Las sustancias orgánicas solubles disuelven las arcillas y algunos minerales primarios, complejan los iones productos de la reacción y facilitan su movilidad en el perfil (Stevenson, 1984), dejando un residuo en el que predomina el cuarzo (horizonte E). Los compuestos organominerales se acumulan en el horizonte B formando los horizontes Bh y Bs (Bullock y Clayden, 1980, Dawson y otros, 1978; Simonson, 1959).

Vodyanitskiy (1986) calculó los coeficientes de correlación entre los valores de entropía y los contenidos de óxidos en tres suelos con diferentes condiciones hidromórficas, ver cuadro 3.5. No se encontró correlación entre entropía y los contenidos de óxidos en el suelo no gleyzado. El coeficiente de variación de la entropía en este perfil es del 4%, lo que indica una poca diferenciación entre horizontes. Sin embargo la situación es contrastante para los suelos que han desarrollado el proceso de gleyzación, ver figura 3.11. En los suelos gleyzados la entropía aumenta en el horizonte gleyzado y el coeficiente de variación de la entropía a lo largo del perfil de los suelos

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hidromórficos se encuentra entre 11 y 12%, y en el suelo no gleyzado. La condición reductora implica las siguientes consecuencias: 1) la entropía se incrementa en los horizontes gleizados, 2) el coeficiente de variación de la entropía en el perfil se incrementa y 3) se correlacionan entropía y la distribución de algunos óxidos a lo largo del perfil. Se encontró una alta correlación entre entropía y los contenidos de SiO2 y Fe2O3, elementos que tienen gran influencia en este tipo de proceso.

Cuadro 3.5. Coeficientes de correlación entre los valores de entropía y los contenidos de óxidos de tres suelos con distinta condición hidromórfica (Vodyanitskiy, 1986).

Suelos SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO TiO2 MnO P2O5 No gley -0.88 0.43 0.91 -0.41 0.24 0.49 0.53 0.91 Gleyzado -0.99** 0.75 0.96** -0.54 0.87 -0.75 0.56 0.88 Muy gleyzado

-0.73 0.38 0.80 -0.63 0.86 0.31 0.85 -0.05

**: Significativo al 99%.

Los valores de entropía fueron significativos solo en el suelo gleysado para los contenidos de SiO2 y Fe2O3, lo que se significa que el horizonte gleyzado se ferruginisa en esta condición hidromórfica. Se incrementa el contenido de Fe y disminuye el de Si. Se observó que la entropía se incrementó con el incremento de la condición hidromórfica. Esto se ve reflejado en el incremento de los valores entropía que pasaron de 1.23 a 1.30 y a 1.43 con el incremento del anegamiento. Esto muestra que el proceso de reducción disminuye la diferenciación entre los contenidos de óxidos y estos llegan a ser muy similares en todo el perfil dado la facilidad como se mueven los iones metálicos reducidos.

El perfil del suelo Solonetz muestra que la entropía es mínima en el horizonte A, se incrementa con la profundidad y alcanza un máximo en el horizonte BC, después del cual gradualmente disminuye. El coeficiente de variación de entropía en el perfil fue de 7.6%. En el cuadro 3.4 se observa que la correlación entre entropía y contenido de sodio fue el valor más alto, catión muy asociado a este tipo de suelo.

Cuadro 3.6. Coeficientes de correlación entre los valores de entropía y los contenidos de óxidos de un suelo Solonetz (Vodyanitskiy, 1986).

SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO SO4 P2O5 K2O Na2O -0.26 0.15 0.49 -0.38 0.07 -0.02 0.37 0.53 0.71

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El perfil de los suelos chernozem (Molisoles) de la figura 3.11 muestra una amplia variación de los valores de entropía y la diferencia entre ellos se explican con base en los diferentes materiales parentales que les dieron origen. Los valores de entropía de los suelos chernozem aumentan con la profundidad, asociados al incremento del contenido de carbonatos en el perfil, el coeficiente de variación fue relativamente alto y osciló entre 6 y 10%.

Es típico en los suelos chernozem que la entropía disminuya en la parte superior del perfil asociada a la diferenciación en el contenido de iones que las sustancias húmicas causan en el horizonte A. En general, los valores de entropía de los suelos son menores en los horizontes A.

Jaramillo (1996) estudió los procesos pedogenéticos que han actuado en la evolución de los suelos de una región conocida como el Bajo Cauca Antioqueño, Colombia. Los suelos se ubican en tres terrazas con claras evidencias evolutivas que los diferencian. En la terraza alta, ver figura 3.12, se presentan los suelos más evolucionados, clasificados como Typic Paleudult, en la terraza media se encuentran los suelos de incipiente evolución, clasificados como Oxic Dystropept, y en la terraza baja se presentan los suelos recientes con muy bajo grado de evolución, clasificados como Tropic Fluvaquent.

Se pueden identificar tres procesos pedogenéticos en los suelos de las tres terrazas, situación que es característica de este tipo de desarrollo de suelos. En esta cronosecuencia, los suelos ubicados en la cima de vertiente están más aireados, con un clima estacional, y tienen el tiempo suficiente para desarrollar procesos de iluviación-eluviación. Los suelos de la terraza media se han formado en un proceso de meteorización intensa, donde predomina la formación de sesquióxidos de hierro y aluminio. Los suelos de la terraza baja están dominados por procesos de gleyzación, característicos de esta posición topográfica.

El perfil de los suelos de la terraza alta presenta un horizonte argílico espeso, con argilanes bien definidos y continuos, asociado a este proceso de migración de arcillas, se observa un proceso de ferruginización que le otorga colores rojizos al perfil (5YR, 2.5YR). El grosor del horizonte A de los suelos se incrementa desde los suelos de la terraza baja hasta los suelos de la terraza alta, mostrando un mayor proceso de humificación.

En los suelos de la terraza baja se observa que es evidente el proceso de gleyzación. La posición que tiene en el paisaje crea condiciones reductoras que facilitan la reducción del Fe y el Mn. La fluctuación de la mesa de agua ha dejado manchas o moteos en todo el perfil.

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Figura 3.12. Posiciones fisiográficas de los suelos de la zona estudiada (Jaramillo, 1996)

Los contenidos de óxidos totales de cada uno de los horizontes de los tres perfiles modales de los suelos de cada una de las terrazas se presentan en el cuadro 3.7. Con estos valores se calcularon los valores de entropía utilizando la ecuación (3.37) los valores se presentan en el cuadro 3.8.

En cuadro 3.7 se observa que los contenidos de óxido que predominan en los suelos son SiO2, Al2O3 y Fe2O3, situación que es característica de los proceso pedogenéticos desarrollados en la formación de estos suelos. La alta lixiviación a la que han están sometidos los suelos de las terrazas alta y media han lavado las bases, lo que se refleja en los bajos contenidos de de CaO, MgO y K2O en relación a los suelos de la terraza baja.

El contenido de Fe2O3 tiene igual compotamiento de la ferruginización, los mayores valores se encuentran en el Ultisol y decrece en los suelos de la terraza media, Inceptisoles, y son menores en la terraza baja, Entisoles. El SiO2 tiene un comportamiento diferente, los contenidos de este óxido están en el orden: terraza media > terraza alta > terraza baja, situación asociada a los contenidos de arcilla.

En los horizontes argílicos (Bt) y de meteorización (Bw) es donde se tienen los mayores valores de silicio en el perfil. Las condiciones en que se han

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desarrollado los suelos no permiten movilidad de los cationes metálicos Al+3 y Fe+3, éstos se acumulan en los suelos formando arcillas y sesquióxidos, por lo que los contenidos en los horizontes se asocian a la formación de estos compuestos, especialmente arcilla, que está de acuerdo el análisis de textura que se tiene.

Cuadro 3.7. Contenidos de óxidos totales de los suelos ubicados en tres posiciones fisiográficas en el bajo Cauca Antioqueño, Colombia (Jaramillo, 1996).

Arcilla Horiz SiO2 Al2O3 NaO CaO MgO K2O Fe2O3 MnO CuO ZnO TiO2 (%) Terraza Baja (Tropic Fluvaquent) 16 Apg 50.91 11.14 0.63 0.03 0.68 1.11 7.77 0.16 0.01 0.02 1.03 22 Ahg 54.40 9.72 0.85 0.17 0.51 1.04 10.46 0.16 0.01 0.02 1.08 24 ABg 51.10 8.45 0.64 0.02 0.08 0.96 6.80 0.16 0.01 0.02 1.07 24 Abg 53.22 9.90 0.81 0.28 0.50 1.02 7.74 0.16 0.01 0.01 1.06 12 Cg 53.60 8.88 0.62 0.09 0.17 0.92 7.49 0.16 0.01 0.01 1.09 Terraza Media (Oxic Dystropept) 28 Ap 68.90 8.78 0.09 0.06 0.03 0.31 6.65 0.16 0.01 0.01 1.27 44 Bw1 58.30 10.63 0.10 0.04 0.03 0.31 7.43 0.16 0.01 0.01 1.15 54 Bw2 60.91 14.95 0.07 0.03 0.02 0.31 8.81 0.08 0.01 0.01 1.23 52 Bw3 64.78 14.72 0.12 0.14 0.02 0.37 8.50 0.08 0.01 0.06 1.30 36 Bw4 47.36 26.57 0.03 0.01 0.02 0.43 8.83 0.08 0.01 0.01 1.12 Terraza Alta (Typic Paleudult) 24 Ap 63.17 11.92 0.07 0.02 0.08 0.12 7.42 0.24 0.01 0.01 0.96 54 Ah 59.48 16.09 0.08 0.04 0.03 0.19 9.64 0.16 0.01 0.01 1.01 36 Bt1 51.92 19.75 0.08 0.04 0.03 0.19 11.74 0.08 0.01 0.01 1.22 56 Bt2 47.41 19.76 0.03 0.03 0.02 0.19 12.01 0.08 0.01 0.01 1.28

Los valores de entropía del cuadro 3.8, calculados con los contenidos de óxidos de los suelos desarrollados en tres ambientes de terrazas, en general, muestran que el suelo se ordena en función del tiempo de pedogénesis. El suelo más joven, el Entisol, es el que tiene mayor entropía, le sigue el Inceptisol y por último el Ultisol. El coeficiente de variación muestra que el suelo Ultisol es el más ordenado de los tres suelos. Esta situación coincide con lo presentado por Smeck y otros (1983) donde los Ultisoles representan el grado máximo de madurez y a partir de este punto del estado estable, empiezan su degradación y búsqueda del equilibrio termodinámico para llegar a Oxisol (Ibáñez y otros., 1991a).

Otra situación que coincide con lo encontrado en los estudios de entropía es que el horizonte A de los tres suelos es donde se tiene el menor valor debido al efecto que tiene la materia orgánica sobre la formación de estructura, una forma de ordenarse el suelo.

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Cuadro 3.8. Valores de entropía de los óxidos de los suelos desarrollados en tres condiciones fisiográficas.

Terraza Baja (Tropic Fluvaquent) Profundidad Horizonte Entropía

0-15 Apg 2.269 15-30 Ahg 2.549 30-43 ABg 2.232 43-78 Abg 2.500 78-112 Cg 2.166

Promedio 2.343 Coef. Variación (%) 6.4

Terraza Media (Oxic Dystropept) 0-16 Ap 0.949 16-58 Bw1 1.093 58-77 Bw2 1.050 77-96 Bw3 1.134

96-138/150 Bw4 1.089 Promedio 1.063 Coef. variación 6.6

Terraza Alta (Typic Paleudult) 0-18 Ap 0.968 18-44 Ah 1.093 44-62 Bt1 1.211 62-112+ Bt2 1.138

Promedio 1.103 Coef. variación 9.1

Cuadro 3.9 Coeficientes de correlación entre entropía y contenidos de óxidos para cada uno de los suelos de la figura 3.12 con diferentes grados de desarrollo.

SiO2 Al2O3 NaO CaO MgO K2O Fe2O3 MnO CuO ZnO TiO2 Terraza Baja Tropic Fluvaquent

0.55 0.3 0.98* 0.79 0.54 0.44 0.74 0.02 0.02 0.06 -0.01 Terraza Media Oxic Dystropept

-0.47 0.44 0.12 0.29 -0.54 0.49 0.67 -0.54 0.02 0.56 -0.23 Terraza Alta Typic Paleudult

-0.80* 0.95* -0.06 0.80 -0.86* 0.88* 0.93* -0.95* 0.02 0.05 0.82

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Figura 3.13. Distribución de los valores de entropía de la composición química de los suelos ubicados en tres tipos de terrazas. 1) Tropic Fluvaquent, 2) Oxic Dystropept, 3) Typic Paleudult.

3.6.2. Entropía por distribución de partículas.

El anterior tratamiento dado a los contenidos de óxidos totales del suelo se le puede dar a los distintos tamaños de partícula de la fase sólida, a la distribución de agregados, a la composición mineralógica, entre otros y en caso que sea posible tenerlos cuantitativamente (Vodyanitskiy, 1986). A continuación se presenta el análisis de la entropía a los contenidos texturales de varias clases de los Órdenes de suelos.

Para este objetivo se seleccionaron perfiles de suelos colombianos (IGAC, 1976) y dos perfiles del Manual de Taxonomía de USDA (SSS, 1999). Se buscó tener ejemplos de todos los órdenes y que tuvieran el mayor número de horizontes posibles. Los datos seleccionados para el cálculo de la entropía fueron los contenidos de arena, limo y arcilla de cada uno de los horizontes. Se halló la entropía con la ecuación (3.37) y en el cuadro 3.10 y en la figura 3.14 se presentan los valores de entropía y coeficiente de variación organizados en orden decreciente de este último.

Como no es posible comparar entre valores de entropía cuando se han utilizados diferente número de componentes (N) en la ecuación (3.37); para hacer la comparación entre las clases de Ordenes de suelo con diferentes N se hace la comparación con base en el coeficiente de variación como una medida del orden del sistema. El sistema será más ordenado cuando el

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coeficiente de variación de la entropía de los horizontes del perfil corresponda a un valor alto.

Cuadro 3.10. Valores de entropía y sus coeficiente de variación de los contenidos texturales de perfiles de varias clases de órdenes de suelo.

ORDEN N* ENTROPÍA PROMEDIO

COEFICIENTE DE VARIACIÓN

Espodosol: Typic Haplorthod 5 0.87 35.10 Oxisol:Tropeptic Haplustox 7 1.36 15.05 Inseptisol:Typic Ustropept 6 1.38 10.3 Gelisol: Typic Molliorthel 7 1.18 8.01 Entisol:Tropic Fulvaquent 4 1.05 7.53 Andisol: Eutric Fulvudand 7 1.12 6.69 Aridisol: Typic Haplargid 4 1.45 5.44 Alfisol: Typic Haplustalf 4 1.51 5.10 Ultisol: Acuic Paleudult 5 1.40 4.40 Molisol Vertic Argiustoll 4 1.45 3.95 Vertisol: Typic Chromustert 6 1.53 2.21

*N representa el número de horizontes usados en la ecuación (3.30).

Llama la atención como el proceso químico de podzolización (ver 2.6) tienen tanto efecto en una propiedad física como la textura. El Espodosol fue el suelo con mayor coeficiente de variación. Lo que indica que es el que más orden tiene en sus contenidos texturales; existe una mayor segregación de los tamaños de partículas de la fase sólida en el perfil. La explicación de este ordenamiento se fundamenta en el proceso que ocurre en estos suelos. Este se caracteriza por la acción de los compuestos orgánicos solubles, los que se han dado por llamar aguas agresivas (Sommer y otros, 2001; Ugolini y otros, 1988) sobre los compuestos inorgánicos del suelo. Estos causan una alteración profunda de los silicatos por reacciones de acidificación y complejación que afecta las arenas, los limos y a las arcillas. Los productos solubles, complejos, de estas reacciones migran dejando un residuo en el horizonte donde predomina el cuarzo, horizonte E. Estos compuestos iluviales se acumulan en el horizonte B formando horizontes espódicos (Bh, Bs). Este horizonte eluvial se caracteriza por la acumulación de complejos metálicos, por poseer contraste de color y transiciones abruptas ente sus horizontes, especialmente en los Espodosoles bien drenados, además, pueden tener horizontes Plásicos y Ortstein (McKeague y otros, 1983).

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Figura 3.14. Coeficiente de variación de la textura para los diferentes clases de los Órdenes de suelos.

El orden de suelo que mayor desorden en sus contenidos texturales, menor coeficiente de variación, presentó fue el Vertisol causado por el dinamismo interno que ocurre en el perfil por tipo de arcilla que predomina en estos suelos. Los Vertisoles se caracterizan por la presencia de arcillas 2:1 expansivas, esmectitas. Estas pueden ser heredadas del material parental original o producto de la transformación de los minerales primarios en unas condiciones dadas de concentración de Si, Al y pH (Sposito, 1989). Estos suelos se caracterizan por una mínima formación de horizontes a causa de los movimientos vérticos, presencia de caras de fricción, micro relieve gilgai, entre otros (Buol y otros, 2000). Lo anterior es la causa que esto suelos tengan una distribución regular de arcillas en el perfil, lo que produce un bajo coeficiente de variación de entropía.

En los Oxisoles el coeficiente de variación de la entropía fue dos veces menor que en los Espodosoles, pero este valor, aún es indicativo de un orden en la distribución de los contenidos texturales. Los proceos más relevantes en estos suelos es la pérdida de Si y la acumulación de sesquióxidos de Fe y Al, productos de la intensa meteorización de los minerales primarios y aún de los secundario ricos en Si, como las arcillas 2:1. Este proceso de ferralitización (Boul y otros, 2000a, 2000b; Duchaufour, 1987) lleva a estos suelos a una acumulación relativa de sesquióxidos que influye en la cementación y estabilidad estructural.

No es requisito para los Oxisoles la presencia de un horizonte subsuperficial rico en arcilla, pero en algunos pocos es posible observar la

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iluviación de ésta. En general, la elevada estabilidad de la arcilla, la baja cantidad de arcilla dispersable en agua, la poca presencia de minerales meteorizables en la fracción arena, rica en cuarzo, para síntesis de arcilla adicional son la posible explicación de su ordenamiento textural (Boul y otros, 2000a). Este Orden de suelo se caracteriza por presentar un horizonte en avanzado estado de alteración, con concentración residual de sesquióxidos; pueden formarse a partir de una gran variedad de materiales parentales. En Colombia los Oxisoles localizados en la Orinoquía y en la Amazonía provienen de un material parental formado por sedimentos aluviales ácidos mezclados, ricos en cuarzo y caolinita procedentes de la denudación de la cordillera andina y de la denudación del macizo de las Guayanas. El Oxisol muestreado (IGAC, 1976) está en una terraza antigua del río Guaviare y su material parental son sedimentos aluviales mezclados. Los valores de los porcentajes de arena en todo el perfil son ligeramente más altos que los valores para el limo en los cuatro primeros horizontes pero esta diferencia crece en los dos últimos horizontes, la fracción limo tiene un comportamiento parecido con respecto a la arcilla (IGAC, 1976).

Los Inceptisoles son suelos muy jóvenes en los cuales no es posible hablar de un proceso dominante. El material parental puede ser aluviones, coluvios o flujos de lodo. El Inseptisol, clasificado como Typic Tropaquept, tiene unos porcentajes de arena, limo y arcilla muy similares en los tres primeros horizontes, pero en los dos últimos horizontes el porcentaje de arena es mucho mayor que el de limo y que el de arcilla, esta condición puede deberse a la posición geomorfológica del suelo, ubicado en una vega de inundación con un drenaje pobre y un material parental correspondiente a aluviones del río Bogotá. La similitud en los tres primeros horizontes arroja un entropía similar para la granulometría en estos horizontes, pero la diferenciación en los últimos tres horizontes rebaja la entropía de estos, y hace que el coeficiente de variación sea de 10.4, y la entropía promedio del perfil sea de 1.47.

El Gelisol (SSS, 1999) es un orden que abarca a los suelos con materiales gélicos bajo un permafrost, el congelamiento y el descongelamiento son procesos importantes en este orden. El horizonte diagnóstico puede o no estar presente. El permafrost influencia la pedogénesis al actuar como una barrera que impide el movimiento hacia abajo de la solución del suelo. Otro proceso importante en muchos Gelisoles es la crioturbación que conduce al truncamiento de horizontes, involuciones, acumulación de materia orgánica en el permafrost, orientación de fragmentos de roca y otros materiales. Bajo estas condiciones la pedogénesis en estos suelos es

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incipiente, y la diferenciación en la granulometría se debe más a herencia del material parental que a procesos pedogenéticos. El Gelisol usado en este análisis (SSS, 1999) esta ubicado en una planicie sobre un material parental correspondiente a coluvios moderadamente meteorizados provenientes de esquistos ácidos y diorita. Se observa un alto porcentaje de limo, los porcentajes de arena y arcilla son más bajos, esta diferenciación se debe al origen del material parental y no a procesos pedogenéticos.

El coeficiente de variación de entropía del Entisol, que muestra cierto orden, se debe a que en la distribución de la granulometría el porcentaje de la arena presente es muy bajo con respecto al porcentaje de la arcilla, los componentes tienen una distribución irregular que es la que da la entropía baja, esta distribución irregular en un orden de suelo que tiene una pedogénesis muy incipiente obedece más al origen del material parental, que son arcillas iluviales y a la posición geomorfológica que ocupa el perfil analizado, correspondiente a una vega inundable del río Bogotá, con un drenaje natural pobre (IGAC, 1976). El coeficiente de variación no es muy alto y dice que las entropías de los horizontes se encuentran cerca de la entropía promedio del perfil.

Los Andisoles al desarrollarse sobre tefras puede tener diversa granulometría y la diferenciación de esta no se debe a procesos pedogenéticos. Son más relevantes los procesos de meteorización de los aluminiosilicatos primarios en minerales de corto rango como alofana, imogolita y ferrihidrita. El material parental del Andisol usado en este trabajo son cenizas volcánicas ubicadas sobre una terraza con un buen drenaje (SSS, 1999). Los porcentajes de la fracción arena y la fracción limo son más altos que el porcentaje de la fracción arcilla. Así pues, esta diferenciación en la granulometría se debe al material parental y no a procesos pedogenéticos.

Se observa en la figura 3.14 que los coeficientes de variación del Aridisol, Alfisol, Ultisol y Molisol son algo similares. El ordenamiento que puede tener el suelo por sus contenidos texturales es poco. Llama la atención el Alfisol y el Ultisol, suelos que en los cuales el proceso de iluviación de arcillas permite su acumulación en un horizonte Bt, debería tener un coeficiente de variación mayor. Lo cual indica que no son los contenidos texturales los que pueden ejercer influencia en el ordenamiento de estos cuatro órdenes, dado que en ellos predominan otros proceso pedogenéticos que si pueden ejercer mayor influencia.

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Con la finalidad de comparar el grado de ordenamiento de las diferentes clases de los Ordenes de suelos con diferente N de la ecuación 3. 30 se calcula la entropía relativa de la forma siguiente:

Srelativa = S/Smax

Smax se calcula con la ecuación (3.38). Con Srelativa se tiene un valor independiente del número de componentes utilizados en la ecuación (3.30). El cuadro 3.11 se presentan los valores de entropía relativa promedio de los contenidos texturales para cada uno de los órdenes de suelo estudiados.y se representan gráficamente en la figura 3.15.

Cuadro 3.11. Valores de entropía relativa promedio y coeficiente de variación de los contenidos texturales de diferentes clase de los Ordenes de suelos.

ORDEN ENTROPÍA RELATIVA

COEF. DE VARIACIÓN

Espodosol: Typic Haplorthod 0,3749 35.10 Oxisol:Tropeptic Haplustox 0,4888 15.05 Inseptisol:Typic Ustropept 0,5335 10.3 Gelisol: Typic Molliorthel 0,4189 8.01 Entisol:Tropic Fulvaquent 0,5270 7.53 Andisol: Eutric Fulvudand 0,3974 6.69 Aridisol: Typic Haplargid 0,7231 5.44 Alfisol: Typic Haplustalf 0,7560 5.10 Ultisol: Acuic Paleudult 0,6055 4.40 Molisol Vertic Argiustoll 0,7235 3.95 Vertisol: Typic Chromustert 0,5946 2.21

Los valores menores de entropía relativa indican un mayor orden en los contenidos texturales en el perfil del suelo.

Comparando los valores encontrados de coeficiente de variación y de entropía relativa, cuadros 3.10 y 3.11, se observa que se obtiene la misma información relacionada con el Espodosol y el oxisol en la distribución de las partículas en el perfil del suelo.

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Figura 3.15. Entropía relativa promedio de la textura de los perfiles de los suelos para las diferentes clases de los Órdenes.

En el cuadro 3.11 se presentan los valores de entropía relativa para cada uno los horizontes de los órdenes de suelos. La mayor entropía relativa la tiene el Alfisol indicando el suelo mas desordenado en cuanto al contenido textural, mientras que el vertisol, que según la el coeficiente de variación de la entropía fue el suelo mas desordenado, tuvo una entropía relativa menor que los órdenes Aridisol, Molisol y Alfisol

En general se pueden formar grupos de órdenes de suelos en cuanto a la similitud de la entropía relativa. Un primer grupo los conforman los Espodosoles, Andisoles y Gelisoles como los más ordenados en sus texturas. Siguen Oxisoles, Entisoles e Inseptisoles en el segundo grupo. El tercer grupo lo conforman los Vertisoles y Ultisoles y en el cuarto grupo están los Aridisoles, Molisoles y Alfisoles. Estos grupos tienen procesos pedogenéticos diferentes y en algunos casos es posible asociar un proceso específico como el causante del ordenamiento de las partículas en el perfil y es el caso del Espodosol. Los Alfisoles y Ultisoles que tienen horizonte argílico no fueron más ordenados que los Vertisoles.

El análisis entrópico del contenido textural de los suelos en cuanto a evaluar que tanto ha actuado la génesis creando un orden en el perfil, se observa que es útil en aquellos suelos donde los procesos pedogenéticos general contrastes texturales, como en los Espodosoles; pero crea confusión en aquellos suelos que aún conservan las características heredades del material parental aluvial o segregado por algún proceso de depositación

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