UNIVERSIDAD DE LA REPÚBLICA

FACULTAD DE AGRONOMÍA

DEPARTAMENTO DE SUELOS Y AGUAS

Ing. Agr. Artigas Durán Edafología

Profesor Libre

2003

FORMACION DEL SUELO

FUNDAMENTOS TERMODINÁMICOS – MODELOS DEL SISTEMA SUELO Los suelos constituyen en la visión de los edafólogos un sistema dinámico, perturbado constantemente por fuerzas internas y externas, pero esta visión no coincide en general con la del hombre común para quien el suelo es una de los componentes más estables del medio ambiente, sobre todo en comparación con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. La compatibilización entre estas opiniones divergentes requiere considerar, o bien el marco temporal en que se visualizan los suelos, o bien el nivel de detalle de la observación de los mismos. Del punto de vista morfológico, la mayoría de los suelos cambian muy poco durante la vida del hombre, si éste no les introduce perturbaciones a través del uso. Inversamente, la composición de la solución del suelo está sujeta a cambios constantes en respuesta a la absorción de nutrientes por las plantas, la meteorización de los minerales, las reacciones de adsorción-desorción de iones, la lixiviación o los cambios en el contenido de agua del suelo. Como consecuencia, siendo el suelo un sistema dinámico, es la dinámica y no la estática la forma correcta de encarar el estudio de la composición y el comportamiento de dicho sistema, puesto que ella implica procesos o fuerzas de cambio, lo que ayuda a separar causas de efectos en los suelos. Una comprensión de la importancia relativa de los diferentes procesos involucrados en la dinámica del suelo permite una predicción más precisa de la influencia del hombre sobre el suelo a través de las prácticas de manejo. La utilización de estas prácticas debe ser consistente con los resultados anticipados de las mismas aún si la evaluación pudiera tener lugar solamente luego de largos períodos de tiempo (varias generaciones). La comprensión de los suelos es más clara y el impacto de la acción del hombre sobre ellos es más predecible si en el proceso mental se incluye una apreciación de los flujos de energía o procesos. Este enfoque se apoya en algunos principios básicos de la Termodinámica que serán mencionados solamente en forma muy breve ya que forman parte de otro curso más orientado a su estudio. La Primera Ley de la Termodinámica se refiere a la conservación de la energía y su planteo general en forma resumida expresa que la energía no puede ser creada ni transformada. Su expresión matemática es la presentada en la ecuación 1. Ecuación 1:

wqE ∆+∆=∆Esta ecuación establece que el cambio en energía interna (∆E) de un sistema cerrado es igual a la suma de los flujos de calor (∆q) y de trabajo (∆w). Los procesos irreversibles resultan en la conversión espontánea de la energía interna en calor y trabajo de manera que en el equilibrio se alcanzará un estado de mínima energía interna. En la mayoría de las reacciones químicas de ocurrencia natural, en las que el único trabajo es el de presión – temperatura (P∆V) se introduce otro término de importancia que es la entalpía (H), considerada como un indicador de los contenidos relativos de calor y definida por la ecuación 2.

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Ecuación 2:

El valor de entalpía cero se asigna, por convención, a los elementos en sus estados estables bajo condiciones estándar (25ºC y 1 atm de presión). Las reacciones en las cuales hay emisión de calor (exotérmicas) tienen valores negativos de ∆H, en tanto que aquellas en las que se absorbe calor (endotérmicas) tienen valor positivo de ∆H.

PVEH +=

Un enunciado general de la Segunda Ley de la Termodinámica expresa que los sistemas aislados se aproximarán espontáneamente a un estado de equilibrio y, a su vez, la consideración de la Primera Ley revela que los procesos ocurren espontáneamente si durante el mismo se libera energía en forma de trabajo o de calor. Para cuantificar la Segunda Ley debe introducirse otro término, entropía (S). La entropía aumenta al incrementarse el grado de desorden de los sistemas y para un proceso reversible (equilibrio) en un sistema aislado, ∆S = 0, en tanto que para un proceso irreversible (espontáneo) en un sistema aislado, ∆S > 0. En efecto, la entropía (desorden) de un sistema aislado siempre aumenta durante un proceso irreversible y alcanza su valor máximo en el equilibrio. A su vez, el concepto de entropía implica que todo proceso que conduce a un incremento de la entropía estará sujeto a ocurrencia espontánea por lo cual, en un sistema aislado, la entropía no puede nunca disminuir e implica la irreversibilidad de la naturaleza y su marcha incesante hacia el equilibrio universal. Al tender la entropía hacia un máximo, todo el universo se encontrará últimamente al azar (máximo desorden), lo que en el caso de los suelos implica que todos los minerales habrán sido destruidos, los gradientes de concentración y de temperatura serán inexistentes y los paisajes habrán sido totalmente nivelados (aplanados). En este estado, todos los procesos cesarán ya que toda la energía habrá sido disipada hacia el espacio y se alcanzará el equilibrio universal. De este análisis resumido aparecen dos fuerzas como conductoras de todos los procesos. Los sistemas se aproximarán espontáneamente al estado de equilibrio por su tendencia hacia la mínima energía o máxima entropía. Sin embargo, debido a las limitaciones impuestas por los límites de los sistemas cerrados, solamente en los casos en que la energía es constante puede la entropía alcanzar el máximo y solamente cuando la entropía se mantiene constante puede la energía alcanzar su mínimo. Para definir el equilibrio en tales situaciones es necesario introducir otro término, que es el de energía libre (G), A temperatura constante (T), la energía libre se define como lo expresa la ecuación 3. Ecuación 3:

STHG ∆−∆=∆ De la ecuación precedente resulta claro que los aumentos de la entropía y las disminuciones de la entalpía resultarán en un cambio negativo (reducción) de la energía libre. Las reacciones ocurren espontáneamente hasta que la energía libre alcanza el mínimo: en el equilibrio ∆G = 0. Por lo tanto, una reacción con un ∆G negativo ocurrirá espontáneamente moviendo el sistema hacia el equilibrio y hacia un estado de mínima energía libre.

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La termodinámica clásica, sucintamente reseñada arriba, se aplica solamente a sistemas cerrados y a condiciones de equilibrio generalmente obtenibles sólo en laboratorio, pero ocurre que la mayoría de los sistemas naturales, incluyendo los suelos, son de hecho sistemas abiertos. Los conceptos reseñados requieren pues adaptaciones para aplicarlos a tales sistemas. De un punto de vista estadístico, el concepto de entropía representa una medida del grado de desorden de un sistema y cuando la entropía aumenta, el desorden del sistema también aumenta. En consecuencia, el camino hacia la máxima entropía implica una tendencia hacia el desorden del sistema. Sin embargo, es bien reconocido que los sistemas vivos representan lo que puede denominarse una “improbabilidad energética y configurativa” puesto que tales sistemas poseen un orden elevado y altos niveles de energía. Tal situación es solamente posible mediante la importación (ingreso) de energía y de materia hacia el sistema, y el mismo razonamiento es válido para los suelos. El ordenamiento implícito en la transformación de un material parental homogéneo en un suelo diferenciado en horizontes se debe a los flujos de energía y de materia y conceptualmente conduce a una disminución de la entropía. Así, parecería que los sistemas biológicos y de suelos no obedecen a la Segunda Ley de la Termodinámica. Pero debe recordarse que ella se aplica solamente a sistemas aislados y que para aplicarla a sistemas abiertos, como los suelos, el entorno (externo) del sistema debe ser también tomado en consideración. Tal adaptación incluye el concepto expresado en la ecuación 4 que representa el cambio total de entropía de los sistemas abiertos. Ecuación 4:

ie SSS ∆+∆=∆

Donde ∆Se es el cambio de entropía debido a interacciones con el entorno y ∆Si es la producción de entropía debida a procesos irreversibles dentro del sistema. Mientras que el término ∆Si es siempre positivo, ∆Se puede ser tanto negativo como positivo. Por lo tanto, dependiendo de la magnitud de ∆Se, el cambio total de entropía en un sistema abierto puede ser tanto negativo como positivo. En los suelos, que son sistemas más ordenados que sus precursores (los materiales generadores), la entropía disminuye como resultado del desarrollo del perfil por lo que, de acuerdo con la Segunda Ley, la entropía del entorno debe aumentar y, en efecto, la entropía fluye de tales sistemas abiertos hacia el exterior de los mismos. Los procesos que provocan un incremento del orden y/o altos niveles de energía potencial en los sistemas abiertos son desencadenados por flujos de energía hacia el sistema o por la degradación de la materia que entra al 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. Pero aún sin entrar en mayores detalles, algunas reacciones o procesos que tienen lugar en la formación del perfil pueden visualizarse en el marco de los conceptos termodinámicos precedentes. Así, procesos como la mezcla física (mecánica) del suelo por expansión y contracción de coloides y actividad biológica (fauna y raíces) implican un incremento del desorden

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del sistema y por ello se les asigna un ∆S positivo. 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 y por lo tanto posee un ∆S negativo. La acumulación de materia orgánica, que tiene lugar selectivamente en el perfil, posee también un ∆S negativo y lo mismo se aplica a los procesos de eluviación – iluviación y de lixiviación de diversos compuestos que contribuyen a diferenciar horizontes y redistribuir componentes dentro del suelo (o eliminarlos totalmente del perfil), aumentando así el orden del sistema y disminuyendo por lo tanto su entropía. El cuadro 1 muestra esquemáticamente los cambios relativos de entropía en función de la contribución de procesos edafogenéticos seleccionados para algunos tipos de suelos contrastantes.

Cuadro 1. Cambios relativos de entropía en función de los procesos de formación para

algunos tipos de suelos de diferente grado de desarrollo

TIPOS DE SUELO ∆S Proceso de

formación De bajo

desarrollo De zonas

áridas De praderas templadas

Con arcillas expansivas

De clima (sub)tropical

+ Mezcla física de horizontes

+ Alteración de min. 1arios

- Eluviación – iluviación

- Acumulación de materia Orgánica

- Formación de min. 2arios

- Lixiviación La dirección de las flechas en las celdas del cuadro 1 indica el signo de ∆S (positivo si la flecha apunta hacia la derecha y negativo si apunta hacia la izquierda), en tanto que la longitud de las flechas es aproximadamente proporcional a la intensidad de cada proceso en el tipo de suelo considerado. Los procesos por encima de la línea horizontal azul del cuadro 1, cuyo ∆S es positivo - coloreados de verde en la columna de la izquierda - tienden a limitar el desarrollo de horizontes en el perfil, lo que es asimilable a una mayor entropía y mayor desorden del sistema suelo. Por el contrario, los procesos identificados por debajo de la línea azul, cuyo ∆S es negativo - coloreados de rojo – incrementan el orden del sistema cuya entropía se hace por lo tanto menor. El balance general de los procesos descriptos en el cuadro 1 indica que la edafogénesis 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 (cuadro 1).

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Los flujos externos de energía derivan en último término de la radiación solar o de la fuerza de gravedad. La radiación es utilizada en la fotosíntesis para la formación de los tejidos vegetales, cuya descomposición una vez muertos permite la captura de la energía en ellos almacenada por los microorganismos responsables directos de procesos importantes como la oxidación – reducción, muy activa en la meteorización de minerales. La energía radiante es también responsable del bioreciclaje (translocación ascendente de elementos a través de las raíces y de los órganos vegetales aéreos 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 gran intensidad de las reacciones químicas de alteración de los minerales del suelo. La gravedad aporta otro flujo externo importante de energía hacia los sistemas de suelos, que se materializa en los fenómenos de movimientos en masa (coluviación, solifluxión, flujos de barro, deslaves, etc.) y, de mayor importancia aún, en el movimiento descendente del agua a través de los macroporos del suelo que contribuye decisivamente a la diferenciación del perfil en horizontes (fenómenos de eluviación – iluviación). Aparte de los flujos de energía someramente descriptos, 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. Equilibrio vs estado constante o uniforme (steady state) Equilibrio y estado uniforme o constante son términos a menudo aplicados a los sistemas de suelos sin una definición rigurosa. El equilibrio es un estado estático y no variable en función del tiempo (∆G = 0 y ∆S = 0) en el que ningún proceso irreversible tiene lugar y todas las cantidades macroscópicas del sistema permanecen sin cambios. Otros criterios del equilibrio son que la entalpía (H) y la energía libre (G) alcanzan el mínimo y la entropía (S) el máximo. Pero estos criterios son aplicables solamente a sistemas aislados – según ya se señaló - y no tienen validez en los casos de sistemas abiertos como los suelos. La bibliografía edafológica contiene numerosas referencias a “equilibrios” entre los suelos y su entorno (el ambiente) o entre los procesos de formación del suelo y la erosión geológica que modela el paisaje. Tales relaciones sugieren una interacción entre los suelos y los flujos externos que resulta en una condición esencialmente no variable con el tiempo, esto es que las propiedades del suelo no cambian en función del tiempo. Estas observaciones definen en esencia un estado constante (uniforme) en el que de acuerdo a diversos autores los parámetros macroscópicos tales como la composición química, tienen valores independientes del tiempo en cualquier punto del sistema. De acuerdo a lo expresado, los sistemas biológicos y de suelos se asemejan en que ambos sistemas son importadores netos de energía y materia durante sus estados constructivos y solamente exhiben pérdida de energía luego de la muerte de la materia viva o de la degradación del perfil del suelo, respectivamente. Durante las etapas

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constructivas la producción de entropía dentro del sistema por procesos irreversibles (∆Si) es excedida por el flujo de entropía desde el sistema hacia el exterior (∆Se). Véase al respecto la ecuación 4 en páginas anteriores. Se ha demostrado que en el estado constante la producción de entropía dentro de un sistema abierto alcanza un mínimo que iguala exactamente el flujo desde el sistema, por lo que en tal estado la entropía así como las otras variables del estado del sistema se tornan constantes. En resumen, en el estado constante la entrada de energía o de materia en el sistema es exactamente la suficiente para mantener las propiedades del suelo o sea que los procesos constructivos se equilibran con los degradativos. No todos los estados constantes de los suelos ocurren a niveles similares de energía ni de entropía sino que aquellos dependen del estado inicial del sistema y de los flujos del sistema. En general los materiales parentales sujetos a altos flujos de energía entrante alcanzarán el estado constante a un nivel mayor de energía libre (nivel menor de entropía) que los materiales sujetos a influjos menores de energía. Esto sugiere que los suelos de climas húmedos y cálidos alcanzarán niveles mayores de organización y de energía potencial que los suelos de climas más fríos o más áridos. Asimismo, en superficies estables los suelos que están afectados por lixiviación intensa serán más ordenados que los suelos sujetos a lixiviación menos intensa. Ello coincide con la experiencia empírica acumulada por la ciencia del suelo. Una representación esquemática de lo expresado es la que muestra la figura 1.

Estado inicial del material parental

Suelo de desarrollo muy incipiente

Suelo de desarrollo medio a bajo

Suelo forestal tropical maduro

Suelo forestal tropical muy meteorizado

Equilibrio termodinámico

(no suelo)

N

Suelo forestal de madurez media

(S) (G)

DEGRADAC IÓ

MADUREZ

Figura 1. Esquema del contenido de energía libre (G) y la entropía (S) en suelos de grado variable de desarrollo en función del tiempo. Se asume una evolución continua hacia el equilibrio.

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El sector izquierdo de la figura 1 muestra la evolución desde el material parental inicial hacia un suelo forestal maduro en clima tropical, pasando por etapas intermedias de grado creciente de madurez, a medida que avanza el desarrollo del perfil. Alcanzada la madurez, comienza la etapa de degradación, representada por el sector derecho de la figura 1, hasta alcanzar el equilibrio (teórico) del punto de vista termodinámico. La etapa de desarrollo hacia la madurez implica niveles crecientes de energía (G) y menores de entropía (S), mientras que en la etapa de degradación la energía del sistema disminuye y aumenta la entropía. El signo de las variaciones de energía y entropía está indicado por las flechas a ambos lados de la figura. Los conceptos precedentes y su presentación esquemática de la figura 1 no son válidos para períodos de tiempo extremadamente largos (geológicos) porque en lapsos tan prolongados los flujos externos están sujetos a variaciones importantes (cambios climáticos). Tampoco son válidos para escalas de tiempo extremadamente breves, en los que los cambios en la solución del suelo por ejemplo, debidos a la variación en precipitación en lapsos de días o meses, son asimismo importantes. En los dos casos extremos citados, no se cumple la premisa de que el estado constante que no debe variar en función del tiempo, pero el concepto es válido para la mayoría de las propiedades macroscópicas del suelo, variables en períodos de cientos a miles de años, tales como la diferenciación en horizontes y las propiedades morfológicas del perfil. De todas manera debe tenerse presente que no todos los suelos reales han alcanzado una condición de estado constante. Muchos están sin duda aproximándose dinámicamente al estado constante y algunos tipos de suelos considerados de desarrollo incipiente, incompleto o medio representan estados transitorios, mientras que aquellos muy maduros o muy meteorizados sí han alcanzado el estado constante, siempre dentro del marco temporal indicado arriba, es decir sin considerar períodos de tiempo desmesuradamente largos o extremadamente breves. Rol de la cinética en la edafogénesis Se indicó en los párrafos precedentes que la termodinámica clásica no se aplica directamente en forma íntegra a los sistemas de suelos aunque de todas maneras aporta elementos muy valiosos para el estudio de la formación del suelo. El complemento necesario para ello lo aporta la cinética, aunque ésta no se ha desarrollado en igual grado a la termodinámica. Como las condiciones de equilibrio no existen en los suelos porque ellos son sistemas abiertos sujetos a flujos externos continuos, la velocidad a la que los sistemas de suelos se ajustan a las perturbaciones que los afectan es de la mayor importancia para la comprensión de tales sistemas. Como ejemplos de la naturaleza dinámica de los suelos, pueden citarse los siguientes, algunos de los cuales ya fueron mencionados:

• Absorción y liberación de nutrientes. • Variación en el contenido de agua en función de la lluvia. • Evapotranspiración y drenaje. • Absorción y desorción de iones. • Meteorización y precipitación de minerales. • Intercambio gaseoso.

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• Actividad biológica. Otro factor que contribuye a generar condiciones de falta de equilibrio en los suelos es la lentitud de las reacciones de algunos procesos. En contraste con la rapidez relativa de fenómenos como los de adsorción – desorción de iones en los suelos, las velocidades de disolución y de precipitación de numerosos minerales son sumamente lentas. Estas breves consideraciones justifican que la cinética sea tenida en consideración conjuntamente con los principios de la termodinámica a efectos de lograr una mejor comprensión de los complejos procesos involucrados en la formación de los suelos. Modelos Modelación de los sistemas de suelos Los párrafos precedentes ilustran cómo los suelos constituyen sistemas dinámicos, muy complejos que pueden discutirse en términos de las leyes fundamentales de las ciencias básicas. Sin embargo, para estudiar adecuadamente sistemas complejos se necesita generar marcos más simples que guíen la investigación y la asimilación de la información obtenida a través de ella. Conceptos simplificantes de la realidad, como son los modelos, son esenciales en la investigación de los sistemas de suelos. Algunos autores distinguen diversos tipos de modelos: mentales, verbales, estructurales y matemáticos, siendo estos últimos los que más utilidad prestan y que más se han desarrollado desde que se introdujo la informática en la ciencia y se dispuso sin limitaciones de computadoras. También se consideran separadamente los modelos factoriales que explican las características del sistema en términos de variables externas, que no aportan mucho detalle sobe la dinámica del sistema suelo, de los modelos o aproximaciones sistémicas que se orientan más al análisis de los flujos de materia y de energía en los sistemas de suelos y por lo tanto relacionan las fuerzas conductoras de la edafogénesis con la dinámica de esos sistemas. Debe tenerse presente de todas maneras que los modelos pueden llegar a ser limitantes del progreso científica si el modelo se acepta como un “hecho” y no como una fuente de hipótesis que es lo que esencialmente son. En definitiva, los modelos se utilizan para obtener datos de manera sistemática, describir los sistemas o para predecir relaciones o comportamientos con el propósito de extender el conocimiento existente sobre los suelos. Todos los modelos deben últimamente autodestruirse total o parcialmente ya que ellos simplemente representan una serie de aproximaciones hacia la “verdad” y un buen modelo debe infundir en el investigador una actitud de análisis minucioso y crítico hacia el sistema bajo estudio con el propósito de mejorar, redefinir y expandir el modelo para obtener una comprensión completa del sistema. En la siguiente sección se mencionan y describen brevemente los modelos más conocidos en la investigación edafológica, todos los cuales tienen ventajas y limitaciones.

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Análisis de factores de estado El modelo factorial de los sistemas de suelos más conocido y más frecuentemente empleado es el de los factores de formación del suelo popularizado por Jenny (1941), que establece que los suelos son una función de cinco factores que definen el estado y la historia de los sistemas de suelos, por lo que se denominan factores de estado. Los cinco factores sugeridos por Jenny son:

1. Clima (cl) 2. Organismos (o) 3. Topografía (r) 4. Material parental (p), y 5. Tiempo (t)

La expresión del modelo es la que muestra la ecuación 5. Ecuación 5:

,...),,,,( tproclfS = donde S es el suelo y los puntos suspensivos indican factores adicionales no especificados. Los factores definen el sistema suelo como variables que controlan las características del sistema y no en términos de procesos, causas o fuerzas activas en el sistema. Posteriormente, Jenny redujo su modelo a tres factores de estado: el estado inicial del sistema (L0), los potenciales de flujo externo (Px), y la edad del sistema (t), por lo cual la ecuación quedaba reducida a la siguiente expresión (ecuación 6). Ecuación 6:

),,( 0 tPLfS x= Esta formulación es mucho menos difundida que la expresada por la ecuación 5. En ella, los flujos externos incluyen la radiación solar, la transferencia de calor, la transferencia de entropía, la difusión gaseosa, el flujo de agua, la coluviación y los aportes biológicos, pero en definitiva todos ellos están esencialmente determinados por el clima y la biosfera. El estado inicial de los sistemas de suelos está definido por la composición física, química mineralógica y orgánica del sistema referido como material parental, el que también está condicionado por la topografía. Por lo tanto, la ecuación 6, en una forma más extendida, es idéntica a la ecuación 5 que considera los cinco factores de formación del suelo originalmente definidos por Jenny (1941). Diversos autores han señalado dificultades severas para resolver la ecuación, en cualquiera de sus dos formulaciones, por lo difícil o aún imposible que resulta obtener algunos datos imprescindibles para ello. La dificultad deriva del hecho de que algunos factores están constituidos por unidades discretas, en tanto que otros son de naturaleza tan compleja que torna imposible la recolección de datos concretos de cada uno de ellos. Por otra parte, ciertos factores varían independientemente – una condición necesaria para resolver la ecuación – en tanto que otros varían en función de los demás, por lo cual no se

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cumple el requisito de la independencia de todos ellos. Tales interacciones han sido señaladas por varios autores quienes consideran que ello hace irreal el análisis frecuentemente realizado de observar la variación de suelos en función de la variación de un solo factor permaneciendo constantes los restantes. Hay evidencias de que ese tipo de situaciones son excepcionales y no la regla, que es la variación simultánea de dos o más factores. En un extremo se ha postulado que el único de los cinco factores que puede considerarse realmente independiente es el tiempo. A pesar de las limitaciones mencionadas, el modelo de Jenny ha tenido gran impacto en el desarrollo de la Edafología y hay evidencias incontestables de su utilidad para comprender algunos fundamentos esenciales de la formación de los suelos. Modelo de energía Este es un modelo factorial que refina el de los factores de formación del suelo de Jenny priorizando algunos de ellos porque no todos justifican atribuirles igual importancia. El modelo pone énfasis en dos factores de intensidad, el agua disponible para la lixiviación (w) y la producción de materia orgánica (o), y el factor tiempo (t), y puede expresarse de manera adecuada por la ecuación 7. Ecuación 7:

),,( twofS = Los factores de intensidad están condicionados por un conjunto de factores de capacidad. El agua disponible para lixiviación está condicionada por factores tales como la duración e intensidad de la precipitación, la infiltración, el escurrimiento y la permeabilidad. La producción de materia orgánica está condicionada por la disponibilidad de nutrientes, de agua y de aire y por las características y crecimiento de la vegetación. En los hechos, la producción de materia orgánica puede correlacionarse con el material parental (fuente de nutrientes) y la vegetación y el agua disponible para lixiviación con el clima y el relieve en el modelo de Jenny. Sin embargo, el modelo de energía pone se enfoca en los procesos activos en los suelos más que en las variables ambientales externas al suelo. El nombre del modelo deriva de su énfasis en los flujos de energía en el sistema suelo. El agua disponible para la lixiviación es esencialmente un agente efectivo en la utilización de la energía gravitacional en tanto que la producción de materia orgánica es una expresión de la energía radiante. También el modelo de energía ha sido criticado en algunos aspectos. Por ejemplo, se ha señalado que es tan difícil de cuantificar y ser expresado en forma matemática como el de Jenny, y que el material parental no es manejado de manera adecuada por el modelo. Asimismo se ha observado que aunque el modelo intenta basarse en relaciones de energía, las referencias a ésta son esencialmente verbales o gráficas y no se emplean unidades de energía en ningún momento. No obstante, el modelo de energía ha sido utilizado con éxito en varios estudios de formación del suelo en cuanto separar causas de efectos, proponer hipótesis y diseñar ensayos de verificación importantes.

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De todas maneras, el modelo de energía no ha alcanzado la difusión y popularidad del modelo de Jenny de 1941. Modelo de procesos generales Los modelos discutidos previamente – y algún otro no incluido en esta reseña – son básicamente modelos factoriales en tanto las propiedades del suelo son relacionadas en ellos a condiciones externas, al material inicial o al tiempo (progreso hacia el estado de equilibrio). En los modelos factoriales, los mecanismos mediante los cuales los factores de estado influyen sobre las propiedades del suelo no son tratados. El modelo formulado por Simonson (1959) representa uno de los primeros esfuerzos para modelar la formación del suelo usando una aproximación de respuestas a procesos y sugiere un esquema generalizado para la organización el estudio de los procesos operativos dentro de los sistemas de suelos. De acuerdo a Simonson, la génesis del suelo consiste de dos etapas: (1) acumulación del material parental, y (2) diferenciación de horizontes en el perfil. Cabe observar que este modelo solamente es aplicable si el paisaje (la superficie en que se desarrolla el suelo) ha permanecido geomorfológicamente inactiva desde la iniciación de la génesis del suelo. Sin embargo, el proceso puede asimilar o incorporar la influencia de la inestabilidad geomorfológico de los materiales parentales mediante la consideración de las ganancias y pérdidas de material geomórfico como un proceso activo en el desarrollo del suelo. Simonson sugiere que la diferenciación en horizontes es una función de ganancias, pérdidas, transferencia y transformaciones dentro de los sistemas de suelos. Estos cuatro procesos son, necesariamente, muy generales de manera de cubrir el rango completo de los procesos específicos que actúan en la génesis del suelo, pero no obstante el modelo da un marco útil para organizar conceptualmente los procesos y facilitar su comprensión. Simonson postula que todos los procesos actúan simultáneamente en todos los suelos y que sólo difieren sus velocidades en los diferentes suelos. La naturaleza última de los suelos está determinada entonces por el balance del conjunto de procesos. Aunque el marco conceptual sugerido por Simonson ha resultado particularmente útil, es aún imposible el desarrollo matemático del modelo porque la información cuantitativa necesaria para ello no existe todavía para algunos procesos específicos de importancia. De todas maneras diversos autores (Wright y Bennema, 1965; Gaucher, 1968) formularon concepciones similares a las de Simonson, lo que pone de manifiesto que su modelo, aún siendo muy general, es de utilidad en el estudio de la génesis de los suelos. Según los conceptos expuestos, existen procesos simples o elementales, que se asocian para dar lugar a otros más complejos, los procesos tipogénicos. Los tipos de suelos así originados tienen una expresión geográfica regional y constituyen las grandes zonas de suelos del mundo, caracterizadas generalmente no sólo por sus suelos sino también por un clima y una vegetación propias. Así, la zona de suelos negros, oscurecidos por la materia orgánica con alto porcentaje de cationes bivalentes (fundamentalmente calcio), coincide con el área bioclimática de las estepas y praderas. Pero a su vez, dentro de estas zonas bioclimáticas junto a los suelos típicos, existen otros suelos, que difieren de aquellos en uno o más rasgos importantes, debido a la acción preponderante de algún factor local; roca madre de composición “extrema”, hidromorfismo muy acentuado, concentraciones elevadas de sales o álcalis.

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En consecuencia el estudio de los procesos de formación del suelo puede analizarse a tres niveles, en el entendido de que esto no responde más que a la necesidad de facilitar o simplificar la exposición, sin que signifique una jerarquización de unos procesos con relación a otros:

1. Procesos generales de formación del suelo, también llamados simples o elementales que alteran las rocas y minerales y originan el perfil del suelo con su secuencia de horizontes genéticos.

2. Procesos regionales de formación del suelo, también llamado tipogénicos (Gaucher, G., 1968), que no constituyen sino una asociación de procesos simples, caracterizada por la intensidad y modalidad particular que adopta cada uno de ellos. Estos procesos producen los grandes grupos de suelos que caracterizan las regiones principales de suelos del mundo, más o menos coincidentes con grandes zonas bioclimáticas.

3. Procesos locales de formación del suelo, debidos a la acción predominante de un factor edafogenético local, que originan dentro de una región bioclimática suelos que, aún presentando numerosos caracteres en común con los suelos característicos del área, poseen algunas diferencias significativas con éstos. Son suelos mal drenados de las áreas deprimidas, o suelos desarrollados en condiciones que favorecen la acumulación de sales o álcalis. Todos estos suelos ocupan por lo común superficies restringidas dentro de la región donde aparecen.

PROCESOS GENERALES DE FORMACION DEL SUELO Crompton (1962) agrupa a los procesos de formación del suelo en cuatro grupos:

1. Meteorización 2. Translocación 3. Ciclo Orgánico 4. Erosión - Aporte Superficial

Wright y Bennema (1965), consideran que estos procesos pertenecen a tres regímenes:

1. Descomposición 2. Orgánico 3. Rejuvenecimiento

El primero, incluye los procesos de Meteorización y Translocación de Crompton, los otros dos corresponden respectivamente al Ciclo Orgánico y a los procesos de Erosión - Aporte Superficial de Crompton. El enfoque de Wright y Bennema y el de Crompton son, pues, casi idénticos. Gaucher, G. (1968) distingue por una parte, los Procesos Elementales y los Procesos Tipogénicos, y por otro distingue, dentro de la edafogénesis, dos tiempos: la formación y la evolución del suelo. La formación del suelo incluye:

• Desintegración y descomposición de la roca madre (meteorización). • Acumulación de materias minerales: aluvionamiento, coluvionamiento y aporte eólico. • Acumulación de materia orgánica.

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La evolución del suelo incluye:

• Migración de materias orgánicas y minerales tanto solubles como coloidales, descendentes o ascendentes.

• Acumulación de los productos de la migración, ya sea en un horizonte profundo (B o C) o en la superficie.

De acuerdo a lo expuesto por Crompton, Wright y Bennema, Robinson y Gaucher, los procesos elementales de formación del perfil del suelo son los siguientes:

1. Meteorización de las rocas y minerales. 2. Acumulación y evolución de la materia orgánica. 3. Translocación de compuestos solubles o coloidales en el perfil. 4. Rejuvenecimiento del suelo (aporte de material fresco) por distintas vías.

A estos se les podría agregar al desarrollo de la estructura del suelo, reconocido expresamente por Brewer (1964), como proceso de formación del suelo.

METEORIZACION DE LOS MINERALES Y LAS ROCAS El término meteorización comprende los procesos de transformación que experimentan los minerales y las rocas por acción de los agentes meteóricos: agua, aire, temperatura, agentes bióticos, etc. En la actualidad se acepta que la meteorización de los minerales es un proceso de formación del suelo, y el tema se considerará sólo en sus aspectos fundamentales porque el análisis detallado excede las necesidades de un curso básico de Edafología. La meteorización de los minerales y rocas se refiere a los cambios en el grado de consolidación y composición que se producen en la corteza terrestre, en la esfera de influencia de los agentes atmosféricos e hidrosféricos. Consiste de dos procesos: uno físico y otro químico, denominados respectivamente desintegración y descomposición, que en general actúan conjuntamente, aunque las condiciones ambientales, especialmente la topografía y el clima, pueden determinar el predominio de uno u otro proceso. La meteorización física o desintegración es el cambio en el grado de consolidación de las rocas, es decir, el cambio desde un estado consolidado a otro no consolidado (desagregado). Su mayor importancia radica en que lleva a los minerales y las rocas a un estado de gran división (o al menos de mayor división que el estado inicial), aumentando la superficie activa de los mismos lo que a su vez acelera considerablemente las reacciones de descomposición. La meteorización química o descomposición es el cambio de composición química de las rocas, consolidadas o no. Como su propio nombre lo indica, es un proceso dominantemente químico, integrado por un complejo de reacciones de hidrólisis, oxidación, hidratación y solubilización, entre otras.

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METEORIZACION FISICA La meteorización física conduce a la desintegración de las masas rocosas, disminuyendo el tamaño de las partículas de manera que la meteorización química resulta más factible y más rápida y conduce la transformación de la composición de los materiales. La desintegración tiene lugar por medio de agentes que actúan sobre la roca in situ o que la mueven y la desgastan. En el cuadro 2 se presentan los factores de acción in situ y los agentes que mueven y desgastan las rocas.

Cuadro 2. Agentes de la meteorización física

Agentes que actúan sobre la roca in situ

Agentes que mueven y desgastan la roca

Pérdida de carga Hielo glacial Expansión-contracción térmica Agua en movimiento Crecimiento de cristales Viento Presión por plantas y animales Gravedad

Pérdida de carga Es producida por la descarga de masas rocosas - en especial las de rocas ígneas formadas a gran profundidad - generalmente provocada por la erosión del manto de rocas que las recubre. El resultado del proceso es la “exfoliación” en capas concéntricas a la superficie de la masa rocosa y la formación de diaclasas. Expansión y contracción térmicas Los cambios térmicos asociados a la insolación (calentamiento y enfriamiento diario, estacional, etc.) no se consideran actualmente importantes como en el pasado, pero se acepta en cambio que los cambios bruscos de temperatura, provocados por incendios o rayos, pueden ser efectivos en la expansión y contracción térmicas de las rocas y tener así efectos desintegradores sobre éstas.

Crecimiento de cristales Este fenómeno se refiere principalmente al crecimiento de cristales de hielo o de sales en las grietas o fracturas de las rocas y ocurre normalmente en climas fríos o áridos. El proceso es más activo cuando hay congelación y descongelación alternadas y más efectivo en rocas con fracturas o con planos de estratificación. Debe notarse sin embargo que tal vez nunca se generen por este mecanismo presiones muy elevadas, solamente alcanzables en agua totalmente confinada. Presión por plantas y animales Fundamentalmente se refiere a la acción de las raíces que al crecer pueden ensanchar las grietas de las rocas (efecto de cuña), originadas por alguno de los mecanismos ya vistos.

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Con relación a los agentes que mueven y desgastan las rocas, su acción se manifiesta de varias maneras. Una de ellas es el mecanismo de corrosión o abrasión que no es más que un desprendimiento de partículas del substrato por la acción del material transportado en suspensión por el agua (por ejemplo, un río) o por el hielo, como es el caso de un glaciar en movimiento. También puede existir un desgaste o disminución del tamaño de grano por golpeteo, choque, frotación o trituración de partículas minerales en tránsito, ya sea éste fluvial, eólico, glacial o marino.

METEORIZACION QUIMICA La meteorización química es el cambio en la composición química y mineralógica de las rocas y en ella los minerales primarios se destruyen, al menos parcialmente, liberándose productos insolubles y solubles. Los insolubles se acumulan en el manto de alteración, en tanto que los solubles pueden ser lavados o pueden recombinarse en forma de nuevos compuestos minerales, tanto cristalinos como amorfos y generalmente con propiedades coloidales. En el caso general, la meteorización comprende un complejo de acciones físicas y químicas que puede representarse ventajosamente por la ecuación siguiente:

Minerales + Agentes de Residuos + coloides + iones primarios meteorización insolubles

Micas Agua Al (OH)3 Feldespatos Oxígeno Fe (OH)3 Anfíboles CO2 SiO2 Piroxenos H+ Minerales arcillosos En esta ecuación se utiliza el signo para indicar que, si bien en las condiciones de superficie el equilibrio se desplaza siempre hacia la derecha, las velocidades de reacción dependen de las masas activas de las sustancias reaccionantes en el medio. Si los productos de la reacción (segundo término de la ecuación) se acumulan en el medio, las reacciones de descomposición tienden a enlentecerse o bloquearse, en tanto que la lixiviación de los mismos productos favorece el proceso de meteorización y la ecuación se desplaza hacia la derecha.

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AGENTES DE METEORIZACION Los agentes que intervienen más activamente en las reacciones de descomposición son el agua, el oxígeno, el anhídrido carbónico y el ion hidrógeno. Los óxidos de nitrógeno formados en baja proporción en la atmósfera durante las tormentas eléctricas y el ácido sulfúrico, originado por oxidación e hidrólisis de los sulfuros en superficie, aunque en cantidades muy subordinadas, también tienen cierta importancia como agentes de meteorización. A estos compuestos deben agregarse los ácidos provenientes de la descomposición de los residuos orgánicos en el suelo los cuales pueden tener un rol como agentes meteóricos dentro del suelo bajo ciertas circunstancias. Agua El agua es sin lugar a dudas el más importante de los agentes de meteorización. Su acción se manifiesta de tres maneras:

• como disolvente, • como agente hidratante, • como fuente de H+

El agua con las sales y ácidos disueltos que posee en el suelo constituye uno de los agentes de mayor importancia en la meteorización de minerales. A través de la hidrólisis, la hidratación y la disolución, el agua es capaz de intensificar la degradación, alteración y resíntesis de minerales. Un ejemplo simple es la hidrólisis de la microclina (KAlSi3O8), un feldespato potásico muy abundante en diversas rocas, que se muestra seguidamente.

KAlSi3O8 + H2O HAlSi3O8 + K+ + OH-

(sólido) (líquido) (sólido) (solución)

2 HAlSi3O8 + 14 H2O Al2O3.3H2O + 6 H4SiO4 (sólido) (líquido) (sólido) (solución) Obsérvese que estas reacciones ilustran la disolución y la hidratación así como la hidrólisis. El potasio liberado por hidrólisis del feldespato es soluble y está sujeto a adsorción por los coloides del suelo, a absorción por las raíces de las plantas y a eliminación en el agua de drenaje. Asimismo, el ácido silícico (H4SiO4) es soluble y puede ser eliminado lentamente en el agua de drenaje o recombinarse con otros compuestos para formar minerales secundarios como las arcillas (filosilicatos). La hidratación es evidente observando la formación del óxido de aluminio hidratado (Al2O3.3H2O). La disociación del agua, por otra parte, libera iones H+ (generalmente en forma de hidronio), por lo que, aún cuando pura, desarrolla cierta acción química en función de su contenido en este ion. Su concentración está regulada por el equilibrio:

2H2O = H3O+ + OH-

Como fuente indirecta de H+, el CO2 tiene una importancia excepcional pues es el agente ácido natural relativamente más abundante. La concentración de H+ - como hidronio - suministrado por la ionización primaria del ácido carbónico formado en la disolución del

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CO2 en agua, es la más elevada que suministran en condiciones normales los procesos naturales. El equilibrio correspondiente es el siguiente.

CO2 + 2H2O = HCO3

- + H3O+ La meteorización se acelera por el contenido del ion hidrógeno en el agua que percola a través del suelo. Un efecto de ello es la disolución de la calcita (carbonato cálcico) según la siguiente reacción.

CaCO3 + H2CO3 Ca2+ + 2 HCO3- (sólido) (solución) (solución de bicarbonato) En las regiones húmedas otros ácidos mucho más fuertes que el carbónico están presentes también en la solución del suelo, tales como ácidos inorgánicos muy diluidos (HNO3 y H2SO4) y algunos ácidos orgánicos. Oxígeno El oxígeno es otro agente de meteorización de gran abundancia en el ciclo superficial. Su principal acción es la oxidación que afecta principalmente a los cationes polivalentes como el hierro y el manganeso. Durante la alteración de las rocas el Fe2+ es liberado de la estructura de los minerales primarios que lo contienen y llevado por oxidación e hidratación a óxidos y oxihidróxidos de hierro (ferrihydrita, goethita, lepidocrocita, hematita), que precipitan y pigmentan los suelos y los sedimentos. Un ejemplo de esto es la alteración de la olivita en medio acuoso en que se libera óxido ferroso que es inmediatamente oxidado a formas férricas, generándose goethita.

3 MgFeSiO4 + 2 H2O H4Mg3Si2O9 + SiO2 + 3 FeO

(olivina) (serpentina) (sílice) (óxido ferroso)

4 FeO + O2 + 2 H2O FeOOH (óxido ferroso) (goethita)

En ausencia de oxígeno, en cambio, es posible una migración relativamente fácil de hierro como Fe2+ de solubilidad mayor al Fe 3+. Anhídrido carbónico El anhídrido carbónico cumple un rol activo en la meteorización de dos maneras:

• como agente de carbonatación. • como principal fuente indirecta de H+.

Forma combinaciones estables con cationes bivalentes dando lugar a la formación de carbonatos de Ca2+, Mg2+, Fe2+, etc. Cuando estos cationes son liberados de las estructuras primitivas dan frecuentemente carbonatos como productos de alteración estables. Por otra parte, debido a la elevada solubilidad de los bicarbonatos, el CO2 no solamente es capaz de fijar los cationes como carbonatos, sino de movilizarlos como bicarbonatos.

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Por este motivo, el CO2 regula completamente el ciclo superficial del Ca2+ e incide en el del Mg2+ y el Fe2+.

Hidrogenión El ion hidrógeno se encuentra normalmente solvatado como H3O+ (hidronio) debido a su enorme poder polarizante y es el agente más activo de la destrucción a escala atómica. La acción del H+ depende de una serie de factores entre los que se pueden destacar: 1. Su gran poder de penetración: condicionado por su tamaño pequeño que le permite penetrar con

facilidad en huecos y fracturas de la estructura de los minerales. Debe tenerse en cuenta que si bien el H+ es transportado como ion solvatado H3O+, se fija a las estructuras como H+.

2. Su gran poder polarizante y alta fuerza electrostática de enlace: debido a su poder polarizante puede unirse enérgicamente a los oxígenos de la estructura reemplazando y desplazando a los cationes metálicos (K+, Na+, Ca2+, etc.

3. Su acción distorsionante sobre las estructuras atacadas: por su pequeñísimo tamaño, una vez fijado a la estructura, determina grandes huecos en el sitio de los cationes desplazados y provoca distorsión y expansión en la estructura, lo que facilita el proceso de destrucción.

ALTERABILIDAD DE LOS MINERALES La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales frente a las condiciones de superficie depende de factores intrínsecos, propios y específicos de cada mineral o familia de minerales, y de factores externos, característicos del ambiente en que se produce la meteorización. Jackson y Sherman (1953) llaman los primeros factores de capacidad y a los segundos factores de intensidad. Factores de capacidad Estos factores pueden ser estructurales (tipo de estructura de cada mineral, densidad de empaque de los iones componentes, etc.) o químicos (movilidad relativa de los iones componentes, grado de hidratación del mineral y estado de oxidación de iones como el Fe2+ o el Mn2+). En general los minerales con estructura más simples son más alterables y así los nesosilicatos, como la olivina, son muy fácilmente alterables, en tanto que los tectosilicatos, como el cuarzo, de estructura mucho más compleja son muy resistentes. Los inosilicatos y filosilicatos ocupan posiciones intermedias entre ambos extremos. La densidad de empaque de los iones constituyentes de los minerales también afecta la alterabilidad de estos últimos y cuanto más compacta es la estructura, más estable es el mineral. Este factor puede ser tan importante como para provocar que un mineral de estructura simple como el circón (nesosilicato) pero con empaquetamiento muy denso sea extremadamente resistente, comportándose así de manera opuesta a la olivina. El grado de sustitución isomórfica en la estructura es otro factor de capacidad y así, cuanto mayor el número de sustituciones isomórficas de Si por Al en los tetraedros de los silicatos, mayor es su alterabilidad, ya que los enlaces Al-O-Si son más débiles que los enlaces Si-O-Si.

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La movilidad de los cationes que componen los minerales también influyen sobre su alterabilidad, siendo mayor cuanto más móviles son dichos cationes, según el orden siguiente de los respectivos óxidos:

Na2O > CaO > MgO > K2O > SiO2 > Al2O3 > Fe2O3 El orden de movilidad indica la mayor o menor facilidad con que se pierden los diferentes elementos al ser liberados durante la meteorización, siendo más fácilmente eliminados los más móviles como los cationes alcalinos y alcalino térreos y concentrándose residualmente los menos móviles como el Al y el Fe. Con respecto al grado de hidratación, cuanta menos agua contiene un mineral más fácilmente se altera en las condiciones superficiales donde dicho compuesto es abundante y en las que tienden a predominar los minerales hidratados. Por ello, los minerales primarios, formados en profundidad son menos estables en la superficie que los secundarios, formados precisamente en ese ambiente. Finalmente, el estado de oxidación de los minerales afecta su alterabilidad y aquellos que poseen en su estructura cationes que pueden oxidarse reducen su estabilidad en las condiciones superficiales en las que el oxígeno es abundante. Ello explica en parte la baja estabilidad de minerales con hierro ferroso en su estructura como la olivina, piroxenos, anfíboles y biotita. Factores de intensidad Así como los factores de capacidad determinan la alterabilidad potencial de los minerales, los factores de intensidad controlan el grado e intensidad del proceso de la meteorización. Dentro de los factores de intensidad deben señalarse principalmente al clima, la topografía y el drenaje. De sus características depende la mayor o menor permanencia de los minerales en contacto con los agentes de meteorización: temperatura, precipitación, acidez del medio, fuerzas bióticas y condiciones de oxidación-reducción. El efecto de la temperatura en el proceso de descomposición es de particular importancia y la velocidad de las reacciones químicas aumenta con la temperatura, duplicándose aproximadamente por cada 10ºC de aumento de la misma (ley de Van t’Hoff). Así, en climas tropicales la combinación de temperaturas elevadas y precipitaciones generalmente abundantes aumenta la velocidad de las reacciones químicas de descomposición y por lo mismo la intensidad de la meteorización. En tales condiciones, prácticamente todos los silicatos son descompuestos y los únicos minerales estables son los óxidos de hierro y aluminio neoformados; aún la caolinita, una arcilla muy estable, puede ser descompuesta en el estado último de meteorización. En climas menos extremos, la alteración de los minerales es parcial; la sílice poco solubilizada (o insoluble) no es lavada y, en consecuencia, es posible la formación y estabilización de los filosilicatos secundarios. En el extremo opuesto, bajo condiciones climáticas frías y secas, domina la desintegración, máxime si la topografía es quebrada. En los productos de alteración - transportados y depositados como sedimentos o mantenidos in situ - se observa generalmente un contenido elevado de feldespatos, así como ferromagnesianos muy

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frescos. Ello es indicativo de que las rocas han sido solamente desmenuzadas, sin mayor intervención de los agentes químicos. La topografía actúa directamente sobre el proceso de meteorización química - favoreciendo o enlenteciendo la erosión de los productos de la misma - pero su efecto más importante es indirecto, a través del drenaje que ella controla. El efecto del drenaje tiene una doble importancia, pues incide tanto en la velocidad de descomposición de los minerales primarios, como en el tipo de minerales neoformados. Un buen drenaje aumenta la velocidad de descomposición, pues sustrae los cationes liberados durante el proceso de alteración e impide que la acumulación de los mismos lleve al proceso a una situación de equilibrio. Por otra parte, el drenaje activo arrastra prácticamente todos los iones que la alteración suministra al medio (K+, Ca2+, Mg2+, etc.) determinando un pH relativamente bajo en las aguas que favorecer la formación de minerales arcillosos caoliníticos. En condiciones de drenaje insuficiente o impedido, la acumulación de cationes en el medio promueve la recombinación de los iones liberados por la descomposición en minerales arcillosos micáceos o montmorilloníticos. La interacción entre la alterabilidad propia de cada mineral (factores de capacidad) y las condiciones ambientales de la meteorización (factores de intensidad) determinan, junto al contenido inicial de cada mineral en el material generador de los suelos, cuáles son los minerales que ocurren en los diferentes tipos de suelos.

Cuadro 3. Minerales primarios y secundarios más importantes de los suelos

ordenados por su resistencia a la meteorización

Minerales primarios Minerales secundarios Resistencia a la meteorización Goethita Más resistente Hematita Gibsita Cuarzo Minerales arcillosos Muscovita Ortosa Biotita Albita Hornblenda Augita Anortita Olivina Dolomita Calcita

Yeso Menos resistente El cuadro 3 muestra el orden de alterabilidad de los minerales primarios y secundarios más frecuentes que se encuentran en los suelos, ordenados por su resistencia creciente a la meteorización en condiciones normales para climas húmedos templados (Brady, 1984). El orden de alterabilidad del cuadro 3 no es el único posible puesto que diferentes autores han propuesto diversos ordenamientos que poseen diferencias entre sí, aunque las

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mismas son menores y no alteran sustancialmente el ordenamiento. Todas las secuencias de alterabilidad de minerales coinciden en que el cuarzo, la moscovita y los feldespatos potásicos y sódicos son los minerales primarios más resistentes, en tanto que los más susceptibles a la meteorización son en todos los casos los piroxenos, anfíboles y olivina. Lo mismo ocurre con los minerales secundarios siendo los carbonatos y sulfatos de calcio y magnesio los más alterables y los óxidos de hierro y aluminio los más resistentes, ubicándose los filosilicatos secundarios en una posición intermedia. ALTERACION POR FAMILIAS DE MINERALES En este apartado se consideran solamente aquellos minerales que se encuentran con frecuencia como constituyentes de las rocas; tales minerales son los materiales primitivos a partir de los cuales se forman los minerales estables en las condiciones superficiales, sean ellos coloidales o no. A su vez, en lo referente a cada familia de minerales en particular, es de interés delinear a grandes rasgos cuáles son los productos de alteración formados en condiciones climáticas diferentes. Familia de la sílice. El mineral más importante es el cuarzo, muy abundante en los suelos. Es un mineral absolutamente estable en todos los climas y uno de los más resistentes en el ciclo superficial. La ausencia de sustituciones isomórficas y la existencia exclusiva de los fuertes enlaces Si-O-Si son responsables de la persistencia de este tectosilicato, frecuentemente dominante en las fracciones arena y limo de los suelos. La sílice coloidal que interviene en el ciclo superficial proviene casi exclusivamente de la descomposición de otros silicatos, ya que la estabilidad del cuarzo torna casi imposible la liberación de sílice soluble o coloidal a partir de este mineral. Familia de los feldespatos. Estos tectosilicatos son más alterables que el cuarzo por la aparición de enlaces Si-O-Al, de mayor debilidad que los Si-O-Si, debido a las sustituciones isomórficas de Si por Al, y a la existencia de cationes como Na+, Ca2+ y K+ que debilitan la estructura del mineral. La hidrólisis de los feldespatos conduce a la formación de minerales arcillosos: caolinita en clima tropical y con buen drenaje, o arcillas 2:1 en climas menos cálidos y/o en condiciones de drenaje impedido que permite la acumulación de cationes como calcio, potasio o sodio. En casos de meteorización muy intensa y prolongada, pueden formarse principalmente óxidos de aluminio con caolinita como mineral asociado. Familias de las micas. La muscovita es bastante resistente (ver cuadro 3) y generalmente se transforma en vermiculita o montmorillonita por pérdida de potasio, ganancia de agua y aumento del espaciado basal. La illita puede ser una etapa intermedia en esa transformación. La biotita se transforma también en vermiculita o montmorillonita (a veces en clorita como paso previo) por mecanismos similares, a los que se agrega la liberación del hierro que además se oxida de ferroso a férrico formando goethita u otros óxidos. En caso de una meteorización muy intensa, las estructuras de las micas se dislocan completamente liberándose compuestos más simples y formación de óxidos y caolinita.

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ACUMULACIÓN Y EVOLUCIÓN DE LA MATERIA ORGÁNICA Cuando la materia orgánica fresca, constituida por residuos vegetales y animales, se incorpora al suelo, sufre transformaciones más o menos activas bajo la influencia de factores biológicos: una parte se mineraliza y libera compuestos gaseosos (CO2, NH3), mientras que la otra se humifica, formando compuestos relativamente estables y generalmente unidos por mecanismos físico químicos a los coloides minerales. La acumulación de la materia orgánica es quizá el principal rasgo que diferencia a los suelos de muchos sedimentos no consolidados y formaciones superficiales cuya composición es exclusivamente mineral. Por lo tanto, la existencia de materia orgánica es una propiedad característica de los suelos y su acumulación y evolución, bajo diferentes condiciones y en diversas modalidades, deben considerarse como procesos generales edafogenéticos de primordial importancia. La velocidad de las transformaciones de los residuos orgánicos frescos varía según las condiciones ambientales de humedad y temperatura, pero también la fauna juega un rol importante, sobre todo en la fragmentación mecánica y en la incorporación de los residuos. A su vez, la naturaleza de éstos condiciona también la velocidad de la descomposición: los restos frescos se descomponen más rápidamente que los secos o pajizos, una hoja de roble se descompone en menos de una año, en tanto que una acícula de pino persiste hasta diez años en la hojarasca forestal (Duchaufour, 1968). El tipo de humus formado depende de la velocidad de la descomposición, la que está relacionada a la actividad biológica del medio y de la naturaleza, abundancia y estabilidad de los compuestos húmicos de neoformación. Evolución rápida de la materia orgánica fresca Deben distinguirse dos tipos de sustancias: las hidrosolubles y los residuos insolubles. La fracción hidrosoluble, una vez incorporada al suelo, sufre una evolución que varía según las condiciones ecológicas: una parte es sometida a la biodegradación y desaparece rápidamente, en tanto que otra evoluciona más o menos rápidamente por insolubilidad y da lugar a compuestos húmicos poco polimerizados (ácidos fúlvicos). Los compuestos hidrosolubles, en medio aerobio, se insolubilizan y polimerizan con velocidad variable, tanto mayor cuanto mayor sea el pH y más elevado el contenido de calcio en el suelo, aunque también influye la naturaleza de los residuos originales. Como resultado de esta evolución, en los compuestos orgánicos de tipo mull predomina la neoformación de humus, en tanto que en el mor – y en menor medida en el moder – predomina la herencia de compuestos que sólo han sufrido transformaciones débiles. La fracción insoluble (celulosa, hemicelulosa, lignina) evoluciona también de manera diferente, según las condiciones del medio. En los humus activos (mull) hay primero una división mecánica e incorporación rápida por la actividad de la fauna, lo que favorece los contactos físicos y las uniones químicas entre la materia orgánica y la mineral. Los hidratos de carbono se descomponen y liberan lignina que se oxida y adquiere numeroso radical carboxilo, lo que aumenta su capacidad de intercambio catiónico. Esta lignina semitransformada se une químicamente a las arcillas y los cationes y constituye, al

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parecer, una fracción de la humina. La transformación de la lignina en humina es favorecida por varios factores: alto contenido de nitrógeno de los residuos, pH elevado y alto tenor de calcio en el medio. En los humus ácidos, de actividad biológica débil (mor, moder) la lignina desaparece antes que la celulosa, bloqueada por la precipitación de ciertos complejos sobre las paredes de los tejidos. La lignina se descompone en monómeros solubles, o al menos de molécula pequeña, los que sólo sufren una polimerización muy lenta y débil, al estado de ácidos fúlvicos o ácidos húmicos pardos. Evolución lenta de la fracción humificada Es una fase de evolución físico química, posterior a la fase biológica rápida, que normalmente se caracteriza por el aumento en la polimerización de las moléculas húmicas y la multiplicación de uniones con las arcillas. En esa fase de maduración se llega a un equilibrio estable – variable según el medio – entre la destrucción y la formación de humus, del que dependen el color, espesor, estructura y gran parte de las propiedades físico químicas del horizonte superficial del suelo. Los factores macro y microclimáticos tienen un rol esencial en el proceso de maduración. Así, en clima cálido se observa que al pasar de las zonas siempre húmedas a aquellas con estación seca, se produce una disminución progresiva del contenido de ácidos fúlvicos en el humus. Por el contrario, el grado de polimerización de los ácidos húmicos aumenta al hacerse más prolongada la estación seca. En clima templado o frío se observa una secuencia similar, desde los climas más marítimos donde predominan los horizontes humíferos poco espesos y ricos en ácidos húmicos pardos y fúlvicos, hasta los climas continentales, donde la humificación y polimerización más enérgicas favorecen la formación de horizontes humíferos espesos con predominio de ácidos húmicos grises.

Cuadro 4. Tasa de mineralización del nitrógeno en diversos materiales orgánicos

(Duchaufour, 1968)

Tipo de materia orgánica Tasa de mineralización por estación de crecimiento

Hojarasca de mull activo 100% Moder de actividad media, C:N = 20 – 30 7 – 8%

Mull forestal ácido 1 – 3% Mull forestal calcáreo < 1%

Mull cálcico (suelo de estepa), C:N ± 10 0,1%

La mineralización de los compuestos húmicos se vuelve muy lenta una vez que el humus se asocia a la arcilla para formar un complejo insoluble de alta estabilidad. Una buena medida de la estabilidad del humus es la tasa de mineralización del nitrógeno, la que se hace más lenta a medida que aumenta el grado de incorporación y transformación de los residuos frescos. El cuadro 4 ilustra este concepto y en él se puede observar que los compuestos húmicos evolucionados no dan ninguna indicación sobre la actividad

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mineralizadora, al contrario de lo que ocurre con los restos frescos o con los horizontes O no incorporados al suelo mineral. En efecto, en un mull de un suelo de vegetación herbácea (estepa) se mineraliza muy lentamente, pese a tener una relación de alrededor de 10. La estabilidad de los compuestos húmicos se puede cuantificar también determinando su edad media por medio del C14, lo que ha permitido establecer que los mulls forestales y las tierras agrícolas de textura media, cultivadas y enriquecidas regularmente con abonos orgánicos arrojan una edad media de 40 años, mientras que el humus de un suelo de estepa herbácea da 1000 años (Duchaufour, 1968). No obstante, estas cifras no pueden aceptarse en forma absoluta, siendo más bien válidas para el ambiente en que se realizó la investigación y otros autores citan valores diferentes. Así, Buol, Hole y Mc Cracken (1973) mencionan dataciones de C14 del orden de 270 a 840 años para suelos de praderas y estepas del centro norte de EE.UU. y Hall, Daniels y Foss (1982) citan cifras aún menores. De todas maneras no cabe duda que la forma de acumulación de los residuos orgánicos sobre el suelo o dentro del mismo juega un rol esencial en la incorporación y evolución de los mismos. Tales formas de deposición de los restos vegetales se corresponden con la vegetación forestal y herbácea respectivamente y se considera que la cantidad y distribución y composición de la materia orgánica en suelos forestales y de praderas o estepas está directamente relacionada a la forma en que se depositan los restos vegetales en unos y otros. Otros aspectos relativos al rol y evolución de la materia orgánica del suelo se tratan en otro capítulo del curso de Edafología.

DESARROLLO DE LA ESTRUCTURA Los mecanismos físicos, químicos y biológicos que originan la estructura del suelo se tratan en el capítulo de Propiedades Físicas del curso de Edafología por lo cual no se reitera en esta sección. Pero corresponde enfatizar aquí que el desarrollo de la estructura es un proceso de génesis del suelo porque la formación de agregados supone una reorganización de los materiales componentes del suelo, tanto minerales como orgánicos, que contribuye a la diferenciación de los horizontes del perfil. Así una saprolita1 granítica, que se define como horizonte C por su estructura rocosa, puede reorganizarse por formación de agregados de origen edafológico y transformarse en un horizonte B no iluvial, de alteración (Bw). Este es un proceso bien conocido y la formación de estructura de suelo en sustitución de la estructura de la roca es un criterio utilizado en diversos sistemas de clasificación de suelo para definir un tipo de horizonte diagnóstico no iluvial de tales sistemas, tales como los de EE.UU., Francia y Uruguay. Si bien se han realizado progresos sensibles en la metodología descriptiva de la estructura y se han refinado las técnicas microscópicas para su estudio detallado, es poco lo que se ha progresado en la interpretación, o sea el conocimiento de los procesos de formación de agregados. Brewer (1964) postuló que la formación de los agregados de los suelos se debe a los mismos procesos que originan las fisuras o espacios entre agregados y que el

1 Saprolita: producto de alteración de ciertas rocas con destrucción de minerales primarios y síntesis de minerales secundarios pero que aún mantiene la estructura original de la roca parental.

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estudio de la naturaleza y formación de estos es esencial para iniciar la experimentación sobre la reproducción de tales procesos. A su vez, Sleeman (citado por Brewer, 1964) revisó la bibliografía sobre producción experimental de padrones o sistemas de grietas o fisuras encontrando que los factores que la controlan son muy numerosos: uniformidad del material, proporción y tipo de arcilla, naturaleza y proporciones de los cationes intercambiables, contenido de ácido húmico e hidróxidos de hierro y uniformidad de la velocidad de desecamiento. De lo expuesto surge que, aunque no bien conocido en sus mecanismos, el desarrollo de la estructura del suelo es sin duda un proceso edafogenético cuya importancia queda de manifiesto si se tiene en cuenta, no solamente su efecto sobre la morfología del suelo, sino también el control que ejerce la estructura sobre varios aspectos fundamentales del suelo, como su régimen hídrico, el intercambio gaseoso, la penetración de raíces, la actividad biológica, la migración de sustancias en solución o suspensión y otros. En la introducción de este texto se señaló que la reorganización de los materiales del suelo a través de procesos como el desarrollo de la estructura contribuía a aumentar el grado de orden de dichos materiales, disminuyendo por lo tanto la entropía del sistema. La figura 2 muestra dos ejemplos de estructuras de suelos bien contrastantes que representan dos formas muy diferentes de organización de las partículas primarias, tanto minerales como orgánicas. En a) se aprecia la estructura granular gruesa y de bloques finos, muy fuerte de la superficie de un Vertisol (Salto, Uruguay), mientras que en b) se observa la estructura superficial muy débil, casi masiva, de un suelo desnudo (Argisol, Depto. de Treinta y Tres, Uruguay).

a) b)

Figura 2. Variabilidad de la estructura del horizonte superficial. En a), suelo arcilloso bien estructurado, no laboreado; en b), estructura muy débil de un suelo trabajado, encostrado por el golpeteo de la lluvia, y removido intencionalmente por laboreo en ambos extremos de la parcela.

MIGRACIÓN DE COMPUESTOS SOLUBLES Y COLOIDALES Este proceso general de formación del suelo es inducido por el movimiento de agua a través del perfil, esencialmente descendente por acción de la fuerza de gravedad y resulta en el lavado de compuestos en solución o en suspensión coloidal que pueden ser total o parcialmente eliminados del perfil o ser translocados de un horizonte superficial a otro más

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profundo. Los horizontes empobrecidos en compuestos por este proceso se denominan eluviales y los enriquecidos en ello son los horizontes iluviales. La definición de tales horizontes ya fue analizada en profundidad en el capítulo de introducción del curso (Composición del suelo). La migración de sustancias favorece así la diferenciación del suelo en horizontes genéticos como resultado de la redistribución y reorganización de sus componentes orgánicos o inorgánicos. El proceso de migración, por lo tanto, también contribuye a incrementar el orden del sistema suelo y disminuir su entropía, lo cual ya fue mencionado en la introducción de este texto. Migración de sales solubles Las sales solubles usualmente presentes en el suelo son cloruros y sulfatos de sodio y magnesio. Otros iones como calcio, potasio, nitrato y bicarbonato son menos frecuentes. La solubilidad de las sales mencionadas es comparativamente alta: 4,8 a 54,3 gramos por 100 cm3. En los climas húmedos, la alta solubilidad de estas sales asegura su eliminación completa del perfil a través del drenaje profundo de las aguas de lluvia, excepto en topositios bajos, mal drenados, en donde existe una napa salobre a poca profundidad. Es el caso de Uruguay, donde la precipitación es suficiente para lavar totalmente las sales solubles fuera del perfil, excepto en algunas zonas bajas sometidas a ingresiones de agua salada (barras del arroyo Maldonado, y del río Santa Lucía, costas de las lagunas de José Ignacio, Garzón y Rocha, o bajo la influencia de una napa salina (costa de la laguna Merín). En las zonas áridas, las condiciones climáticas – a veces junto a una napa freática alta – favorecen la acumulación de sales en el perfil. Un buen ejemplo lo constituye la planicie aluvial de los ríos Tigris y Eufrates en Irak (Al Rawi, Sys y Laruelle, 1968), donde la superficie se cubre con una costra salina durante los períodos secos si la napa se encuentra a pocas decenas de centímetros de profundidad. La eflorescencia salina se disuelve cada vez que el suelo se moja porque el origen de las sales está en el agua freática y los suelos salinos están en las posiciones más deprimidas de la planicie. La salinidad de la napa puede ser natural u originada por el riego con aguas salinas y en ausencia de sistemas adecuados de drenaje. En este último caso, la salinización del suelo es el resultado de la actividad humana. Migración de sales poco solubles Aquí se incluyen sales como el yeso (CaSO4.2H2O) y la calcita (CaCO3), cuya solubilidad de 0,2 a 0,001 gramos por 100 cm3 es bastante menor a la de las sales solubles, pero muy inferior a la de los silicatos y óxidos que constituyen la mayor parte de la fracción mineral del suelo. El yeso posee una solubilidad suficiente como para ser eliminado por las aguas pluviales en los climas húmedos, pero aparece asociado a sales más solubles en eflorescencias o en horizontes más o menos profundos si existe cierta lixiviación. El carbonato de calcio es sensiblemente menos soluble que el yeso pero su solubilidad aumenta al pasar a bicarbonato de calcio según la siguiente reacción:

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CaCO3 + CO2 + H2O Ca(CO3H)2

Las evidencias de lavado de carbonatos en el perfil del suelo son:

• Ausencia de carbonatos en suelos derivados de materiales calcáreos. • Presencia de cavidades presuntamente ocupadas antes por granos de carbonatos.

A su vez, las evidencias de acumulación secundaria de carbonatos son:

• Revestimientos de calcáreo sobre agregados del suelo. • Contenido de carbonato superior al que se presume tenía el material original.

La observación de suelos a lo largo de transectas desde zonas áridas a zonas húmedas – a igualdad de otros factores de formación – permite observar que los suelos aparecen descarbonatados a una profundidad progresivamente creciente y que el horizonte de acumulación de calcáreo (generalmente Ck) se va “hundiendo” en el perfil a la vez que se adelgaza hasta que finalmente desaparece en las áreas más húmedas. En Uruguay, coexisten suelos con acumulación de CaCO3 con otros que no lo poseen, lo que está relacionado al material generador y al grado de lixiviación del perfil. El calcáreo libre, si ocurre, aparece en el horizonte C o en la parte inferior del horizonte B, en contenidos que no superan el 15% en los suelos más ricos en CaCO3 del sur, suroeste u oeste del país. En suelos más lixiviados, el contenido de calcáreo no pasa de 5% o menos en el horizonte C, generalmente en forma de nódulos duros, estando la matriz casi o totalmente libre de carbonatos. Los suelos ácidos formados sobre rocas graníticas y diversas areniscas carecen de calcáreo en todo el perfil. En los climas áridos el lavado de carbonatos es insignificante, aunque no necesariamente nulo y el suelo posee a veces carbonatos en todos sus horizontes o al menos en su mayoría, si el material parental era calcáreo o si el viento deposita materiales que poseen carbonato de calcio sobre suelos que originalmente no lo poseían. Migración de arcilla La migración de arcilla se ha considerado un proceso muy importante y como tal ha sido el más estudiado de los procesos de redistribución de componentes dentro del perfil de suelo. Por este proceso, uno o más horizontes superficiales (A y/o E) pierden arcilla, por lo que se denominan eluviales, y la arcilla desplazada se deposita en un horizonte más profundo (Bt) que es entonces un horizonte iluvial, considerado diagnóstico en varios sistemas de clasificación de suelos (horizonte argilúvico de la clasificación uruguaya o argílico de los sistemas de EE.UU. y de FAO). Si bien la mayor parte de la arcilla en un horizonte Bt se ha formado in situ o ha sido heredada del material parental, hay evidencia de que parte de la misma proviene de los horizontes superiores y que se ha movido en suspensión mecánica en el agua que percola en el suelo, sin que haya habido destrucción química de la misma durante el proceso. La arcilla iluvial se distingue de la heredada o formada en el horizonte B porque sus

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partículas, de forma laminar típica de los filosilicatos, se depositan paralelas a la superficie de deposición, que es la cara de un agregado o la pared de un poro, formando revestimientos brillantes denominados “películas de arcilla” en las descripciones macroscópicas del perfil de los suelos. Como las micelas de arcilla se mueven en suspensión mecánica en el agua que percola por los macroporos del suelo, su movilidad aumenta cuanto más pequeñas son ellas. Por lo tanto, las partículas de arcilla fina (• < 0,2 •m) se mueven con mayor facilidad que las de arcilla gruesa (• 2 - 0,2 •m) y en consecuencia, la relación arcilla fina/arcilla total es mínima en el horizonte iluvial (Bt). Ello se aprecia en el cuadro 5, en el que las cifras correspondientes al horizonte Bt aparecen en cursiva azul.

Cuadro 5. Distribución por tamaño de partículas y relación entre arcilla fina y arcilla

total en un suelo con horizonte B de acumulación iluvial de arcilla (USDA, 1975)

Distribución por tamaño de partículas Espesor de los horizontes

(cm) 2 – 0,05

mm 0,05 –

0,002 mm < 0,002

mm 2 – 0,2 µm < 0,2 µm Arcilla fina:

Arcilla total 0 – 18 15,3 51,6 33,1 24,6 8,5 0,26 18 – 25 14,5 53,1 32,4 23,2 9,2 0,28 25 – 40 11,7 47,9 40,4 24,6 15,8 0,39 40 – 53 9,8 45,2 45,0 25,0 20,0 0,45 53 – 71 10,1 48,5 41,4 23,3 18,1 0,44 71 – 120 11,3 50,7 38,0 23,3 14,7 0,39 120 – 140 25,5 54,0 20,5 15,6 4,9 0,23 140 – 205 22,3 57,4 20,3 15,3 5,0 0,25

La observación de las cifras del cuadro 5 permite verificar que el horizonte iluvial de arcilla se extiende desde 25 hasta 120 cm de profundidad y que en él el cociente entre arcilla fina y arcilla total varía de 0,4 a 0,45, en tanto que en los horizontes eluviales (0 a 25 cm) o por debajo del horizonte Bt dicha relación es claramente menor a 0,3, con valores similares tanto en los eluviales como en los inferiores (120 a 205 cm). Los estudios de correlación geográfica demuestran que el horizonte argilúvico se forma en cualquier material parental que posea arcilla o minerales capaces de meteorizarse a arcilla y bajo casi cualquier tipo de vegetación, salvo algunas pocas especies que se asocian a horizontes B de iluviación de humus y sesquióxidos. El clima juega un rol esencial en la formación del horizonte Bt, que no se desarrolla en suelos cuya temperatura media anual es menor de 0º C, ni en los que están siempre con un contenido de agua inferior a la capacidad de campo, ni tampoco en los que la precipitación iguala o excede a la evapotranspiración todos los meses. Este horizonte aparece en cambio en los suelos donde hay movimiento descendente de agua en algunos períodos alternados con otros donde la evapotranspiración supera a la precipitación. Tales condiciones se dan normalmente en Uruguay, por lo cual el horizonte argilúvico o argílico está presente en la mayoría de los suelos profundos o moderadamente profundos, excepto los de muy alto contenido de arcillas expansivas (esmectitas). El tiempo es también importante en la génesis de este horizonte, que se forma lentamente y solamente ocurre en suelos de 8 a 10.000 años en materiales moderadamente calcáreos o algo más jóvenes en materiales no calcáreos, si el clima es húmedo. En clima

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subhúmedo el horizonte argílico puede aparecer solamente en superficies de 18.000 a 20.000 años. En materiales muy calcáreos, este horizonte está normalmente ausente aún en superficies de esta edad, y en climas áridos solamente ocurre en suelos de edad muy avanzada que han evolucionado en el pasado bajo un clima más lluvioso que el actual. En la naturaleza la arcilla se mueve en suspensión por los poros no capilares, pero en éstos al agua no permanece sino poco tiempo, ya que es extraída por los poros capilares. Por lo tanto, para que haya movimiento descendente, el ritmo de agregado de agua por la lluvia debe superar a la conductividad capilar del suelo y tales condiciones se dan sólo ocasionalmente por lo que el lavado de arcilla ocurre en forma esporádica, lo que explica el largo tiempo necesario para que la migración de arcilla sea discernible. La arcilla transportada a la profundidad se deposita sobre las paredes de los agregados, poros, canales y grietas cuando el material suspendido se deposita al cesar el movimiento descendente: la arcilla se filtra sobre las paredes del sistema conductor cuando la masa de suelo más seco circundante extrae el agua por capilaridad. La figura 3 muestra tres perfiles con horizontes argílicos o argilúvicos de diferente grado de desarrollo, cuyos límites aproximados están indicados por medio de líneas verdes.

Bt

Bt Bt

a) b) c) Figura 3. Desarrollo variable del horizonte B textural (argílico o argilúvico). En a), horizonte B negro a pardo muy oscuro moderadamente desarrollado (Depto. de Colonia, Uruguay). En b), horizonte B bien desarrollado, de color rojo y espesor variable en función de la profundidad a que aparece la roca parental granítica (Depto. de Cerro Largo, Uruguay). En c), horizonte B muy desarrollado, con estructura columnar fuerte y límite superior abrupto. El mecanismo natural de movimiento descendente de arcilla y su depósito en el horizonte iluvial ha sido verificado en experiencias de laboratorio que reproducen las condiciones naturales descritas en los párrafos precedentes. Un horizonte argilúvico se forma pues lentamente y puede llegar a ser muy limitante para el movimiento del agua, el intercambio gaseoso y el desarrollo radicular cuando alcanza un grado muy fuerte de desarrollo. Tales horizontes argilúvicos muy compactos y casi impermeables se denominan argipanes. Migración de compuestos amorfos de materia orgánica, hierro y aluminio

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El mecanismo de movilización de estos componentes y su acumulación en un horizonte B iluvial (horizonte espódico: Bh, Bhs, Bs) responde a mecanismos muy diferentes a los que provocan la movilización de las sales solubles o de la arcilla. Los compuestos amorfos del horizonte espódico migran por la acción de sustancias orgánicas solubles o seudosolubles que forman quelatos con el hierro y el aluminio y estos quelatos se forman durante la descomposición de restos vegetales muy ácidos bajo vegetación forestal, preferentemente coníferas, u otras plantas acidificantes, casi siempre en clima frío a templado y húmedo, y sobre materiales de textura bastante arenosa y ácidos. Tales condiciones bioclimáticas son muy diferentes de las que caracterizan el clima uruguayo por lo cual el horizonte espódico es desconocido en el país. Los suelos con horizontes espódicos desarrollado poseen un horizonte Bh o Bhs de color negro o casi negro en su parte superior (zona más enriquecida en humus) y pardo a pardo amarillento o rojizo por debajo (zona de acumulación preferencial de sesquióxidos: Bs). Por encima del horizonte eluvial ocurre normalmente un horizonte E de color ceniciento muy característico. La figura 4 muestra el perfil de un suelo con horizonte B espódico (Bhs) y un horizonte E muy desarrollado por encima; el límite entre ambos es ondulado y el subhorizonte Bh (parte superior más oscura del B) forma penetraciones estrechas y profundas en el Bs situado inmediatamente por debajo, de color pardo amarillento.

E

Bhs

Figura 4. Perfil de suelo con horizonte espódico (Bhs) y por encima un horizonte E muy lixiviado.

Los horizontes de acumulación de humus y sesquióxidos se caracterizan por la baja dispersibilidad de la fracción arcilla, la alta actividad química de ésta y el bajo contenido de minerales arcillosos (filosilicatos). Alrededor de 25% de la capacidad de intercambio catiónico de la fracción arcilla del horizonte espódico se pierde por calentamiento 300º C, lo que no ocurre con horizontes en los que la fracción fina está constituida por filosilicatos secundarios.

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Rejuvenecimiento del suelo Bajo este título se incluye un conjunto de procesos, algunos de naturaleza más geológica que edafológica, que tienen en común el provocar la perturbación mecánica del suelo y aportar en su superficie o traer a su proximidad, material mineral fresco o relativamente poco meteorizado. Este proceso está a menudo asociado a la eliminación por erosión de los materiales más antiguos y meteorizados. Todo ello justifica el nombre con que se le conoce: rejuvenecimiento. Los procesos involucrados son los discutidos someramente a continuación.

a) Erosión. La erosión de los horizontes superficiales, al menos en grado moderado, elimina los materiales más memorizados y expone el material más rico de la profundidad, con lo que suelos empobrecidos pueden mejorar su fertilidad natural. El proceso, que puede ser inefectivo o aún perjudicial en los suelos agrícolas naturalmente fértiles de las regiones húmedas y subhúmedas, es sin embargo efectivo en los trópicos húmedos. Allí es frecuente observar que los agricultores, cuya tecnología es en general rudimentaria, evitan los suelos de las superficies más estables, pese a su topografía favorable, para instalar sus cultivos en los suelos de laderas erosionables, donde una erosión geológica sostenida ha mantenido al suelo en un rejuvenecimiento constante que ha impedido el agotamiento de las reservas minerales por meteorización. Por el contrario, las superficies más estables – normalmente peneplanicies antiguas – con sus suelos muy meteorizados y de fertilidad química muy baja, son desfavorables para la agricultura predominante, practicada en condiciones de baja incorporación de tecnología.

b) Sedimentación. El aporte reciente y a veces periódico o rítmico de sedimentos rejuvenece al suelo, incorporando materiales frescos ricos en minerales primarios y contrarresta total o parcialmente los efectos de la meteorización y la lixiviación que empobrecen al suelo. El origen de los sedimentos puede ser eólico, aluvial o coluvial. Un buen ejemplo de rejuvenecimiento por aluvionamiento es el de la planicie inundable del río Nilo que ha tolerado ininterrumpidamente una agricultura milenaria gracias al aporte anual de sedimentos en las épocas de creciente. Los aportes eólicos son de importancia en algunas zonas áridas o en zonas de actividad volcánica donde la deposición de cenizas dan lugar a menudo a suelos fértiles, aún en zonas de temperatura y precipitación altas que favorecen una intensa meteorización de los minerales.

c) Perturbación mecánica. Este proceso consiste en la mezcla mecánica de unos horizontes con otros por la acción de factores muy diversos. El resultado es, en todos los casos, la homogeneización del perfil o sea la falta de diferenciación en horizontes, aunque no siempre haya un rejuvenecimiento mineralógico. Un factor de mezcla mecánica del suelo es la actividad de la fauna, que puede ser muy activa en algunas situaciones. Las lombrices, las termitas y ciertos roedores pueden ser agentes muy efectivos en el proceso al punto de impedir su diferenciación en horizontes o en transportar hacia la superficie del suelo grandes cantidades de material de los horizontes profundos. La perturbación mecánica puede deberse también a la expansión y contracción de las arcillas, como ocurre en los suelos arcillosos oscuros ricos en esmectitas conocidos como Vertisoles. En este caso, la formación de grietas anchas y profundas durante los períodos secos asegura la incorporación de material a los horizontes inferiores por caída desde la superficie, en tanto que las presiones generadas durante la expansión de las arcillas al humedecerse provocan una “inyección” de material desde la profundidad hacia la superficie. El límite fuertemente ondulado entre el solum y el horizonte C de estos suelos, junto a la formación de caras de deslizamiento, son evidencias claras de los movimientos del suelo originados por perturbación mecánica, lo que se aprecia en la figura 5.

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Figura 5. Suelo arcilloso montmorillonítico con solum negro de espesor horizontalmente variable. El horizonte Ck llega casi a la superficie del suelo en la parte izquierda de la fotografía.

Se aprecia en la figura el límite muy fuertemente ondulado entre el solum de color negro y el horizonte Ck de color pardo, resultado de la presión que “inyectado” material del subsuelo hacia la superficie como se observa a la izquierda del perfil, donde el horizonte C aparece a muy escasa profundidad.

PROCESOS REGIONALES DE FORMACION DEL SUELO Durante mucho tiempo se sostuvo que los principales tipos de suelos del mundo, característicos de las grandes regiones bioclimáticas, se originaban por procesos diferentes, tanto en lo cualitativo (naturaleza del proceso) como en lo cuantitativo (intensidad del proceso) y tal interpretación fue desarrollada por diversos autores durante al menos la primera mitad del siglo XX. Modernamente, estos conceptos han sido abandonados, prevaleciendo ahora ideas como la desarrollada por Simonson (1959), que se expuso en el capítulo sobre “Modelos” en este mismo texto, y sostenida por otros autores (Crompton, 1963; Wright y Bennema, 1965; Gaucher, 1968). Según el modelo de Simonson, los procesos edafogenéticos operativos en distintos suelos son similares en clase, pero diferentes en intensidad y, en consecuencia, el balance entre los procesos varía según la intensidad de cada uno de ellos, generándose un número muy elevado de combinaciones que da como resultado la diversidad de suelos conocida en el planeta. Tales procesos conocidos como simples o generales, son los tratados en el capítulo anterior: meteorización, acumulación y evolución de la materia orgánica, migración de compuestos solubles o coloidales, desarrollo de la estructura y rejuvenecimiento del suelo. Cada combinación de estos procesos simples, en sus diferentes modalidades e intensidades, origina los que se denominan procesos regionales, porque se manifiestan en un área de ocurrencia más o menos bien delimitada por características climáticas y ecológicas. En otros términos, los principales tipos genéticos de suelos (o grupos de tipos de suelos) tienen una expresión geográfica regional y por lo tanto, los procesos que los originan también. Luego, la identificación de un tipo de suelo se basa en el análisis del proceso regional o tipogénico, como lo denomina Gaucher (1968), el cual a su vez se define por la asociación de procesos simples o generales que lo componen, con sus respectivas intensidades.

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A los efectos de sistematizar y simplificar en lo posible el tratamiento del tema, las regiones consideradas son las siguientes, definidas por la operatividad de un proceso tipogénico dominante.

1. Región fría 2. Región árida 3. Región de praderas y estepas templadas 4. Región forestal húmeda, templada a fría 5. Región subtropical 6. Región tropical

Región fría Esta región abarca aquellas zonas donde la formación del suelo es en general de poca intensidad debido a las bajas temperaturas y tiene dos áreas de ocurrencia:

a. En las latitudes elevadas se extiende de manera continua. b. En las latitudes bajas se extiende discontinuamente y ocupa las máximas altitudes de algunas

zonas montañosas. Su mayor área de ocurrencia en latitudes elevadas está en el hemisferio norte, donde ocupa parte de Alaska, Canadá, Groenlandia, Noruega, Suecia, Finlandia y Rusia, mientras que en el hemisferio sur comprende la Antártica. En latitudes inferiores ocurre en zonas elevadas cuya altura es tanto mayor cuanto menor es la latitud, pero normalmente se encuentra por encima de 3.500 m de altitud (Retzer, 1965). Las zonas frías, en el sentido usado aquí, poseen una temperatura media anual menor de 0º C y menor de 10º C de media estival (USDA, 1999). La variación de temperatura es muy alta de todas maneras, según las definiciones de diferentes autores, citándose para Alaska medias de 10º C en julio y de -33º C en febrero (Tedrow et al, 1958), en tanto que para la Antártida, Campbell y Claridge (1969) mencionan valores de temperatura media anual de -55º C en el plateau polar y de -10º C en la zona costera. La precipitación varía ampliamente, existiendo áreas muy secas, aparte de que gran parte de la precipitación cae en forma de nieve por lo que el agua disponible como tal para la meteorización y el lavado es escasa en muchas zonas. Áreas extensas de la región fría poseen suelos mal drenados, influidos por excesos de agua y a menudo con horizontes orgánicos (turbosos) en la superficie. El suelo mineral posee una textura que refleja fuertemente la influencia del material parental porque la meteorización es débil, predominando los minerales heredados tanto en las fracciones gruesas como en las finas. En los ambientes más secos pueden acumularse sales solubles por falta de lixiviación al igual que en los desiertos de zonas templadas y cálidas (Campbell y Claridge, 1969). Todos los suelos son en general poco profundos, escasamente diferenciados y de propiedades físicas y químicas muy variables. La figura 6 muestra dos suelos de la región fría antártica (en territorio argentino) y el aspecto de algunos paisajes de la misma.

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a) b)

c) d)

Figura 6. a): suelo orgánico (turboso) con vegetación de musgos y líquenes. b): suelo mineral arenoso con permafrost (capa helada permanente) en su parte inferior. c): sitio de observación del suelo orgánico de a). d): paisaje árido y muy frío, sin vegetación, con suelos de mínimo desarrollo. Un fenómeno común a los suelos de las zonas frías en sentido estricto es la presencia de horizontes o capas permanentemente heladas a cierta profundidad, denominados “permafrost” en taxonomía de suelos. La existencia de permafrost está condicionada de todas maneras por la existencia de agua en cantidad suficiente como para permitir la formación de hielo. Si el suelo es muy seco pero la temperatura es muy baja se utiliza la expresión “permafrost seca” para identificar horizontes congelados sin formación de hielo. Los horizontes situados por encima de la capa helada están sujetos a congelamiento durante el invierno y descongelamiento en el verano y en ellos, la formación periódica de cristales de hielo produce perturbación mecánica del suelo por los cambios de volumen del agua al congelarse y descongelarse. La utilización de los suelos de la región fría con fines productivos es virtualmente imposible y la población permanente es extremadamente baja. Áreas extensas, por ejemplo en Canadá, constituyen reservas ecológicas protegidas por normas legales específicas.

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Con la definición de la zona aceptada por la taxonomía de suelos de EE.UU. (USDA, 1999), esta región de suelos ocupa una superficie de 11,26 millones de Km2, el 8,61% de la superficie total de suelos del mundo, un área sin duda muy extensa. Región árida Se definen como áridas las regiones con un déficit anual de humedad entre precipitación y Evapotranspiración potencial de 1.000 a 1.500 mm anuales (Thornthwaite, 1948), aunque en términos edafológicos el límite se establece más bien por la evolución anual del contenido de agua del suelo. En la clasificación de suelos de EE.UU., en la que al clima edáfico se le asigna gran importancia como criterio taxonómico, se denominan Aridisoles (nombre de los suelos de la región árida) a suelos en los que no hay agua disponible para las plantas mesofíticas durante largos períodos. En la mayor parte del tiempo en que los suelos presentan temperatura suficientemente alta para el crecimiento de las plantas, el agua está retenida en el suelo a potenciales menores al punto de marchitez permanente o el contenido de sales solubles es lo suficientemente elevado como para limitar el desarrollo de plantas que no sean halófitas. No existe en estos suelos agua disponible para el crecimiento de las plantas por períodos de al menos 90 días consecutivos. El tapiz vegetal, muy ralo y abierto, deja mucho suelo descubierto y consiste en pastos duros y algunos arbustos. La falta de humedad edáfica y en menor grado el régimen de temperatura controlan los procesos de ganancias, pérdidas, transferencias y transformaciones en estos suelos. Como consecuencia de los factores citados, los suelos de regiones áridas poseen en general un solum delgado, un horizonte A de color claro y consistencia blanda cuando seco y un horizonte B, si existe, que puede ser de alteración, no iluvial (Bw), o de concentración iluvial de arcilla (Bt). Este generalmente se ha desarrollado durante un período anterior en que el clima fue más lluvioso, ya que en las condiciones actuales de las regiones áridas no hay agua suficiente para el lavado de arcilla. También los horizontes de carbonato de calcio, espesos y endurecidos, que ocurren en algunos suelos desérticos se deben haber formado bajo climas más húmedos, como lo avala la edad muy avanzada de tales horizontes, al menos en su parte inferior y media. La presencia de sales más o menos solubles, diseminadas en el suelo o concentradas en algún horizonte es un rasgo común a muchos de los suelos; las sales más frecuentes son el carbonato y el sulfato de calcio, el cloruro de calcio, y sulfatos y cloruros de sodio y magnesio. La baja humedad disponible atenúa los procesos de meteorización química y favorece en cambio los de desintegración física, por lo que es común que en estas zonas predominen texturas arenosas y limosas, en gran parte heredadas del material parental. Texturas más finas se asocian a sedimentos de mayor contenido de arcilla. La escasa vegetación que prospera en los climas áridos genera una masa de residuos de poco volumen por lo cual los suelos de la región árida poseen contenidos muy bajos de materia orgánica. La acción del viento es muy dinámica en las zonas desérticas y provoca la deflación de las fracciones finas, concentrando a veces gravas y fragmentos mayores en la superficie del suelo que constituyen el llamado “pavimento de desierto” tal como se ve en la figura 7

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que ilustra la morfología de los suelos típicos de las zonas áridas y su paisaje característico.

a) b) c) Figura 7. Zona desértica. a): Aridisol con horizonte A de color muy claro y acumulación de gravas en la superficie (pavimento de desierto) por deflación del material fino. b): Aridisol de poco espesor con un horizonte de calcáreo cementado a 1 pie de profundidad. c): paisaje de zona árida, con escasa cobertura vegetal, limitada a matas aisladas. La superficie del suelo muestra el color claro y el pavimento de desierto, no siempre presente. La mineralogía de los suelos de zonas áridas y semiáridas es muy variable, aún en la fracción arcilla, contrariando lo afirmado frecuentemente sobre la predominancia de minerales arcillosos expansivos. Las fracciones gruesas son en general ricas en minerales, preservados por la baja intensidad de los procesos de meteorización. Entre los minerales livianos son comunes el cuarzo, feldespatos potásicos, plagioclasas y micas, en tanto que entre los densos coexisten especies muy resistentes, como el circón, turmalina y rutilo, con especies medianamente alterables, como estaurolita, granate, hornblenda y cianita y especies muy alterables, como augita e hipersteno. Esto surge de estudios sobre suelos de Irak y Egipto de Altaie, Sys y Stoops (1969), Al Rawi y Sys (1967) y Al Rawi, Jackson y Hole (1969). También Fadda (1968 y 1969) encontró que los suelos semiáridos derivados de loess mezclado con cenizas volcánicas en Tucumán, presentaban una asociación de cuarzo, vidrio volcánico y feldespatos como minerales livianos y biotita y hornblenda con cantidades menores de epidoto, hipersteno y augita entre los densos. La mineralogía de las fracciones gruesas se caracteriza pues por su riqueza en minerales alterables, lo que le da a los suelos una alta capacidad de reposición de las bases perdidas por lavado o extracción por los cultivos. Las variaciones en composición mineralógica se deben a las diferencias en material parental más que a los efectos de la edafogénesis. La mineralogía de la fracción arcilla es asimismo variable y al igual que para las fracciones gruesas, todas las evidencias indican que las diferencias se deber a influencia del material

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parental y no de la edafogénesis; el origen de las arcillas es fundamentalmente la herencia y secundariamente la transformación de filosilicatos primarios. Buol (1965) recopiló información de varias fuentes concluyó que la illita y montmorillonita y en menor proporción la caolinita, eran las arcillas más comunes en las regiones áridas y semiáridas. A manera de resumen sobre la mineralogía de las arcillas de los suelos áridos y semiáridos puede decirse lo siguiente:

• casi todas las arcillas más comunes pueden estar presentes; • es común la existencia de minerales fibrosos del grupo atapulgita - paligorskita, formados

típicamente en medios ricos en cationes, tales como lagunas y zonas desérticas (Caillère y Hénin, 1963);

• la presencia de caolinita no se debe a neosíntesis ni transformaciones, sino a herencia, ya que de lo contrario, no podría explicarse su coexistencia con minerales tan alterables como el yeso y la calcita.

Los Aridisoles se extienden en un área de 15,7 millones de km2 que representa el 12% de la superficie terrestre, mucho menor a la superficie bajo climas áridos que es alrededor de ⅓ de la masa continental. La diferencia se debe a que gran parte de las zonas áridas está ocupada por suelos poco desarrollados, que no poseen las características de los suelos climácicos de los climas desérticos y subdesérticos. En condiciones naturales, la escasa humedad limita severamente el uso de los suelos de zonas áridas, cuya utilización está restringida al pastoreo muy extensivo; pastos ralos y arbustos desérticos son la vegetación natural de estos suelos. Cuando es factible el riego, la productividad de estos suelos puede incrementarse y diversificarse de manera espectacular, aprovechando las condiciones favorables de una atmósfera seca y una alta radiación solar. Para ello debe corregirse o prevenirse la salinidad del suelo, un riesgo que puede ser severo si no se practica un drenaje adecuado o se emplean aguas de riego de baja calidad. Cuando puede asegurarse el suministro de agua potable, las zonas áridas constituyen sitios muy apropiados para los asentamientos urbanos, favorecidos por un clima muy apto para la vida humana, una vez corregida la ausencia de agua.

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Región de praderas y estepas templadas Esta región se extiende en varios lugares del mundo y se caracteriza por sus suelos, considerados como los más fértiles: la región del medio oeste de EE.UU., la pampa húmeda y subhúmeda y la mayor parte de la mesopotamia argentinas, parte de Europa Central, las estepas de la ex Unión Soviética y extensas zonas de China. Una buena parte de los suelos del Uruguay y del sur de Brasil se incluyen asimismo en este grupo. Los suelos de la región se caracterizan por su alta saturación de bases en todo el perfil, su horizonte superficial, oscuro y relativamente espeso, de estructura moderada a fuerte y contenido de materia orgánica relativamente elevado. A ello se agrega la dominancia en la fracción fina de minerales arcillosos de tipo 2:1 (esmectitas, vermiculitas, illitas) con cargas mayormente permanentes. El horizonte subsuperficial puede ser de acumulación de arcilla iluvial (argílico o argilúvico: Bt) o de alteración (cámbico: Bw) y en las zonas con menor pluviosidad es frecuente la ocurrencia de acumulaciones de calcáreo en el subsuelo (Ck). Estos suelos han sido denominados tradicionalmente con los nombres de Brunizems o suelos de Pradera, Chernozems y Castaños, y actualmente se denominan Molisoles (EE.UU.) y Phaeozems, Kastanozems y Chernozems (FAO). Cuando se consideran globalmente las características más importantes de estos suelos, resulta evidente que son más abundantes las propiedades en común, que las que los diferencian. De hecho, las diferencias más notorias están en el clima bajo en que se han formado cada uno de ellos, lo que se manifiesta en sus respectivos regímenes hídricos y térmicos. De acuerdo a Buol, Hole y Mc Cracken (1973), los pastizales de las latitudes medias ocupan cerca de 13 millones de km2 de los cuales, aproximadamente 5½ millones son praderas (pastizales altos) y 7½ millones son estepas (pastizales cortos), aunque el USDA (1999) reduce la superficie total a poco más de 9 millones de km2. Esta cifra representa el 6,89% de la superficie terrestre. En una región tan vasta, las condiciones climáticas son comprensiblemente variables, no obstante lo cual pueden identificarse ciertas constantes bastante bien definidas: temperaturas intermedias o algo frías y precipitaciones algo bajas a medias. Ello se aprecia en el cuadro 6. En este cuadro no se incluye información de estaciones de zonas más frías, en las que también ocurren suelos de praderas y estepas, pero de todas maneras es evidente que su zona de mayor ocurrencia es en áreas templadas o algo frías pero no tanto como la zona fría propiamente dicha, ya considerada. Debe destacarse que Uruguay se encuentra en el sector más cálido y más lluvioso de la región de praderas.

Cuadro 6. Parámetros climáticos de estaciones representativas de la zona de praderas y estepas de latitudes medias

Zona

ecológica Sitio Temperatura media,

ºC Precipitación,

Mm Estepa Sta. Rosa, Argentina 17,6 600 Estepa Haskell, Texas, EE.UU. 17,8 980 Pradera Oklahoma, EE.UU. 16,0 760 Pradera Bs. Aires, Argentina 16,9 992 Pradera Paysandú, Uruguay 17,9 1.218

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En los climas más húmedos, ningún horizonte del suelo permanece seco durante todo el año, sino excepcionalmente; la precipitación es suficiente para eliminar las sales solubles o poco solubles y alimentar la napa freática. En los climas boreales (más fríos), los suelos tienen un horizonte superficial negro, debido en parte al humus y en parte a la falta de revestimientos de hierro libre que normalmente imparten tonalidades pardas al suelo. Si bien puede existir pérdida de hierro en todo el perfil por algún mecanismo no conocido, es probable que el bajo contenido de óxidos se deba al efecto combinado de la juventud de las superficies y a una meteorización débil, que no favorece la liberación de hierro. En los climas subhúmedos de estepa, la precipitación es insuficiente como para eliminar los carbonatos y la humectación del perfil no alcanza a alimentar la napa. La gran mayoría de los suelos con horizonte A chernozémico (mólico) de la región templada subhúmeda - húmeda se han desarrollado en sedimentos del cuaternario moderno, lo cual no es siempre el caso, como en los suelos de Pradera del Uruguay.

a) b) c)

d) e) Figura 8. a): Molisol de clima húmedo con horizonte A negro y Bw pardo oscuro (Uruguay). b): Molisol de clima subhúmedo con horizonte A oscuro y Bt de color oscuro en su parte superior y pardo en la inferior (Kansas, EE.UU.). c): Molisol de clima subhúmedo (estepa) con horizontes A y Bw de color pardo y acumulación de calcáreo en el horizonte Ck (Dakota del Sur, EE.UU.). d): Pradera natural de Uruguay (Depto. de Cerro Largo), de tapiz bajo por efecto del pastoreo. e): área de cultivo intensivo de cereales en un Molisol de EE.UU.

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La figura 8 muestra algunos ejemplos de suelos de praderas y estepas y sus paisajes naturales o más o menos modificados por el hombre a través de su uso agrícola. Se observa que los tres suelos tienen en común el color oscuro del horizonte superficial y en algunos casos también del resto del solum. El horizonte B puede ser de acumulación de arcilla (argílico o argilúvico) o de alteración y por debajo de él se encuentra a veces una zona de acumulación de calcáreo, más frecuente en las zonas subhúmedas o más secas que en las húmedas, aunque en ello influye también el contenido de carbonatos del material parental. Si este es rico en calcáreo, el suelo puede presentar carbonato de calcio en el perfil, aún si se encuentra en un clima húmedo como es el caso del suelo de Uruguay de la figura 8. En el cuadro 7 se presenta información analítica de un Molisol o suelo de Pradera típico (Brunizem), en este caso sin horizonte B de acumulación de arcilla.

Cuadro 7. Información analítica de un perfil representativo de los suelos de pradera

sin horizonte B textural (Hapludoll Típico) de Iowa, EE.UU.

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor (cm)

Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 18 Ap 3 67 30 2,2 14 4 0,8 0,1 22 86 18 – 33 A 3 64 33 1,9 15 6 0,6 0,1 23 94 33 – 46 AB 3 64 33 1,1 15 6 0,6 0,1 22 99 46 – 69 B1 3 66 31 0,6 15 7 0,6 0,1 20 100 69 – 86 B2 4 68 28 0,3 15 7 0,5 0,1 21 100 86 – 110 BC1 4 69 27 0,2 15 7 0,6 0,2 20 100 110 – 125 BC2 4 68 28 0,2 15 7 0,6 0,2 21 100 125– 145 C 4 69 27 0,1 15 7 0,6 0,2 21 100

• Determinada por AcONH4 normal a pH 7,0

Se observa en el cuadro 7 la alta saturación de bases de todo el perfil, el predominio de calcio y magnesio en el complejo de intercambio y un contenido bastante alto de carbono orgánico, aunque debe tenerse en consideración que se trata de un suelo con una larga historia agrícola que ha provocado pérdida de materia orgánica por mineralización. Tal como se indicó al principio, el carácter más sobresaliente de los suelos de la región templada subhúmeda - húmeda, es la existencia de un horizonte superficial rico en humus, producido por una incorporación profunda de materia orgánica muy evolucionada. Para que se forme un horizonte con estas características los residuos orgánicos apartados por la vegetación deben descomponerse dentro del suelo y no sobre él, en presencia, de cationes bivalentes (Ca++, Mg++) abundantes (Smith,1965b) Estas condiciones se presentan cuando el mayor aporte de residuos corresponde a raíces, como ocurre con la vegetación de pastos, pero un horizonte A de carácter mólico puede formarse también en suelos forestales jóvenes que se han desarrollado sobre materiales calcáreos o sí la fauna edáfica es rica en animales que mezclan los restos orgánicos, fundamentalmente hojas, con los horizontes superficiales minerales. Según Duchaufour (1968), los suelos por él denominados isohúmicos (Chernozems, Brunizems) poseen un contenido elevado de materia orgánica, cuyo rasgo más importante

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es su alto grado de polimerización. En los Chernozems, esta materia orgánica está constituida esencialmente por ácidos húmicos grises saturados por cationes bivalentes. Según el mismo autor, en los Brunizems, la incorporación de la materia orgánica es menos profunda y el porcentaje de saturación de bases menos elevado, a la vez que los ácidos húmicos grises y pardos se equilibran. En el humus de los suelos de estepa, el contenido de ácidos fúlvicos es siempre bajo y existe una fracción (humina) muy difícil de extraer. En su evolución existen varías fases, según las estaciones. En los períodos húmedos y fríos hay acumulación de compuestos orgánicos solubles que no son biodegradados porque la temperatura es muy baja. En los períodos más calurosos hay primero una descomposición enérgica de la materia orgánica fresca, con gran liberación de nitrógeno mineral y luego una fase de reorganización del nitrógeno en el seno de compuestos húmicos insolubles, que al influjo de ciclos alternados de humedecimiento y desecación, sufren polimerización creciente (maduración) y forman con la arcilla un complejo estable, de uniones muy enérgicas. Un proceso similar insolubiliza los compuestos solubles acumulados en la fase anterior. En la evolución de la fracción mineral, los procesos de formación más importantes son: 1. La meteorización en grado moderado de los minerales primarios, que no llegan a agotarse por lo que

los suelos mantienen reservas de nutrientes significativas. Los minerales arcillosos originados por transformación o neosíntesis son principalmente de tipo 2:1, con caolinita accesoria en los perfiles más alterados químicamente por su mayor edad. La herencia es asimismo un mecanismo importante de incorporación de arcillas en los casos en que el material parental es sedimentario.

2. La descarbonatación total del suelo – si el material contenía originalmente carbonato de calcio – en el caso de los climas húmedos, pero solamente parcial en los climas menos lluviosos.

3. El mantenimiento de una saturación de bases alta en todo el perfil (> 50%), con dominancia de Ca2+ como catión intercambiable porque la lixiviación de bases está compensada por la liberación de cationes alcalinos y alcalino térreos por alteración de los minerales primarios.

4. La migración de arcilla desde el horizonte A hacia el B que se enriquece gradualmente en este componente desarrollándose un horizonte argílico o argilúvico (Bt). El proceso es lento por lo que solamente se manifiesta en suelos de edad relativamente avanzada y si la precipitación es suficiente para provocar la percolación a través del perfil, como ocurre típicamente en Uruguay. En los climas más secos de estepa o en superficies muy jóvenes, es frecuente la ausencia del horizonte B textural y la ocurrencia de un horizonte B de alteración (Bw).

Geográficamente, las grandes áreas de suelos de estepas y praderas (Molisoles) y las de Aridisoles comparten de ordinario una frontera común, situándose los primeros en el sector más húmedo; la transición entre unos y otros es por lo común gradual. La asociación entre ambos tipos de suelos y el pasaje de unos a otros, según ese padrón se observan claramente en Argentina, por ejemplo, que constituye un excelente ejemplo. El pastoreo es el principal uso de la tierra de los Molisoles más secos, variando la proporción de tierra cultivada desde prácticamente cero en algunas áreas hasta la mayoría en otras. El principal cultivo de secano es el trigo, pero donde hay facilidades de riego se alcanza una diversificación de cultivos mucho mayor. En los Molisoles más húmedos, generalmente también algo más cálidos, el maíz y la soja son cultivos importantes y la producción de forraje es también un rubro significativo. La ganadería se practica con éxito en extensiones importantes en estos suelos, en sistemas de rotación de cultivos y praderas artificiales, en los climas más húmedos, donde las pasturas que constituían la vegetación natural fue eliminada por la agricultura mucho tiempo atrás, o sobre pasturas

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naturales en los climas más secos. Como rasgo distintivo de su uso actual, debe señalarse que es poco frecuente encontrar dentro del área de Molisoles húmedos un uso agrícola tan limitado y el mantenimiento de las pasturas naturales en áreas extensas como es el caso de Uruguay. Las áreas naturales de pastoreo de los climas templados se ubican en cambio preferentemente en los Aridisoles o en los Molisoles más secos. Región forestal húmeda, templada a fría En esta región, la vegetación clímax es de tipo forestal, variable según las condiciones hídricas y térmicas; en algunos casos, la actividad humana ha introducido cambios en la vegetación que se reflejan clara mente en la morfología y propiedades químicas de los suelos. Se pueden distinguir 3 situaciones en cuanto a la vegetación natural:

1. Bosque de hoja caduca de especies como robles, nogales y hayas. 2. Bosque de especies más hidrófilas y menos termófilas: Fagus, Fraxinus,

Carpinus, Acer, propias de clima más húmedo (fundamentalmente con verano más lluvioso) y con temperatura más baja

3. Con mayor humedad y menor temperatura, los bosques están compuestos por coníferas y algunas otras especies de sotobosque acidificantes

En la situación 1 los suelos son del tipo denominado Gris Pardo Podzólico (Alfisoles), con un horizonte A delgado, un horizonte E más o menos prominente y un horizonte B textural, siendo media a alta en todo el perfil la saturación de bases. La figura 9 muestra un ejemplo de estos suelos.

Figura 9. Perfil típico de un suelo forestal de la región templada desarrollado bajo bosque de hoja caduca. El horizonte E de color claro es característico y por debajo se desarrolla el horizonte argílico (Bt). En la figura 9 se observa que el suelo posee un horizonte A delgado de color pardo y por debajo el horizonte E de color claro, muy eluviado en este caso. Debajo y separado de él por una transición algo gradual se aprecia el horizonte B de acumulación de arcilla también de color pardo oscuro. En superficies muy jóvenes o materiales parentales calcáreos pueden existir también suelos sin horizonte B textural, con secuencia de horizonte A - Bw – C. En los procesos de evolución de suelos como el de la figura 9 se destacan la formación de un humus mull forestal activo, en el que la arcilla y el hierro (férrico) se encuentran

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estrechamente unidos y ligados a su vez a los compuestos húmicos, que son relativamente poco polimerizados (ácidos húmicos pardos), y la lixiviación mecánica de arcilla que lleva a la formación del horizonte B textural u horizonte argílico. Diversas investigaciones demuestran que los procesos de formación que han afectado a los suelos Gris Pardo Podzólicos no son cualitativamente diferentes de los procesos operativos en los suelos Brunizems o Molisoles y permiten concluir que los procesos edafogenéticos más importantes en los primeros son Ia meteorización de minerales primarios, con formación de arcillas, fundamentalmente de tipo 2:1, y la translocación de arcilla con formación de un horizonte B textural (argílico). Las diferencias genéticas entre ambos tipos de suelos resultaron ser de grado más que de clase. El contenido de carbono orgánico de un Molisol duplica al de un Alfisol, que es además más lixiviado como lo prueba su mayor contenido de acidez intercambiable en la base del horizonte A y su mayor diferenciación textural. Las diferencias entre ambos suelos en cuanto al contenido y distribución de la materia orgánica parecen deberse a la forma en que se aportan los restos vegetales en uno y otro caso: sobre el suelo en el perfil forestal y dentro del suelo en el perfil bajo pastos. Por otra parte, datos de diversos autores indican que la producción anual de residuos por unidad de superficie no muestra diferencias apreciables entre pastos y árboles – a igualdad de otros factores - lo cual parece demostrar que, más que la cantidad de residuos, es importante la forma en que estos se incorporan al suelo. Las diferencias en acidez, saturación de bases y grado de diferenciación entre Molisoles y Alfisoles se han explicado por varios mecanismos que señalan la importancia del tipo de vegetación de ambos suelos:

• mayor profundidad de intercepción del agua por parte de las raíces en el Alfisol; • mayor acidez del agua que percola en dicho suelo, enriquecida en ácidos en su pasaje a través de

la hojarasca forestal; y • menor reciclaje de bases por parte de la vegetación forestal.

El cuadro 8, con información analítica de un suelo Gris Pardo Podzólico típico (Alfisol) permite la comparación con los análisis del Molisol del cuadro 7, de la que surge la similitud de ambos suelos, cuyas diferencias son solamente cuantitativas. En todo caso, resulta evidente que el Alfisol posee una saturación de bases alta – aunque algo menor que el Molisol – excepto en su horizonte A, enriquecido por fertilización y encalado ya que se trata de un suelo cultivado. El horizonte B muestra el enriquecimiento en arcilla iluvial, lo que es un carácter diagnóstico de estos suelos. El clima bajo el cual evolucionó el Alfisol es muy similar al del Molisol del cuadro 7, húmedo pero con deficiencia de agua en verano lo que constituye un rasgo típico de los climas bajo los que se forman los horizontes B de acumulación de arcilla.

Cuadro 8. Información analítica de un perfil representativo de los suelos forestales con horizonte B textural y alta saturación de bases (Hapludalf Típico) de Illinois, EE.UU.

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor

(cm) Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 10 Ap 1,2 87 12 1,7 8 3 0,7 tr 11 100 10 – 28 E 0,8 85 14 0,8 3 1 0,4 tr 7 70

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28 – 36 BA 0,4 81 18 0,3 3 2 0,3 0,1 8 67 36 – 48 Bt1 0,4 75 25 0,3 5 3 0,4 tr 11 69 48 – 81 Bt2 0,6 69 30 0,2 6 5 0,5 tr 16 71 81 – 120 BC1 0,8 73 26 0,1 4 5 0,4 0,1 15 67 120 – 155 BC2 0,5 77 22 0,1 6 6 0,3 0,2 15 85 155– 190 C 0,3 86 14 0,1 5 4 0,2 0,1 10 94

• Determinada por AcONH4 normal a pH 7,0

Los suelos con horizonte B no iluvial (cámbico), desarrollados bajo vegetación forestal hidrófila carecen de horizonte Bt pero son muy fuertemente ácidos y de baja saturación de bases, lo que origina el nombre de Sol Brun Acide utilizado en Francia, Bélgica y antes también en EE.UU. Su área de distribución coincide con los climas húmedos y algo fríos que caracterizan las tierras altas de muchas zonas templadas: las Ardenas de Francia y Bélgica, las montañas de Baviera, Austria, Italia, Yugoslavia, Nueva York, Nueva Inglaterra y el plateau de los Apalaches en EE.UU. El material parental es muy variable pero el rasgo común es que siempre es ácido y libre de carbonatos. Los estudios de correlación geográfica muestran inequívocamente que estos suelos se forman exclusivamente en regiones donde la precipitación supera durante todo el año a la evapotranspiración. En estas condiciones el lavado de bases y la acidificación son muy intensos, más aún si se considera que el material madre ya es originalmente ácido y pobre en bases; la saturación de bases oscila normalmente entre 12 y 25 por ciento según distintas fuentes. Contrariamente, el lavado de arcilla es nulo como ocurre en los suelos que se encuentran permanentemente a capacidad de campo o próximo a ella, por razones ya vistas al analizar los factores que condicionan la migración de la arcilla. El cuadro 9 presenta la información analítica de un suelo forestal ácido sin horizonte B textural

Cuadro 9. Información analítica de un perfil representativo de los suelos forestales sin horizonte B textural y baja saturación de bases (Dystrudept Típico) de W. Virginia, EE.UU.

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor (cm)

Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 5 A1 24 60 16 5,5 6 2 0,6 0,1 16 54 5 – 18 A2 20 62 18 1,1 1 1 0,3 0,1 8 23 18 – 33 Bw 12 65 23 0,3 1 1 0,2 0,1 9 22 33 – 58 C 10 70 20 0,1 1 1 0,2 0,1 10 24 58 + R Roca parental: limolita y arenisca

• Determinada por AcONH4 normal a pH 7,0

El suelo del cuadro 9 posee una saturación de bases muy baja, notoriamente inferior al Alfisol del cuadro 8, como consecuencia de la mayor humedad del clima y la influencia de un material parental de naturaleza ácida. Asimismo, surge del cuadro 9 que el perfil no tiene casi diferenciación textural, tal como ocurre en estos suelos sometidos a un movimiento de agua a través del perfil casi permanente debido a su régimen de humedad, también responsable del fuerte lavado de cationes alcalinos y alcalino térreos.

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La mineralogía de estos suelos es variada, pero las fracciones gruesas siempre contienen minerales alterables, como micas o feldespatos y la fracción arcilla consiste de illitas, vermiculitas, montmorillonitas y caolinitas. En los bosques de coníferas de los climas húmedos y fríos a templados se desarrollan suelos conocidos como Espodosoles (o Podzoles), extremadamente ácidos en todo el perfil, con un horizonte O con humus de tipo mor, generalmente un horizonte E grisáceo y por debajo un horizonte B de acumulación iluvial de compuestos amorfos orgánicos y de sesquióxidos de hierro y aluminio (Bhs), cuya génesis ya fue considerada. Un perfil típico de estos suelos se observa en la figura 10, en tanto que el cuadro 10 muestra los datos analíticos de otro suelo del mismo tipo.

Figura 10. Perfil característico de un Espodosol con horizontes E y Bhs delgados pero bien expresados. El horizonte superficial es orgánico (O) y está formado por hojarasca forestal (coníferas) poco descompuesta.

El cuadro 10 permite observar el bajo contenido de arcilla en todo el perfil, típico de estos suelos, y la baja saturación de bases. Asimismo es destacable la alta actividad química de los coloides amorfos del horizonte espódico (B), reflejada en una capacidad de intercambio catiónico extremadamente alta con relación al contenido de arcilla. Esta propiedad ya fue señalada al analizar la génesis de dicho horizonte.

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Cuadro 10. Información analítica de un perfil representativo de los suelos desarrollados bajo bosques de coníferas, con horizonte Bhs (Espodosoles) de New Hampshire, EE.UU.

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor

(cm) Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 20 Ap1 56 41 3 3,5 3 0,2 tr tr 26 12 20 – 25 Ap2 55 42 3 3,4 4 0,2 tr 0,1 26 11 25 – 36 E 57 39 4 0,6 2 0,2 tr tr 7 29 36 – 43 Bh 53 45 2 3,9 2 0,3 tr tr 45 6 43 – 53 Bs 50 48 2 2,9 2 0,1 tr tr 45 4 53 – 84 BC 56 43 1 1,2 0,5 0,1 tr tr 18 3 84 – 105 C 65 34 1 0,3 0,5 0,1 tr tr 6 8

• Determinada por BaCl2 – TEA a pH 8,2

Los suelos forestales de clima templado o algo frío con horizonte argílico (Alfisoles) no difieren significativamente de los Molisoles desarrollados bajos pastos – según ya se señaló – y su uso tampoco. Su fertilidad es algo menor y su acidez más elevada pero no excesiva (ver cuadros 7 y 8), por lo cual su productividad tampoco es muy diferente. Maíz, soja y forrajes son cultivos importantes en ellos y, de hecho, muchos de estos suelos en Europa y América del Norte han sido incorporados a la agricultura, eliminándose la vegetación forestal nativa. Estos suelos ocupan algo menos del 10% de la superficie del mundo, aunque en ella están incluidas áreas de suelos con similar secuencia de horizontes pero de clima más seco, no cuantificadas por separado, algunos de los cuales incluso se han desarrollado bajo pastos y no bajo bosque. Los suelos forestales más ácidos de climas sin estación seca, con horizonte B de alteración (no iluvial), son menos productivos por su menor fertilidad y acidez muy elevada. A menudo la topografía muy fuertemente ondulada o montañosa y la pedregosidad o rocosidad son factores limitantes adicionales. Por todo ello, la agricultura en estos suelos supone costos mayores, lo que lleva a que generalmente se destinen a pasturas, cultivos forrajeros o sencillamente se mantenga la vegetación forestal original, aunque localmente esta puede haber sido talada y sustituida por coníferas de crecimiento rápido. El área de suelos de este tipo es menor al 5% del total. Los suelos forestales fuertemente ácidos con horizonte espódico, desarrollados bajo coníferas o arbustos acidificantes, presentan limitaciones severas de fertilidad y acidez – y a menudo también de pedregosidad o topografía quebrada – a lo que se agrega en muchas zonas que la estación de crecimiento puede ser muy corta. Si bien se plantan cultivos forrajeros o papa en estos suelos, grandes extensiones se mantienen bajo bosque. Algunas áreas en Europa y EE.UU. incorporadas a la agricultura hace varios siglos, fueron posteriormente abandonadas por los costos elevados de mejoramiento de la fertilidad y corrección de la acidez, y reforestadas. Estos suelos se extienden en una superficie de aproximadamente 3,4 millones de km2, es decir el 2,5% del área mundial.

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Región subtropical En las regiones subtropicales (o aún tropicales), donde existe un contraste bien acentuado entre la estación húmeda y la seca, los suelos dominantes son, en general, profundos, fuertemente lixiviados y ácidos, de color rojizo o amarillento, y poseen un horizonte B textural (argílico). También ocurren suelos de este tipo en climas templados húmedos, pero casi siempre restringidos a superficies antiguas, y formados quizás bajo condiciones climáticas más cálidas que las actuales, o desarrollados a partir de materiales que sufrieron más de un ciclo de alteración y que por lo tanto están ya muy meteorizados y empobrecidos al iniciarse la formación de los suelos actuales. Esta situación es semejante a la verificada en Uruguay, donde ocurren algunos suelos de este tipo. La mayor parte de estos suelos se han denominado Rojo Amarillo Podzólicos y a veces Pardo Rojizo Lateríticos en clasificaciones antiguas y actualmente Ultisoles (EE.UU.) o Acrisoles y Alisoles (FAO, 1998). En Uruguay se denominan Acrisoles. La secuencia de horizontes es siempre de tipo A – Bt – C y puede o no existir un horizonte E, predominando en el perfil los colores pardo rojizos, rojos o amarillentos, lo que dio origen a la nomenclatura original de estos suelos. Todo ello se aprecia en la figura 11 que muestra un Ultisol típico, aunque su ubicación (Uruguay) y su vegetación nativa de pastos y no de bosque no son muy características.

Figura 11. Perfil representativo de un Ultisol (Rojo Amarillo Podzólico) del Depto. de Rivera (Uruguay).

El balance entre liberación de bases por meteorización y la pérdida por lixiviación es de tal magnitud que la agricultura sin uso de fertilizantes es imposible. La saturación de bases es mínima en el horizonte B textural, especialmente en su parte inferior, y por debajo de él, pero muchos perfiles del grupo son fuertemente desaturados en todos sus horizontes. La acidez es fuerte y el aluminio es con frecuencia el catión intercambiable

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dominante en el complejo coloidal. Todo ello se observa en el cuadro 11 que presenta información analítica de un perfil representativo de los suelos de este tipo.

Cuadro 11. Información analítica de un perfil representativo de los Ultisoles

(Rojo Amarillo Podzólicos), Río de Janeiro, Brasil.

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor (cm)

Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 10 A 72 13 15 1,3 1,4 0,4 0,1 0,3 4,5 49 10 – 30 E 64 12 24 0,7 0,8 0,2 0,05 0,3 3,7 35 30 – 45 EB 56 12 32 0,5 0,5 0,2 0,05 0,2 4,2 24 45 – 75 Bt1 34 7 59 0,5 0,3 0,1 0,05 0,2 6,0 8 75 – 155 Bt2 32 30 38 0,2 0,4 0,7 0,05 0,2 4,6 28 155 – 195 BC 47 25 28 0,1 0,2 0,6 0,1 0,1 3,9 23 195 + C 58 22 20 0,1 0,8 0,2 0,2 8,0 15

• Determinada por BaCl2 – TEA a pH 8,2

Las cifras del cuadro 11 muestran claramente el enriquecimiento en arcilla del horizonte argilúvico, el bajo contenido de bases, sobre todo en los horizontes inferiores, y el bajo contenido de materia orgánica, aunque esto último no es un carácter que defina a estos suelos. La capacidad de intercambio catiónico es baja debido a la dominancia de arcillas de tipo caolinita e illita, aunque esta última falta en otros Ultisoles que son exclusivamente caoliníticos. En suelos cultivados, el nivel de bases relativamente alto que a veces se observa en el horizonte superficial se debe al efecto del encalado y la fertilización sin las cuales la agricultura no es factible en estos suelos. Debido a la intensa meteorización que ha afectado a los Ultisoles, los minerales primarios alterables son muy escasos o inexistentes, en tanto que en la fracción arcilla dominan minerales muy estables como caolinita, gibsita, goethita y a veces hematita. Minerales de tipo 2:1 con precipitación de hidroxi-Al en la intercala, similares a la clorita, ocurren con cierta frecuencia en estos suelos. Los Ultisoles y suelos similares ocupan un área muy extensa, del orden de 11 millones de km2, o sea alrededor del 8,5% del total de tierras del mundo. Sus principales zonas de ocurrencia son el sudeste de EE.UU., centro-este de África, nordeste de India, sudeste de China, Indonesia, la península indochina, Brasil y Venezuela. Los Ultisoles son suelos de baja fertilidad y fuerte acidez, pero normalmente poseen en cambio propiedades físicas favorables por la dominancia de arcillas caolíniticas y de sesquióxidos. La temperatura baja no es limitante para el crecimiento vegetal por su ocurrencia en regiones intertropicales. Aunque existen áreas bajo bosque – natural o artificial – grandes extensiones están bajo agricultura, la cual puede ser de alta productividad si se corrigen las deficiencias químicas impuestas por la acidez y el bajo nivel de nutrientes. La productividad en tales casos es elevada, como ocurre en EE.UU. donde, en estos suelos, se cultiva algodón, tabaco, maíz y soja con buenos resultados. Bajo sistemas de producción no tecnificados, como en muchas zonas de Asia y América Latina, los rendimientos son

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mucho menos satisfactorios y la agricultura continua es imposible por el escaso poder de suministro de nutrientes en forma sostenida que poseen estos suelos. Región tropical Esta región se extiende entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio y se caracteriza por una temperatura media anual elevada y una amplitud térmica muy baja en la zona ecuatorial y algo mayor próximo a los trópicos. La precipitación es mayor de 1.500 mm anuales en la selva hidrófila sin estación seca, y menor en las zonas de sabanas, donde varía entre 1.500 a 1.000 mm o incluso menos, con una estación seca de 5 a 8 meses mayormente. La selva o bosque de zonas húmedas se extiende en dos áreas principales que son África central y el Amazonas, en tanto que las sabanas se extienden al norte y al sur del bosque hidrófilo en áreas muy extendidas, como por ejemplo el cerrado de Brasil. Ambos tipos de vegetación se observan en la figura 12.

a) b) Figura 12. a): Paisaje de bosque de clima tropical sin estación seca. b): planicie de sabana característica, con algunos árboles aislados de porte bajo, en clima tropical con estación seca de 5 a 7 meses. El área total ocupada por los Oxisoles es del orden de 9,8 millones de km2, el 7,5% de la superficie terrestre. Los suelos característicos de la región tropical se han denominado con diversos nombres, algunos de los cuales han arraigado fuertemente en la ciencia del suelo: Latosoles, Suelos lateríticos, Lateritas y Suelos ferralíticos. Actualmente han tomado amplia difusión los de Oxisoles (EE.UU.) y Ferralsoles (FAO). En ambos casos el nombre hace énfasis en el alto contenido de óxidos de hierro y de aluminio - Oxisoles, Ferralsoles - que es un rasgo característico de estos suelos. Si bien ellos ocurren casi exclusivamente en la zona intertropical, la misma está ocupada en parte por suelos

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similares en muchos aspectos aunque también con diferencias significativas, como es el caso de los Ultisoles tratados en el apartado precedente. Bennema (1963) definió los suelos que el llamó Latosoles en base a la existencia de las siguientes características:

• Horizontes poco contrastantes con límites graduales o difusos entre ellos. • Ausencia total o casi total de películas de arcilla. • Baja capacidad de intercambio catiónico de las arcillas debido a la ausencia total o casi total de

minerales arcillosos 2:1 y alofano. • Color rojo, amarillo o pardo en al menos una parte del horizonte subsuperficial. • Ausencia total o casi total de arcilla dispersable en agua en aquellas partes del horizonte

subsuperficial en que la relación carbono:arcilla es menor de 0,015. Aparte de ello, estos suelos carecen de macroestructura visible, poseen un solum muy profundo, una consistencia friable o muy friable en húmedo (baja plasticidad), alta porosidad, permeabilidad rápida, saturación de bases baja en casi todo el perfil, capacidad relativamente alta de retención de aniones y alto poder de fijación de fósforo. La secuencia de horizontes es A – Bo – C, en donde Bo es el horizonte llamado óxico, pero los horizontes del perfil no son siempre fácilmente discernibles y el límite inferior del suelo es a menudo difícil de definir con precisión. En la figura 13 se observa el perfil típico de un Oxisol o Latosol que ejemplifica la morfología de estos suelos.

Figura 12. Perfil de un suelo tropical (Oxisol o Latosol) de color típicamente rojo, con horizontes poco distinguibles y un horizonte A muy poco prominente (regla en pies).

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El color es ligeramente más oscuro en los primeros 30 cm (1 pie en la regla visible en la fotografía) y por debajo se aprecia un material homogéneo en el cual solamente se distingue la zona inferior, ligeramente más amarillenta que el horizonte medio de color francamente rojo. La evolución de los suelos lateríticos o ferralíticos ha sido revisada por Duchaufour (1968) para quien, en clima ecuatorial húmedo, la meteorización consiste en una hidrólisis neutra o localmente alcalina, que provoca la insolubilización del hierro y aluminio que se acumula en el perfil en forma de óxidos y oxihidróxidos, en tanto que las bases y una gran parte de la sílice son eliminadas (soluviación) lo que lleva a la neoformación de caolinita. Los minerales primarios se destruyen completamente, salvo los muy resistentes como el cuarzo, y las arcillas 2:1 también se degradan liberando sus elementos constitutivos. Por debajo del horizonte superficial se forma el horizonte óxico característico cuyas características principales ya se enumeraron. Químicamente estos suelos son fuertemente ácidos, pobres en bases intercambiables y, en casos de meteorización extrema, el horizonte óxico puede presentar carga neta positiva, en cuyo caso el pH medido en solución de KCl es mayor que cuando se le mide en agua. Esta situación es la opuesta a de todos los otros tipos de suelos, cuyas arcillas poseen carga neta negativa. Por la particular mineralogía de la fracción coloidal, los Oxisoles o suelos ferralíticos poseen casi exclusivamente cargas variables, dependientes del pH. Las propiedades químicas principales de un Oxisol se presentan en el cuadro 12. Cuadro 12. Información analítica de un Oxisol representativo de los suelos dominantes en

la región tropical, Puerto Rico

Arena Limo Arcilla C org. Bases intercambiables (cmol kg-1)

Espesor (cm)

Horiz.

(%) Ca Mg K Na CIC *

(cmol kg-1)

Sat. bases

(%) 0 – 15 A 5 18 77 4,3 8 2 0,9 0,1 21 53 15 – 33 Bo1 6 17 78 1,7 2 0,2 0,5 tr 11 24 33 – 51 Bo2 3 13 84 0,7 1 0,2 0,1 tr 8 23 51 – 86 Bo3 2 15 83 0,5 0,5 0,6 tr tr 8 14 86 – 115 Bo4 6 24 70 0,2 0,1 0,1 tr tr 8 3 115 – 150 Bo5 12 36 56 0,2 tr 0,2 tr tr 8 2 150 - 185 Bo6 15 37 48 0,1 0,1 0,1 tr 0,1 9 3

• Determinada por NH4AcO a pH 7,0

Se destaca en el cuadro 12 el bajo contenido de bases y la capacidad de intercambio catiónico extremadamente baja, sobre todo si se compara el valor de la CIC con el contenido de arcilla que es muy elevado. Ello se debe a la ausencia de minerales arcillosos de mayor actividad química que la caolinita, que junto a los óxidos de hierro y aluminio, son los únicos constituyentes de la fracción fina. Los Oxisoles son suelos de muy baja fertilidad, fuerte acidez y ausencia de reservas minerales, pero sus propiedades físicas son muy favorables. En algunas áreas se practica una agricultura tecnificada, pero mayoritariamente dominan sistemas productivos tradicionales no tecnificados, por ejemplo la agricultura migratoria. En estos sistemas, el

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suelo se cultiva durante un año o muy pocos años y luego se abandona para permitir la regeneración natural de la fertilidad. El proceso de agotamiento no es reversible o lo en bajo grado, por lo cual estos sistemas conducen a la degradación química de los suelos. Ello es particularmente válido en la zona de la selva tropical. La fuerte presión por alimentos que existe en muchos países tropicales ha llevado, no obstante, a incorporar a la agricultura migratoria muchos suelos que poseen los problemas indicados, aunque también la agricultura o pastoreo a gran escala – o la simple explotación de la riqueza maderera – han provocado la deforestación masiva de áreas extensas con la consiguiente degradación de los suelos y pérdida de la riqueza biológica, aparte de otros efectos ambientales negativos. La figura 13 muestra aspectos del uso de los Oxisoles, común a otros suelos del trópico.

a) b)

c) Figura 13. a): cultivo tecnificado de caña de azúcar en Oxisoles de Hawai. b): agricultura migratoria en una pequeña parcela donde se taló la selva tropical (África). c): quema indiscriminada de bosque tropical para incorporar la tierra a la producción agropecuaria.

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PROCESOS LOCALES DE FORMACION DEL SUELO En la introducción del capítulo sobre procesos regionales de formación del suelo se hizo referencia a los procesos llamados “locales” que son los que, dentro de una región bioclimática determinada, dan lugar a la formación de suelos que muestran la influencia preponderante de un factor local dentro de la región. Estos suelos se denominaron tradicionalmente “intrazonales” para indicar de manera explícita que aparecían dentro de un área de suelos “zonales” a los que se asemejan en muchas de sus propiedades y de los que se diferencian por características impuestas por la acción de un factor de efecto local. La similitud existente entre los suelos zonales e intrazonales de una misma región fue señalada por Riecken (1965) quien comparó los suelos zonales Brunizems con sus asociados intrazonales hidromórficos, Gley Húmicos, y concluyó que los procesos de formación de ambos tipos de suelos eran similares en su naturaleza, aunque no en su intensidad. Tanto los Brunizems, como los Gley Húmicos son ricos en materia orgánica, bien incorporada al suelo mineral, con un perfil texturas de grado de desarrollo variable y con saturación de bases elevada. En los Gley Húmicos se agrega además un hidromorfismo acentuado, que permite la formación de un horizonte reducido (horizonte gley) a la vez que favorece una mayor acumulación de materia orgánica por disminución de la velocidad de oxidación de los residuos vegetales incorporados al suelo. La existencia de similitudes entre suelos zonales e intrazonales asociados se repite en distintas áreas geográficas, lo que lleva que los suelos intrazonales posean a su vez una cierta zonalidad. Los factores locales que dan lugar a suelos intrazonales son generalmente el drenaje impedido, total o parcialmente, de las áreas deprimidas (hidromorfismo), la acumulación de sales solubles y álcalis (halomorfismo) o la existencia de un material madre de composición "extrema" o muy particular, como por ejemplo, calizas puras (calcimorfismo). En este capítulo se considerará solamente la evolución de los principales suelos llamados intrazonales y originados por los procesos edafogenéticos locales de mayor importancia en el Uruguay. Cabe acotar que los suelos originados por estos procesos locales se han separado tradicionalmente en todos los sistemas de clasificación a un alto nivel taxonómico (Orden o equivalente), entre ellos el de Uruguay. Por el contrarío, el sistema de clasificación de suelos utilizado actualmente en EE.UU. hace énfasis en las similitudes ya mencionadas entre suelos zonales e intrazonales asociados y no se los separa a nivel de Orden sino a nivel de Suborden o más bajo aún. HIDROMORFISMO Se utiliza el nombre de hidromorfismo para identificar el conjunto de procesos que conducen a la formación de suelos en condiciones de excesos de agua más o menos durables. Modernamente se emplea la expresión de condiciones ácuicas para identificar a las que dominan en suelos que normalmente sufren saturación y reducción periódicas. La ocurrencia de estas condiciones está evidenciada por la formación de

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rasgos redoximórficos o por la acumulación de turba en los suelos y puede verificarse midiendo la saturación y la reducción por métodos apropiados. Los elementos que caracterizan las condiciones ácuicas son los enumerados y definidos seguidamente.

1. Saturación. Esta situación se caracteriza por una presión positiva o de valor cero en el agua del suelo y puede identificarse observando la existencia de agua libre en un hoyo no revestido abierto con un taladro de diámetro apropiado como los usados corrientemente en los levantamientos edafológicos. Puede haber lugar a confusión en el caso de suelos arcillosos estructurados en los que un agujero como el indicado puede llenarse de agua que fluye por las caras de los agregados mientras que la matriz está en condición no saturada, pero el uso de tensiómetros para medir la succión del agua permite superar el problema. Se considera que el suelo está mojado si la carga hidráulica es mayor de -1 kPa, una condición en que solamente los macroporos están llenos de aire, en tanto la matriz está saturada. La duración necesaria para que la saturación genere condiciones ácuicas depende del tipo de suelo y no puede definirse con carácter general.

2. Tipos de saturación. Se reconocen tres tipos. a. Endosaturación. El suelo está saturado con agua en todas sus capas

desde el límite superior de la zona saturada hasta 200 cm o más de profundidad.

b. Episaturación. El suelo está saturado con agua en una o más capas dentro de los primeros 200 cm de profundidad y tiene también una o más capas no saturadas con su límite superior por encima de 200 cm, por debajo de la capa saturada. La zona de saturación, es decir la napa freática, está “colgada” por encima de una capa relativamente impermeable.

c. Saturación antrópica. El término se refiere a condiciones ácuicas de tipo especial que ocurren en suelos cultivados y regados por inundación. Los suelos con tales condiciones cumplen con las exigencias de las condiciones ácuicas y además poseen una capa superficial laboreada por debajo de la cual aparece un capa de baja permeabilidad con excesos hídricos de al menos 3 meses de duración y colores típicos de oxidación y reducción alternadas.

d. Grado de reducción del suelo. Se caracteriza directamente por la medida del potencial redox, debiéndose tener presente que los procesos de oxidación y reducción son también función del pH del suelo. Un método de campo rápido para determinar la presencia de hierro reducido es el tratamiento de una muestra fresca de suelo con una solución de α,α dipyridil. La aparición de un color rojo fuerte indica la presencia de iones ferrosos, pero una reacción negativa no implica necesariamente ausencia de condiciones reductoras. Ello puede significar simplemente que el nivel de hierro ferroso libre en el suelo está por debajo de la sensibilidad del método, porque así lo era originalmente o porque el hierro fue eliminado por lavado ya que el hierro en estado reducido es soluble.

5. Rasgos redoximórficos. Son padrones de colores característicos originados por la reducción y oxidación del hierro asociadas a períodos de saturación y de aireación respectivamente. El manganeso está también afectado por iguales mecanismos. Ambos iones son móviles en estado reducido y precipitan al

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oxidarse, originándose por tales procesos pérdidas y concentraciones localizadas de ambos elementos. Los rasgos redoximórficos son los siguientes. a. Concentraciones redox. Son zonas de acumulación de óxidos de Fe y Mn en

forma de nódulos y concreciones, o sea cuerpos duros, cementados y de límites generalmente bien definidos, masas blandas no cementadas y revestimientos de poros del suelo.

b. Agotamientos redox. Son zonas de color próximo a la neutralidad (gris) en las que han sido eliminados los óxidos de Fe y Mn solos o junto con la arcilla. En estas zonas del suelo, el contenido de Fe y Mn y a veces también el de arcilla son menores a los de la matriz circundante.

c. Matriz reducida. Esta es la matriz del suelo de color próximo a la neutralidad, a veces verdosa o azulada, pero cuyo color cambia al ser expuesta al aire por oxidación. Los compuestos de hierro reducido imparte color gris al suelo, pero al oxidarse su color cambia a pardo o pardo amarillento.

Para que se pueda hablar de una evolución verdaderamente hidromórfica, es necesario que la influencia del exceso de agua alcance un grado y duración tales que ella le confiera el perfil caracteres ácuicos como los descritos precedentemente.

• Hidromorfismo por endosaturación de planicies aluviales y otras zonas bajas El suelo característico desarrollado en estas condiciones de es un suelo gleyzado, cuyos horizontes profundos de color gris verdoso contienen hierro al estado terroso. El horizonte gley sólo aparece cuando la napa sufre fluctuaciones débiles (1 m como máximo) y circula muy lentamente, lo que le permite enriquecerse en materia orgánica y perder su oxígeno disuelto. La formación del gley con fuerte reducción del hierro necesita, en un medio poco ácido, un descenso del rh2 mucho mas acentuado que en un medio ácido. Pero si bien la reducción del hierro es posible a pH 7, su solubilización y movilización, por el contrario, permanecen débiles. En efecto, en medio rico en calcio los compuestos orgánicos solubles poseen un poder complejante débil. El hierro tiene tendencia a acumularse en el perfil en una forma reducida insoluble de color verdoso. Según Segalen (1964) en los suelos gley típicos la reducción de hierro a Fe++ es casi completa, salvo que existan condiciones de reoxidación. El Fe++ está fijado sobre el complejo adsorbente o bien aparece en combinaciones tales como la vivianita (fosfato ferroso), siderita (carbonato ferroso) o sulfuros. En algunas planicies aluviales o pantanos se observa una eliminación casi total del hierro, muy probablemente por lixiviación oblicua. Un caso extremo de hidromorfismo permanente es el que da origen a la turba. Esta se forma en medio mal aireado, saturado de agua de manera casi permanente en todas las estaciones, Pocos organismos pueden vivir en tales condiciones, de manera que la descomposición y la humificación de la materia orgánica son muy lentas. Esta última se acumula en capas espesas constantemente embebidas de agua y constituidas, sobre todo, por restos poco transformados y por productos intermediarios. La figura 14 ilustra los principales caracteres morfológicos de los suelos hidromórficos con régimen de

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endosaturación. Uno de los suelos es mineral con horizontes gleizados próximos a la superficie y el otro es turboso en todo su espesor.

a) b) Figura 14. a): Suelo hidromórfico con horizonte A rico en materia orgánica e inmediatamente por debajo horizontes gleizados (Ardenas, Bélgica). b): Suelo orgánico con vegetación de musgos y algunas hierbas constituido enteramente por turba semievolucionada (Ardenas, Bélgica).

• Hidromorfismo temporal por napa colgada (episaturación) de origen pluvial. Este tipo de hidromorfismo afecta a los suelos denominados, según los países, como Pseudogley (Francia, Alemania), Planosoles y suelos solodizados (Australia) y Albaqualfs y Albolls (EE.UU.). Si bien todos estos suelos presentan condiciones de episaturación, y algunas características morfológicas comparables, ellos presentan a veces, diferencias sensibles. Una de tales diferencias es que los Pseudogley de Francia y Alemania pueden incluir suelos con un horizonte B textural muy desarrollado y suelos sin horizonte B, con perfil de tipo A - C o A – R, en los que la capa impermeable no es el B sino el C o R. Los Planosoles, en el sentido de la clasificación uruguaya, poseen siempre un horizonte B textural poco permeable que origina la napa colgada por encima. La existencia de una napa colgada temporaria tiene un efecto muy marcado sobre la dinámica del hierro en el perfil. Durante los períodos de saturación con agua, se crean condiciones reductoras en los horizontes superficiales permeables (A y E), lo que conduce a la reducción del hierro que pasa a Fe2+ y se solubiliza y separa de la arcilla, haciéndose mucho más móvil que ésta. El hierro solubilizado se moviliza, pero la translocación vertical es muy reducida, dada la impermeabilidad del horizonte por debajo de la napa colgada. En éste, el

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pasaje de agua sólo es posible a través de las grietas entre los agregados; dichas grietas se empobrecen en hierro y se decoloran, adquiriendo un tono gris que contrasta con el color más vivo de la masa circundante por lo que el horizonte B toma un aspecto veteado o reticulado. En el horizonte E, la solubilización y segregación del hierro conducen a que el horizonte tome un color gris más o menos claro, pero como la migración en profundidad es poco acentuada, el hierro sufre preferentemente una migración local. Cuando el suelo se seca, el hierro se concentra, se oxida y precipita en forma de moteados y concreciones férricas. El proceso descrito puede llevar a una decoloración muy intensa del horizonte E, pero el horizonte A mantiene, por lo general, un tomo más oscuro debido a su mayor contenido de humus, que enmascara el color gris de la fracción mineral debido a la eliminación del hierro. En tal caso, la eliminación de la materia orgánica permite visualizar el carácter lixiviado del horizonte Al. Brinkman (1970) revisó la información existente y en base a la misma y a sus propias observaciones, propuesto la definición de un nuevo proceso edafogenético hidromórfico al que dio el nombre de ferrolisis. Brinkman la define como un proceso en el que la CIC del suelo es destruida por reacciones de intercambio, en las que interviene el hierro, en ciclos estacionales alternados de reducción y oxidación. Según Brinkman, el proceso de ferrolisis ha sido confundido en el pasado con los procesos de podzolización, argiluviación y gleización, aunque debe distinguirse de ellos por las siguientes razones: la podzolización no depende de una reducción estacional; la argiluviación (migración de arcilla) no incluye destrucción de minerales arcillosos; la gleización no requiere eliminación de los productos de reacción, ni destrucción de

arcillas. La hipótesis de Brinkman explica diversos problemas no resueltos, como la capacidad de intercambio catiónico anómalamente baja de muchos horizontes superficiales de suelos de arrozales, la presencia en estos suelos de arcillas con Al en la intercapa (cloritas edáficas) y la aparentemente mayor velocidad de podzolización bajo condiciones de saturación estacional. En su estado principal, los horizontes superficiales son de color gris, con motas de oxidación, y poseen menos arcilla y/o una menor capacidad de intercambio catiónico de la fracción arcilla que el material subyacente. Este puede ser un horizonte B textural u otra capa de muy baja permeabilidad, natural o antrópica. La descripción del proceso de ferrolisis supone una secuencia de ciclos repetidos cada uno de los cuales incluye una fase anaeróbica y una aeróbica. La oxidación de la materia orgánica suministra la energía necesaria para el proceso. Durante la fase anaeróbica, el hierro libre se reduce y el Fe2+ formado desplaza a los cationes intercambiables; los cationes desplazados son lavados (o parcialmente lavados, sólo durante la etapa inicial de la fase reducida, en el caso del aluminio). Durante la fase aeróbica siguiente, el Fe2+ se oxida produciendo hidróxido férrico e iones hidrógeno. Estos sustituyen al Fe2+ intercambiable y corroen las capas octaédricas de las arcillas en sus bordes. Así, en cada ciclo hay lixiviación de cationes y destrucción de una parte de la red cristalina de las arcillas. Con una ferrolisis continuada, un suelo estacionalmente

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saturado, aún si originalmente estaba saturado en bases, puede eventualmente desarrollar una capa superficial inestable, de color gris, limosa o arenosa con un bajo contenido de arcilla y muy baja capacidad de intercambio catiónico. Los minerales arcillosos 2:1 con alta capacidad de intercambio catiónico son más rápidamente destruidos por la mayor cantidad de hierro ferroso que pueden retener en sus posiciones de intercambio. En el otro extremo, las arcillas 1:1 son las más resistentes a la ferrolisis por su menor capacidad de intercambio y su mayor proporción de cationes octaédricos con relación a las arcillas 2:1. Cuando el pH se eleva por encima de 5,5 debido a la formación de iones OH- durante la reducción del hierro, al aluminio no lavado precipita. Este aluminio se encuentra como Al(OH)3 o neutralizando algunas cargas negativas como Al(OH)2.H2O. En estas condiciones el espesor de las arcillas originalmente expansivas se fija en 14 Å, lo que bloquea efectivamente una parte de la CIC. Este es el mecanismo por el que se origina el Al de intercapa (precipitación de compuestos hidroxi-Al). Así, según la intensidad de lavado, el mecanismo que lleva a la disminución de la CIC será la destrucción de arcillas o la cloritización. La figura 15 muestra un suelo con horizonte B arcilloso que genera las condiciones de episaturación que conducen a la formación del horizonte E gris claro situado por encima, en el que se ubica la napa colgada.

Figura 15. Suelo con horizonte E de color gris claro y por debajo el horizonte B textural de baja permeabilidad que origina las condiciones de episaturación (Depto. de San José, Uruguay).

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HALOMORFISMO Este término se refiere estrictamente a la evolución de los suelos en presencia de altas concentraciones de sales solubles, pero por extensión se incluye en él a la de los suelos afectados por contenidos elevados de sodio intercambiable, cuyo contenido de sales solubles puede ser alto o nulo. Estos últimos suelos son más propiamente definidos como suelos alcalinos (y no salinos) y son los únicos que serán considerados en este texto porque son de ocurrencia en Uruguay, en tanto que los suelos salinos en sentido estricto son propios de climas secos. La evolución de los suelos salinos y alcalinos ha sido tradicionalmente considerada como una secuencia de procesos que se inicia por la formación de suelos salinos, se continúa con su transformación en suelos alcalinos y finaliza con la degradación de éstos. Queda implícito que esta secuencia se cumplirá hasta sus últimas etapas sólo si las condiciones son favorables; en caso contrario ella se interrumpirá en etapas intermedias, pudiendo no pasar de la etapa inicial de suelos salinos (zonas áridas). Pero debe señalarse que existen suelos alcalinos que seguramente nunca pasaron por una etapa salina previa, como sin duda es el caso de los suelos alcalinos de Uruguay. El lavado de las sales solubles de un suelo salino y alcalino produce la desfloculaci6n de las arcillas con alta saturación de sodio, ya que desaparecen los electrolitos que las mantenían floculadas:

Arcilla-Na + H2 0 Arcilla-H + Na+ + OH-

NaOH

A su vez el NaOH reacciona con el CO2 disuelto en el agua y forma Na2CO3. El pH, que en el suelo salino-alcalino no pasaba de 8,0-8,5, aumenta a valores superiores debido a los procesos químicos señalados. En este medio, fuertemente alcalino y con baja concentración de electrolitos, las arcillas y también los coloides orgánicos se dispersan y se expanden, la estructura se destruye y el suelo, denominado Solonetz, se vuelve asfixiante cuando húmedo. Las arcillas dispersadas migran en profundidad durante la estación húmeda y se depositan en el horizonte B, mientras que en la estación seca, los fenómenos de contracción de la arcilla sódica del horizonte iluvial provocan la aparición de una estructura prismática muy marcada. Este proceso, denominado solonización, conduce en sus etapas más avanzadas a un comienzo de degradación de la parte superior del horizonte B evidenciada por la desaparición de las películas de arcilla de las caras de los agregados que a su vez toman forma redondeada en la cúspide, dando la típica estructura columnar de muchos Solonetz. Un perfil típico de Solonetz con el horizonte B alcalino fuertemente degradado se observa en la figura 16.

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Figura 16. Suelo alcalino (Solonetz Solodizado) con el horizonte B degradado en su parte superior. La degradación es visible en forma de agotamientos de color gris claro que corresponden a las zonas de las que fueron eliminadas las películas de arcilla de las caras de los agregados, perdiéndose asimismo hierro libre. El color gris se debe a los granos de limo y arena fina no recubiertos por óxidos. Un carácter común a casi todos los suelos alcalinos es su alto contenido de magnesio intercambiable, cuyo rol en la génesis de aquellos no es del todo claro. Algunos autores han atribuido al magnesio las pobres propiedades físicas de estos suelos alcalinos, pero esto está en conflicto con experiencias de laboratorio que señalan que el efecto del magnesio es más similar al del calcio que al del sodio. La clasificación de suelos del Uruguay define al horizonte nátrico (horizonte B de los suelos alcalinos), del punto de vista químico, de la siguiente manera:

i. un contenido de sodio intercambiable es mayor de 15 por ciento, o ii. la suma de magnesio más sodio es mayor que la de calcio más hidrógeno

intercambiables. De esta definición surge claramente la aceptación del hecho objetivo de la similitud de los suelos sódicos y los suelos magnésicos, sin que esto signifique necesariamente atribuir al magnesio un rol similar al sodio en lo que respecta a sus efectos sobre las propiedades físicas y físico químicas de los coloides. Evolución de los suelos alcalinos degradados Diversos autores han señalado que si la precipitación es suficiente y las condiciones de drenaje lo permiten, los Solonetz pueden desalcalinizarse al acentuarse la lixiviación del perfil, lo que conduce al lavado de sodio intercambiable y la consiguiente acidificación del perfil. Este proceso de evolución se conoce como solodización.

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En una primera etapa la desalcalinización afecta solamente al horizonte A, donde el contenido de sodio intercambiable es inferior a 15% y el pH oscila entre 5,5 y 6,0, pero el horizonte B mantiene el carácter nítrico: reacción alcalina (pH > 7,5 - 8,0) y alto contenido de sodio de cambio. Con estas características, los suelos han sido denominados Solonetz Solodizados. En etapas más avanzadas de la solodización, la desalcalinización afecta a todo el perfil, excepto a veces los horizontes más profundos (BC o C), en los que puede persistir la reacción alcalina y un tenor de sodio relativamente elevado. Paralelamente a los cambios químicos se acentúa la degradación de las arcillas iniciada durante la colonización. Esta destrucción – iniciada en la parte superior del horizonte B y que avanza luego en profundidad – afecta primero a las películas de arcilla que revisten los agregados columnares o prismáticos y luego también a las arcillas de toda la matriz del horizonte. En el estado final de la solodización, el suelo está totalmente desalcalinizado excepto tal vez en los horizontes más profundos. El horizonte A carece prácticamente de estructura y está constituido por elementos cuarzosos finos y la transición al horizonte B no es ya abrupta sino sólo clara o aún gradual. La textura se hace gradualmente más pesada en profundidad, debido a la destrucción de las arcillas en la parte superior del horizonte B. La estructura columnar se mantiene a veces, aunque en grado menos manifiesto que en los Solonetz, pero se observa que las películas de arcilla desaparecen y son sustituidas por revestimientos de limo y arena muy fina (agotamientos; ver condiciones ácuicas). En esta etapa el suelo se clasifica como Solod. A veces se observa que la textura es más liviana en la parte superior de las columnas que en la inferior, como consecuencia de la destrucción diferencial de las arcillas; esto ocurre solamente en suelos muy fuertemente solodizados. El fenómeno, aunque poco frecuente, ha sido observado en algunos Solods de la planicie sedimentarla alrededor de la Laguna Merín, en el este uruguayo.

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BIBLIOGRAFIA

1. AL RAWI, Gh. y SYS, C. (1967) A comparative study between Euphrates and Tigris sediments in the mesopotamian flood plain. Pédologie XVIII, 1:63-109

2. AL RAWI, Gh., SYS, C. y HOLE, F. D. (1969) Mineralogy of some arid and semiarid soils of Iraq. Soil Sci. 197:480-486

3. ALTAIE, F. H., SYS, C. y STOOPS, G. (1969) Soils groups of Iraq. Their classification and characterization. Pédologie XIX, 1:65-148

4. ALVAREZ, C. y VELOZO, C. (1974) Contribución a la caracterización de suelos del área basáltica alrededor de Laureles, Depto. de Salto - Primera aproximación. Tesis Ing. Agr. Montevideo, Uruguay, Fac. Agron. 30 p.

5. BESOAIN, E. 1985. Mineralogía de las Arcillas de los Suelos. IICA. San José, Costa Rica. 6. BOSSI J., A. FERNÁNDEZ y G. ELIZALDE (1985) Alteración de Minerales Código s/n.

Univ. de la República. Fac. Agron. 7. BENNEMA, J. (1963) The red and yellow soils of the tropical and subtropical uplands. Soil

Sci., 95:250-257. 8. BOSSI J., A. FERNÁNDEZ, G. ELIZALDE e I. FORD (1987) Curso de Geología. Tomo II.

Univ. de la República. Fac. Agron. Cód. 924. 9. BRADY N. 1984. The Nature and Properties of Soils. Mc. Millan Publ. 750 p. 10.BREWER, R. (1964) Fabric and Mineral Analysis of Soils. New York, John Wiley. 470 p. 11. BUOL, S. W. (1965) Present soil forming factors and processes in arid and semiarid

regions. Soil Sci. 99:45-49 12. BUOL, S. W., HOLE, F. D. y Mc CRACKEN, R. J. (1973) Génesis y clasificación de

suelos. Ed. Trillas, Madrid 13. CAILLÈRE, S. y HÉNIN, S. (1963) Minéralogie des argiles. Masson et Cie., Paris 14. CAYSSIALS, R. y PUENTES, R. (1974) Determinación y fraccionamiento de hierro y

aluminio libre en algunos suelos del Uruguay. Tesis Ing. Agr. Montevideo, Uruguay, Fac. Agron. 79 p.

15. CROMPTON, E. (1963) Soil Formation. Outlook on Agriculture, 3:209-218 16. DIXON J. 1977. Minerals in Soil Environments. Soil Soc. Amer. Madison, Wisconsin.

USA. Second Printing. 17. FADDA, G. (1969) Una climosecuencia de suelos en la provincial de Tucumán. Estudio

micromorfológico. Actas 5ª Reunión Argentina Ciencia del Suelo. Santa Fe. 18. FANNING, D. S. y V. Z. KERAMIDAS. (1977) Micas. In: Minerals in Soil Environments.

Managing Editor: Richard C. Dinauer. Soil Science Society of America. Madison, Wisconsin, USA. pp. 195 - 258.

19. FAO (1998) World Reference Base for Soil Resources. World Soil Resources Report, Nº 84. Roma.

20. FASSBENDER, H. W. (1975) Química de Suelos; con énfasis en suelos de América Latina. Turrialba, Costa Rica, IICA. 398 p.

21. FORD, I. 1984. Dinámica Mineral en el Suelo. Univ. Autónoma de Chapingo, México. 22. GRIM, R. E. (1953) Clay Mineralogy. New York, McGraw. 384 p. 23. HUANG, P. M. (1977) Feldspars, Olivines, Pyroxenes and Amphiboles. In: Minerals in Soil

Environments. Managing Editor: Richard C. Dinauer. Soil Sci. Soc. of America. Madison, Wisconsin, USA. pp. 553 - 602.

24. HURLBUT, C. S. (1978) Manual de Mineralogía de Dana. Editorial Reverté S.A. 653 p.

63

25. JACKSON, M. L. (1965) Chemical Composition of Soils. In: Bear, F. E., ed. Chemistry of the Soil. New York, Reinhold. pp. 71 - 141.

26. JACKSON, M. L. y G. D. SHERMAN. (1953) Chemical weathering of mineral soils. Adv. in Agron. Vol. 5. pp 219 - 318.

27. JENNY, H. (1941) Factors of Soil Formation. New York, McGraw. 28. JENNY, H. (1961) Derivation of state factor equations of soils and ecosystems. Soil Sci.

Soc. Am. Proc., 25: 385 – 388. 29. JENNY, H. (1980) The Soil Resource, Origin and Behavior. Springer, New York, N.Y., 377

pp. 30. MOHR, E. C. J. y F. A. VAN BAREN. (1954) Tropical Soils. La Haya, Uitgeverij W. van

Hoeve. 498 p. 31. RETZER, J. L. (1965) Present soil forming factors and processes in arctic and alpine

regions. Soil Sci. 99:38-44 32.RIECKEN, F. F. (1965) Present soil forming factors and processes in temperate regions. Soil

Sci. 99:58-64 33. ROSSIGNOL, J. P. 1981. Étude de quelques sols développés sur basalte dans le nord de

l’Uruguay. Tesis de Doctorado, Universidad de Rennes. 255 p. 34.SEGALEN, P. (1964) Le fer dans les sols. ORSTOM, Paris 35. SMECK, N. E., E. C. A. RUNGE y E. E. MACKINTOSH (1983) Dynamics and genetic

modeling of soil systems. In: Pedogenesis and Soil Taxonomy. I: Concepts and Interactions, by L. P. Wilding, N. E. Smeck and G. F. Hall (Editors), 51 – 81

36.SOIL SURVEY STAFF – UNITED STATES DEPARTMENT OF AGRICULTURE (1999) Soil Taxonomy; A Basic System of Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys. 2nd edition. Washington, D. C., Soil Conservation Service. Agricultural Handbook Nº 436.

37.SOMBROEK, G. W. (1969) Soil Studies in the Merim Lagoon Basin. CLM/FAO/PNUD. LM 131, Treinta y Tres.

38. SYS, C. (1965) Course on Tropical Pedology. State University of Ghent, Belgium. 39. VINK, A. P. A. (1963) Aspects de Pédologie Appliquée. Neuchatel, Baconiere. 174 p. 40. WILDING, L. P., N. E. SMECK y L. R. DREES (1977) Silica in Soils: Quartz, Tridymite

and Opal. In: Minerals in Soil Environments. Managing Editor: Richard C. Dinauer. Soil Sc. Soc. of America. Madison, Wisconsin, USA. pp. 471 - 552.

64