Universidad de Talca Facultad de Ciencias Agrarias Departamento de Producción Agrícola
APUNTES DE EDAFOLOGÍA
Dra. Roxana López Emparán 2010
Concepto de edafología La palabra edafología proviene del griego Edaphos que significa suelo. El suelo puede ser definido como Material no consolidado, que cubre la superficie de la tierra, resultante de las acciones combinadas en el tiempo del clima (agua y temperatura) de macro y microorganismos y de topografía sobre el material parental. Esta definición se relaciona con los factores y procesos de formación del suelo. Por otro lado, otra definición indica que el suelo es un cuerpo natural compuesto de sólidos, líquidos y gases, que se encuentra sobre la superficie terrestre, ocupa espacio y se caracteriza por presentar horizontes o capas que son distinguibles desde los materiales parentales (Soil Survey Staff, 1969, 1970, 1990). En términos generales la definición edafológica de suelo indica que es un medio para el crecimiento de las plantas dando énfasis a la fertilidad de suelo y las propiedades físicas y químicas de suelo (Bockheim et al., 2005). Regolito y suelo El regolito es el término para definir la capa de materiales no consolidados, alterados, que incluyen fragmentos de roca, granos minerales y todos los otros depósitos superficiales, que descansa sobre roca sólida inalterada. Su límite inferior es el frente de meteorización. El suelo es el regolito que contiene frecuentemente materia orgánica y es capaz de sujetar las raíces de las plantas.
Suelo Regolito
Figura 1. Posición del regolito y suelo en un perfil.
Concepto de edafología La palabra edafología proviene del griego Edaphos que significa suelo. El suelo puede ser definido como Material no consolidado, que cubre la superficie de la tierra, resultante de las acciones combinadas en el tiempo del clima (agua y temperatura) de macro y microorganismos y de topografía sobre el material parental. Esta definición se relaciona con los factores y procesos de formación del suelo. Por otro lado, otra definición indica que el suelo es un cuerpo natural compuesto de sólidos, líquidos y gases, que se encuentra sobre la superficie terrestre, ocupa espacio y se caracteriza por presentar horizontes o capas que son distinguibles desde los materiales parentales (Soil Survey Staff, 1969, 1970, 1990). En términos generales la definición edafológica de suelo indica que es un medio para el crecimiento de las plantas dando énfasis a la fertilidad de suelo y las propiedades físicas y químicas de suelo (Bockheim et al., 2005). Regolito y suelo El regolito es el término para definir la capa de materiales no consolidados, alterados, que incluyen fragmentos de roca, granos minerales y todos los otros depósitos superficiales, que descansa sobre roca sólida inalterada. Su límite inferior es el frente de meteorización. El suelo es el regolito que contiene frecuentemente materia orgánica y es capaz de sujetar las raíces de las plantas.
Suelo Regolito
Figura 1. Posición del regolito y suelo en un perfil.
Componentes del suelo El suelo está compuesto de una fase sólida (50%) y un espacio poroso. La fase sólida está comprendida por los minerales (45%) y la materia orgánica (5%). Fase sólida a) Componentes minerales: Es muy variable y puede corresponder tanto a materiales primarios (cuarzos, feldespatos ettc.) hasta la fracción coloidal (arcillas). La proporción de estas partículas va a determinar las propiedades físicas del suelo. Por otro lado, la fracción arcillosa determina las propiedades físico-químicas (CIC, Ph, conductividad eléctrica, retención de aniones, etc.). Debido a esto los componentes minerales, en especial las arcillas, influyen en la dinámica de los nutrientes en el suelo (movilidad, fijación, disponibilidad). disponibilidad). b) Materia orgánica: Está formada por materiales orgánicos en distintos grados de descomposición. La materia orgánica incluye los organismos y microorganismos del suelo, vivos y muertos, material vegetal y otros materiales orgánicos de otras fuentes. La fracción orgánica afecta las propiedades físicas del suelo mejorando la aireación del suelo y la retención de agua. Además, a través del proceso de mineralización la materia orgánica es fuente de algunos nutrientes. Espacio Poroso a) Aire: Corresponde a la atmósfera del suelo. Al igual que la atmósfera exterior es una mezcla de O 2, N2, CO2 y gases menores. Posee un mayor contenido de CO2 y menor de N2 y O2 que el aire exterior. La humedad relativa de esta atmósfera puede llegar a 100% ya que parte del aire se encuentra disuelto en el agua del suelo. Proporciona el oxígeno necesario para la vida de muchos organismos del suelo y las plantas el que participa en todos los procesos oxidativos que afectan al suelo y la planta. b) Agua: En el suelo el agua se encuentra como una solución acuosa conocida como “solución del suelo”. Contiene sales disueltas en pequeñas cantidades en forma de iones, debido a esto participa en la nutrición vegetal, siendo el vehículo para la absorción de los iones. Necesaria para el proceso de evapotranspiración del cultivo y crecimiento (elongación celular). celular). Debido al su calor específico el agua afecta algunas propiedades físicas del suelo como la temperatura. temperatu ra.
Aire (20 - 30%) Espacio poroso (50%)
Minerales (45%)
Sólidos Del suelo (50%)
Agua (20 - 30%)
Materia Orgánica (5%)
Figura 2. Componentes del suelo. Funciones del suelo El suelo como tal cumple una serie de funciones que pueden ser agrupadas en 5 roles ecológicos: a) b) c) d) e)
Medio para el crecimiento de las plantas Sistema de reciclaje para nutrientes y residuos orgánicos Sistema para el abastecimiento y purificación del agua Medio proyección estructural (edificación) Hábitat para macro y micro organismos
Todas estas funciones no solo afectan la producción y el rendimiento de los cultivos sino que además estarían regulando la calidad ambiental. Como medio para el crecimiento de las plantas el suelo cumple varias funciones entre las cuales se destacan; I) proveer un soporte físico para las plantas; II) facilitar proceso de respiración de las raíces (escape de CO 2 y entrada de O2 fresco); III) absorber el agua de lluvia (moderador de los cambios de humedad); IV) moderar los cambios de temperatura (frío y calor); V) proteger a las plantas de sustancias fitotóxicas y; VI) proveer a las plantas de nutrientes minerales inorgánicos en la forma de iones disueltos. El suelo en el contexto productivo Productividad: Capacidad de un suelo de producir una planta específica o sucesión de plantas bajo un determinado sistema de manejo.
La productividad puede ser medida en términos de unidades de rendimiento. Sin embargo, Ningún suelo puede producir todos los cultivos con igual éxito, ni puede, un solo sistema de manejo, provocar los mismos efectos sobre los suelos. De hecho, un suelo productivo es aquel en el cual las condiciones químicas, físicas y biológicas son favorables para la producción económica de los cultivos relacionados a un área en particular.
Sin embargo, para conservar el suelo y su productividad se debe considerar mantener o mejorar la calidad de suelo. El mantener la calidad de suelo debería permitir “Promover la productividad del sistema sin perder sus propiedades físicas, químicas y biológicas; atenuar contaminantes ambientales y patógenos; y favorecer la salud de plantas, animales y humanos” (Doran y Parkin, 1994; Karlen et al., 1997)
PROCESOS FUNDAMENTALES EN LA GÉNESIS Y FORMACIÓN DE LOS SUELOS Y SU RELACIÓN CON LA PRDUCCIÓN AGRÍCOLA El suelo tiene como material de origen la roca que se encuentra formando la corteza terrestre. La corteza terrestre está constituida por tres tipos de roca: ígnea, sedimentaria y metamórfica, las que se distinguen por su origen o modo de formación. Roca ígnea: se forma del magma (material fundido) a alta temperatura que solidifica formando distintos minerales al enfriarse (andesita, granito, porfirítica, basalto, toba, diorita, gabro). Roca sedimentaria: roca formada por material depositado desde una suspensión o precipitado desde la solución y generalmente está más o menos consolidado (cuarzo calcedonio, pirita). Roca metamórfica: roca derivada de rocas preexistentes que han sido alteradas física, química y/o mineralógicamente como resultado de procesos geológicos naturales, principalmente calor y temperatura que se originan dentro de la tierra. Las rocas preexistentes pueden haber sido ígneas, sedimentarias, u otra forma de roca metamórfica (mármol y calcita). La abundancia de silicio y oxígeno explica el predominio de los minerales silicatados que son muy estables. Esto se debe a que los minerales petrogenéticos que forman las rocas de la corteza terrestre son silicatados en una proporción del orden de un 90% (tabla 1). Tabla 1. Elementos presentes en las rocas. Elemento Oxígeno Silicio Aluminio Hierro Calcio Sodio Potasio Magnesio Hidrógeno
Carga O2Si 4+ Al3+ Fe2+, Fe3+ Ca2+ Na+ K+ Mg2+ H+
% de todos los iones y átomos 60 20 6 2 2 3 1 2 3
% en peso 46.6 27.7 8.1 5.0 3.6 2.8 2.6 2.1 1.5
Procesos de meteorización de las rocas Meteorización física Corresponde al rompimiento de las rocas a través de la acción de distintos factores físicos. Las fuerzas físicas tienden a predominar en regiones ya sean frías o secas, actúan en el lugar a medida que el material segmentado es transportado por el agua viento o hielos glaciales. Uno de los factores físicos más importantes es la temperatura. Durante el día las rocas aumentan de temperatura mientras que en la noche las rocas se enfrían a una temperatura inferior a la del aire. Estas diferencias de temperatura lateral y la expansión y contracción de de minerales debido a cambios de temperatura produce grietas, quiebres y destrucción de las rocas (Figura 3a, b). Por otro lado el viento y la lluvia cargada con sedimentos
presentan una tremenda energía de corte. Este efecto se observa claramente el los desfiladeros, barrancos y valles a través del mundo. Los granos de arena en la playa así como las piedras redondeadas presentes en los cauces de los ríos son evidencia de la abrasión que acompaña el movimiento de agua (Figura 3c).
a
c
b
Figura 3. Diferentes procesos de meteorización física de las rocas. Meteorización química La meteorización química predomina en regiones cálidas y húmedas debido a la atracción de las moléculas de agua por los iones cargados en las estructuras minerales, cuyo resultado es que los iones pasan desde las superficies minerales a la solución del suelo. Posteriormente algunos de los iones liberados precipitan como arcillas secundarias, mientras que otros pueden permanecer en la solución del suelo y perderse por lixiviación. A continuación se presentan los principales procesos de meteorización química: a)
Hidrólisis KALSi3O8 + H2O Felsdespato
HAlSi3O8 + KOH Precursor de arcillas
El producto final dependerá de las condiciones climáticas y litológicas (tipos de roca). En regiones templadas se forma illita y en regiones cálidas y húmedas caolinita. b)
Carbonación CO2 + H2O
H2CO3 Ácido carbónico
El CO2 es aportado por la actividad biológica del suelo y la respiración de las raíces. El H2CO3 es un ácido débil, inagotable, que ha tenido un impacto importante en la meteorización mineral al aumentar la solubilidad de muchos minerales. La carbonación es la reacción entre un compuesto y el ácido carbónico, siempre presente en todos los ambientes acuosos. c) Oxidación
Pérdida de electrones por los iones. Muy importante en la meteorización de los minerales ferromagnesianos: i) Hidrólisis 2 FeO + H4SiO4 (Fe+2)
Fe2SiO4 + 2 H2O ii) Oxidación
4 FeO + O2 2 Fe2O3 (óxido de Hierro) (Fe+3) Hematita o goetita si está hidratado Óxidos de hierro muy poco solubles, es escaso el Fe meteorizado de los
minerales que se pierde.
CLASIFICACIÓN DEL MATERIAL PARENTAL Finalizado el proceso de meteorización de la roca se obtiene un material parental residual el cual puede ser clasificado dependiendo de si el material es sedimentario (permanece en el lugar de formación) o bien es transportado desde un lugar y a otro a través del viento, agua, hielo y gravedad (Figura 4). Depositado en lagos
Depositado por corrientes
Rocas Y minerales r a g u l l e n e o d a m r o F
Materia Parentál residual
u a g a r p o o d r t a o s p a n d r d a T
Depositado en océanos
Lacustre Aluvial (fluvial) Marino Coluvial
e a v G r
Depositado por hielo Transportado por hielo T r a p o n s r e p o l v r t a i e d o n t o
o o d t a n t e r i o v l p s e n r a r o T p
D ep o s i t a do p o r
a g u a
i e n t o r e l v o p t a d o s p o r T r a n Depositado por viento
Till, morena lacustre, Aluvial, Marino
Eólico
Figura 4. Formación, transporte y depositación del material parental. FACTORES DE FORMACIÓN DE SUELO Después que el material parental residual es sedimentado o depositado a través de distintos sistemas de transporte, existen factores actúan sobre estos materiales para iniciar el proceso de formación de suelo. El clima es el factor de formación de suelos más importante debido a que la temperatura y la precipitación afectan la tasa de otros factores ya sean estos físicos, químicos y biológicos, los cuales son a su ves responsables de la formación de los perfiles (horizonación) del suelo. De hecho, Por cada
10º C de aumento en la temperatura, la tasa de actividad biológica se duplica. Debido a esto la interacción entre alta temperatura y precipitación favorece la formación del perfil de suelo. Un claro ejemplo de esto son los suelos presenten en zonas tropicales, en los cuales el alto grado de meteorización hace que actualmente estos suelos sean los más evolucionados y con la fracción mineral más meteorizada. El segundo factor más importante en la formación de suelos es la biota. A este respecto las plantas son las primeras en ocupar un determinado sitio produciendo cambios en el sustrato o suelo en el cual se desarrollan. Las propiedades del suelo pueden variar en función de la distancia a una planta en particular o bien entre diferentes tipos de vegetación. Por ejemplo, la vegetación de las praderas y los bosques ejercen sus propias características al suelo. La vegetación de praderas incorpora la materia orgánica al suelo mediante la descomposición continua de las raíces. En cambio en los bosques, la materia orgánica es incorporada al suelo principalmente por la caída de hojas y ramas que luego se descomponen en la superficie del suelo (Figura 5). Además del efecto de las plantas, la fauna del suelo afecta el desarrollo del suelo mediante la continua mezcla de los materiales del suelo en un proceso conocido como “bioperturbación” . El laboreo efectuado por las lombrices es un claro ejemplo de este proceso al igual que el desarrollo de nidos por parte de artrópodos.
Figura 5. Efecto de las plantas sobre el proceso de formación de suelo. El relieve, o también llamada topografía, afecta el balance hídrico y la infiltración de agua, el microclima (radiación solar y temperatura), los procesos de erosión y depositación, la vegetación actual y los procesos básicos de formación de suelo. Debido a esto, el perfil de suelo en diferentes puntos de una pendiente presenta una clara diferencia entre número y tipo de horizontes, observándose al final de la pendiente suelos más profundos y con un mayos número de horizontes (Figura 6).
Roca
Figura 6. Horizonación del perfil de suelo en distintas zonas de una pendiente. Además, Los suelos desarrollados en exposición sur presentan mayor desarrollo y profundidad que los suelos desarrollados en la exposición norte. Las laderas de exposición sur reciben menor radiación y tienen, por lo tanto, mayor almacenamiento de agua y desarrollo de vegetación. La longitud del tiempo en que los materiales han sido sujetos al desgaste por la acción atmosférica influencia la formación del suelo. Los suelos se desarrollan tan lentamente que generalmente no es posible medir los cambios producidos en la formación al suelo relacionados con el tiempo. Un ejemplo de esto son los suelos localizados sobre materiales aluviales generalmente no han tenido mucho tiempo para desarrollarse debido a que están rodeados de suelos más altos. PROCESOS DE FORMACIÓN DE SUELOS Junto con los factores de formación de suelos los procesos de formación de suelo permiten la diferenciación de los horizontes del suelo (Figura 7). a) Adiciones: Ganancia de materiales en el suelo. Las adiciones pueden provenir de los iones y partículas sólidas presentes en las precipitaciones, así como también los residuos orgánicos (residuos de cosecha, compost etc.). b) Pérdidas o sustracciones: Materiales son removidos por el agua y desplazados verticalmente en profundidad hasta alcanzar el nivel freático (napas de agua). Otro tipo de remociones son las pérdidas de materiales superficiales por erosión. c) Translocaciones o transferencias: movimiento de materiales sólidos o en solución de una parte a otra dentro del suelo. En general la traslocación involucra compuestos húmicos, arcillas, iones (Ca+2, Na+) etc. d) Transformaciones: Corresponde a la variación en el tamaño, forma y composición de los materiales componentes del suelo. En este caso es la transformación de los minerales primarios en arcillas y óxidos de Fe y Al y de los residuos orgánicos en sustancias húmicas.
Adiciones
Pérdidas
X
Y
A
Transformaciones E
B
Traslocaciones Adiciones
C
Pérdidas
Figura 7. Diagrama de los procesos de formación del suelo HORIZONTES GENÉTICOS DEL SUELO Y PERFIL DE SUELO La presencia de horizontes es el resultado de la evolución o génesis a partir de un material originario, de ahí que se denominen horizontes genéticos. La formación de horizontes, a veces denomina horizonación, se debe a los diversos procesos que pueden tener lugar dentro de un suelo (procesos de formación de suelos). También pueden ser distintos unos suelos de otros debido a que lo son o lo han sido las condiciones del medio en un emplazamiento u otro (factores de formación de suelos). Dokuchaev introdujo la utilización de las primeras letras del alfabeto latino para designar los sucesivos horizontes de un suelo. Este uso se ha generalizado a nivel mundial, ya que resulta una ayuda extremadamente útil para transferir información en morfología de suelo (Figura 8). Las reglas de nomenclatura cuya utilización se recomienda son las siguientes: a) Los horizontes principales se designan por letra mayúscula (O, A, B, C). b) El proceso principal responsable de la formación del horizonte se indica por letras minúsculas que se añaden al horizonte principal como subíndice o como segundo carácter. Por ejemplo, Bt representa la acumulación de arcilla (del alemán ton=arcilla) por movimiento dentro del suelo (traslocación). Ver Anexo 1. c) Los índices numéricos sólo sirven para designar una secuencia en la posición del horizonte dentro del suelo. Por ejemplo Bt1, Bt2. d) Los horizontes de transición se designan por la combinación de las letras de los horizontes afectados, sin índices. Si las propiedades del horizonte son intermedias, con un cierto predominio de las características de un horizonte sobre las de otro. Por ejemplo, AB (predominan las del A) frente a BA (predominan las del B).
Figura 8. Principales horizontes genéticos en un perfil de suelo (horizonación) A: Horizonte mineral oscurecido por aportes de materia orgánica. Formado en la parte superior del suelo, o debajo del horizonte O. También se designa como A cualquier horizonte en superficie afectado por laboreo o pastoreo. E: Eluvial. Horizonte mineral empobrecido por eluviación máxima. Su color claro se debe a que ha perdido uno o más de los siguientes componentes: Materia orgánica, hierrro, aluminio o arcilla. Presenta un enriquecimiento relativo de limo y arena. Se halla debajo de un horizonte O o un A y encima de un horizonte B. Se encuentra en algunos suelos ácidos. B: Horizonte mineral formado en el interior del suelo. Ha sufrido una destrucción de toda o parte de la estructura originaria de la roca. C: Horizonte mineral, comparativamente poco afectado por procesos edafogénicos, excepto meteorización o hidromorfismo. Se trata de material con características similares al material de origen. Si se trata de un material consolidado, al ponerlo en agua 24 se deshace; en el campo si está húmedo puede ser cavado. R: Roca consolidada subyacente, demasiado dura para romperla com la mano. Si presenta grietas deben estar separadas más de 10 cm. Impide el paso de las raíces. Sumergido en agua no se deshace. ORDENES DE SUELO Los órdenes de suelo corresponden a la categoría más alta y por ende más general dentro de la clasificación de suelos. En el sistema de clasificación de la Soil taxonomy, los suelos del mundo se agrupan en 12 órdenes los cuales
han sido definidos en función de sus propiedades que reflejan el curso evolutivo o de desarrollo de los suelos. Se considera a este nivel que los órdenes pueden ser definidos principalmente en función de la presencia o ausencia de los horizontes diagnóstico anteriormente definidos. Entisol: Suelos de desarrollo muy limitado, que provienen de depósitos aluviales recientes, o son suelos muy delgados sobre roca, o suelos delgados en pendientes fuertes, o dunas estabilizadas con escasa acumulación de materia orgánica. Inceptisol: Suelos con mayor grado de desarrollo que los Entisoles, ya que presentan un horizonte B bien definido; incluso pueden tener un horizonte superficial negro con alto contenido de materia orgánica. Aridisol: Son los suelos de regiones desérticas, áridas y semiáridas cuya característica esencial es tener un déficit de agua permanente o casi permanente. Debido a esta escasez de agua, algunos suelos que pertenecen a esta clase, tienen exceso de sales y/o de sodio que puede limitar seriamente el crecimiento de los cultivos. Gelisol: Son suelos que presentan materiales gélicos y con un permafrost subyacente, generada por congelamiento y descongelamiento estacional. El permafrost influencia la pedogénesis al actuar como una barrerra al movimiento descendente de la solución suelo. Es el Orden de definición más reciente. Alfisol: Se caracteriza por presentar un horizonte subsuperficial de enriquecimiento secundario de arcillas y asociado con un horizonte superficial claro, generalmente pobre en materia orgánica o de poco espesor. Los suelos que pertenecen al Orden presentan una alta saturación con bases en todo el perfil. Vertisol: Corresponde a un grupo de suelos muy homogéneo con alto contenido de arcilla, más de 30%, de la cual la mayor parte debe ser del tipo expandible. Por esta razón, los suelos cuando se secan muestran anchas y profundas grietas que se cierran cuando el suelo se humedece adecuadamente. Mollisol: Son suelos profundos, con un horizonte superficial negro, rico en materia orgánica, que se han formado en condiciones de estepa o de pradera. Son suelos fértiles que, con adecuado manejo, pueden producir rendimientos muy elevados. Andisol: Son los suelos derivados de cenizas volcánicas; en Chile corresponden a los trumaos y los ñadis. Son suelos de excelentes condiciones físicas y morfológicas. Sin embargo debido al alofán (arcilla predominante) el fósforo se encuentra fuertemente retenido en el suelo en forma no disponible para las plantas. Histosol: Son los suelos orgánicos en los cuales los residuos vegetales se encuentran en diferentes grados de descomposición. Con un buen sistema
de drenaje estos suelos pueden ser muy productivos, especialmente para el cultivo de hortalizas. Espodosol: Son suelos ácidos, bastantes lixiviados que se han formado bajo vegetación de bosques y en zonas relativamente frías. Se caracterizan por presentar un horizonte de acumulación de Al y materia orgánica con o sin Fe, de color negro - rojizo, conocido como horizonte espódico. Ultisol: Al igual que los Alfisols, estos suelos tienen un horizonte B bien expresado a causa de un incremento de la arcilla en relación con el horizonte A. Sin embargo, estos suelos están desbasificados y por lo tanto tienen bajos niveles de elementos nutrientes, por lo cual requieren de altas dosis de fertilizantes para la obtención de rendimientos razonables. Oxisol: Son los suelos con los niveles más bajos de elementos nutrientes a causa de su excesiva lixiviación. Se han desarrollado principalmente en paisajes antiguos de regiones tropicales, donde se pueden cultivar sólo con programas intensivos de fertilización. Debido a su riqueza en óxidos de hierro la mayoría tienen colores rojizos. Ausentes en Chile.
Figura 9. 12 órdenes de suelo de acuerdo al sistema de clasificación de la Soil taxonomy. Debido al material dominante, a los distintos tipos de residuos, factores de formación de suelo y procesos de formación de suelo se pueden observar diferentes órdenes de suelo al realizar un transecto entre la Cordillera de los Andes y la Cordillera de la Costa. El transecto se puede dividir en cuatro secciones; en la Cordillera de los Andes se pueden encontrar dos órdenes de suelo Gelisol e Inceptisol; en la precordillera de los Andes se encuentran los duelos del orden Andisol; en la depresión intermedia encontramos suelos de los órdenes Entisoles, Inceptisoles Alfisoles, Mollisoles y vertisoles; y finalmente en la Cordillera de la Costa predominanlos suelos
Alfisoles, inceptisoles y ultisoles. En la Región del Maule se puede observar el predominio de 5 órdenes de suelos los cuales de mayor a menor presencia corresponden a Alfisol > Inceptisol > Molliso l> Andisol > Vertisol (Figura 10).
Figura 10. Ordenes de suelos presentes en un transecto entre la Cordillera de los Andes y la Cordillera de la Costa
MINERALES DEL SUELO Las partículas que componen los suelos varían en tamaño desde pocos micrómetros (principalmente minerales de arcilla) hasta varios milímetros (granos de arena). Esta fracción del suelo se denomina suelo fino y está formado por todas las partículas menores a 2mm (Figura 11). El suelo fino se puede dividir en tres fracciones las cuales corresponde a Arena (0.02-2.0 mm; 20-2000 micras), limo (0.02-0.002 mm; 2-20 micras) y arcilla (< 0.02 mm; <2 micras). Los minerales primarios provienen de la roca madre poco intemperizada. Así la fracción de arena está formada mayoritariamente por cuarzo, con algo de feldespato, micas y minerales pesados (zircón, turmalina, rutilo, granate, etc). Los granos de cuarzo suelen constituir el 90-95% de todas las partículas de tamaño arena y limo en aquellos suelos que provienen de rocas sedimentarias. Los minerales secundarios están constituidos principalmente por los i) minerales de arcilla (filosilicatos), ii) alúminosilicatos amorfos (alofán e imogolita), iii) óxidos de aluminio (gibsita), iv) óxidos de hierro (goethita, hematina) y manganeso (birnessita), v) carbonatos (calcita, dolomita, vi) yeso.
Otros minerales secundarios ) % ( a v i t a l e r n ó i c u b i r t s i D
Minerales primarios silicatados
Minerales silicatados secundarios (Minerales de arcilla) Cuarzo
Arcilla
Limo
Arena
Figura 11. Minerales primarios y secundarios presentes en las distintas fracciones del suelo. Minerales silicatados Los minerales primarios y secundarios silicatados son compuestos de sílice SiO44- (siloxano), grupo tetraédrico, unidos directamente entre sí o por medio de cationes. Son los componentes más importantes de las rocas y forman con el cuarzo el 95% de la parte conocida de la roca terrestre (Figura 12).
Átomos de oxígeno
Átomos de silicio
Tetraedro Silicio-oxígeno
Figura 12. Estructura tetraédrica silicio oxígeno (siloxano). Los minerales silicatados pueden ser clasificados de acuerdo al número de átomos de oxígeno que comparten con otros siloxano: a) Nesosilicatos: u ortosilicatos (neso-isla) están individualmente dispuestos en la estructura y unidos entre sí por sólo a través de cationes (olivino).
b) Sorosilicatos: dos tetraedros comparten un átomo de oxígeno formando parejas (epidota).
c) Ciclosilicatos: 3, 4 o 6 tetraedros comparten entre si dos átomos de oxigeno formando ciclos o anillos (berilo).
d) Inosilicatos: Varios tetraedros comparten dos o tres átomos de oxigeno formando cadenas sencillas o cadenas dobles (piroxeno)
e) Filosilicatos: Están constituidos por láminas superpuestas que son de tetraedros (SiO4) y de octaedros (Al2O3) los que se unen formando una red plana sencilla hexagonal (filo-hoja). Se clasifican en silicatos 1:1 y 2:1 (minerales de arcillas).
f) Tectosilicatos: Su estructura consiste en que los tetraedros de SiO4 comparten todos sus vértices con los otros tetraedros de SiO 4 vecinos (cuarzo y feldespatos).
Tabla 2. Fracciones granulométricas del suelo (Porta et al ., 2003) Fracción Arena y Limo
Arcilla (2 µm <)
Principales minerales Cuarzo Feldespatos Plagioclasas Micas Piroxenos, anfíboles, olivinos (minerales ferromagnesianos) Calcita, yeso Minerales de arcilla: Vermiculita, clorita y caolinita. Minerales de arcilla Cuarzo, mica Calcita Óxidos de Fe y Al.
Los minerales que se encuentran en la fracción de limo y arcilla van a corresponder principalmente a los tectosilicatos, inosilicatos, micas y otros silicatos primarios además de algunos minerales arcillosos que superen los
2 µm. En la fracción de arcilla predominan los filosilicatos (minerales de arcilla) y óxidos de hierro y aluminio (Tabla 2).
MINERALES DE ARCILLA Los minerales de arcilla o filosilicatos presentan dos capas, la primera constituida por tetraedros (capa siloxana), descrita anteriormente y la segunda por octaedros la cual es mucho más compleja (capa gibsita). El octaedro está constituido por un Al3+ en el centro coordinado con 6 oxígenos. En la siguiente figura se observa una vista lateral de ambas capas y los grupos funcionales que presentan los minerales arcillosos (Figura 13).
(gibsita)
(siloxana)
Figura 13. En la capa gibsita los grupos funcionales corresponden al aluminol y al ácido de lewis y en la capa siloxana el grupo funcional es el silanol. Origen de las cargas y sus implicaciones Las superficies internas y externas de los coloides poseen cargas eléctricas negativas y/o positivas. En la mayoría de los coloides del suelo predomina la carga eléctrica negativa, aunque en algunos coloides de suelos muy ácidos puede predominar la carga eléctrica positiva. La cantidad y el origen de la carga superficial varían entre los diferentes tipos de coloides presentes en el suelo. Sin embargo, según el origen, pueden clasificarse en carga permanente y carga variable o dependiente del pH. a) Carga permanente En el medio en que se forma un mineral los átomos de silicio, aluminio y magnesio raramente se hallan en las relaciones ideales requeridas para alcanzar la constitución estructural teórica. Átomos de tamaño semejante al del elemento que tendría que ocupar un lugar en la red cristalina y que se hallen en una alta concentración en el medio, pueden entrar en la red cristalina. En la capa de tetraedros el Si +4 es reemplazado por Al +3 - En la capa de octaedros el Al +3 es reemplazado por Mg+2 y Fe+2
La diferencia de valencia entre los elementos sustituyentes y los sustituidos genera un exceso de carga eléctrica negativa libre en la superficie del cristal, que se manifiesta como una determinada densidad de carga, característica para cada mineral. Este proceso se denomina sustitución isomórfica (igual forma), por que no se produce ningún cambio en la forma de cristal de la arcilla. La carga generada por la sustitución isomórfica se denomina carga permanente, por que no depende de las condiociones del medio (pH, concentración y composición de la solución del suelo). La carga eléctrica negativa de la superficie siloxana es compensada por la adsorción de iones de signo contrario que pueden ser o no intercambiables. Estos complejos de superficie constituyen la base de las propiedades de intercambio catiónico de gran trascendencia al hacer del suelo un suministrador de nutrientes por las plantas (K+, Ca+2, Mg+2, NH4+, ect.); evitar su pérdida por lavado y actuar como depurador natural, al poder actuar como filtro de metales y otros contaminantes. a
b
c
Figura 14. En esta figura se observa la sustitución isomórfica en la capa octaédrica (Al rodeado de 6 oxígenos). a) En el primer caso dos átomos de Al+3 (6 cargas positivas) fueron reemplazados por 3 átomos de Mg+2 ó Fe+2 y por lo tanto no se genera ningún exceso de cargas negativas (6 cargas negativas procedentes de los oxígenos que rodeaban al Mg+2 ó Fe+2) resultado en una carga neta de cero. b) En el segundo caso no se observa sustitución isomórficas del Al+3 así es que nuevamente el número de cargas negativas es igual al número de cargas positivas en la superficie de la arcilla. c) En el tercer caso se observa un solo una sustitución isomórfica por lo que el total de cargas positivas es de 5 mientras que el total de cargas negativas es 6. Debido a esto se genera una carga neta en la superficie de la arcilla de -1, la que permite atraer a los cationes (Ca +2, Mg +2, Na +, H + y K+). Al+3:
3+ ; Mg+2 ó Fe+2:
2+
; O-2:
2-
b) Carga variable dependiente del pH El segundo origen de la carga eléctrica de las partículas colidales depende del pH (y en menor grado de la concentración y composición) de la solución de suelo y se denomina carga variable o carga dependiente del pH. i) Carga negativa
Una fuerte carga variable negativa se desarrolla en los bordes de la ruptura de las arcillas cristalinas y provienes de los iones OH - y O -2 que tienen solo partes de sus cargas balanceadas por lo iones Al +3 y Si+4 de las capas octaédricas y tetraédricas respectivamente. Otra fuente de carga negativa está asociada con lo grupos hidroxilos ubicados en la superficie de coloides inorgánicos y orgánicos. En las arcillas no cristalinas a los rayos X, alófana e imogolita, la capa externa de aluminio-oxígeno-hidrógeno tienen grupos OH- combinados con el ión aluminio. Cuando el pH aumenta (+ básico), estos grupos hidroxilos pueden liberar iones hidrógeno a la solución del suelo generando carga negativa en las superficies de las arcillas. Además, dentro de la fracción coloidal de los suelos pueden existir óxidos hidratados, principalmente de hierro y aluminio. Estos óxidos hidratados poseen en su superficie grupos hidroxilos que son capaces de liberar iones hidrógeno, generando carga negativa según la siguiente reacción: >Al—OH + OH-
> Al--O- + H2O
A su vez, las partículas de humus pueden desarrollar cargas negativas por disociación de los grupos funcionales hidroxilo (--OH), carboxilo (--COOH) y fenólico (--C6H4OH), según: --C6H4---OH + OH-
-C6H4O- + H2O
Como indican las flechas, las reacciones son reversibles. Si el pH aumenta las reacciones tiende a ocurrir hacia la derecha, la carga negativa de las partículas aumenta así como también la capacidad de intercambio de cationes. Si el pH disminuye o se acidifica, se reduce la concentración de iones OH- en la solución del suelo, las reacciones tienden a ocurrir hacia la izquierda, la carga negativa de los coloides disminuye por lo que disminuye la capacidad de intercambio de cationes. ii) Carga positiva Pero la carga variable no solo es negativa. Algunas arcillas y óxidos de Fe y Al, bajo condiciones de acidez moderada o extrema, pueden presentar una carga neta positiva, la cual también está asociada a los grupos OH-. En este caso cuando el suelo se acidifica ocurre una protonación, esto es, la unión de iones H+ con los grupos OH- superficiales: >Al—OH + H+
>Al—OH2+
Así, en algunos casos un mismo sitio en un coloide inorgánico puede tener carga negativa, no tener carga o tener carga positiva, es el pH de la solución es alto, intermedio o muy bajo o ácido, respectivamente. El pH al cual se igualan las cargas positivas y negativas del coloide se denominan punto de carga cero (PCC o ZPC por su sigla en inglés) o punto isoeléctrico. En este punto la carga neta de las partículas es cero (Figura 15).
Fe
O
Fe
OH
O
Fe
O
H+
H
Fe
O
OH
O
Fe
H+
O
Fe
O
Fe
OH
H+
Fe
O
OH
Fe
OH
O-
H2O
O
OH
Fe
Punto cero de carga
pH ácido
O
Fe
Fe
Red de carga Positiva Adsorbe aniones
OH
Incrementa en pH
Red de carga Negativa Adsorbe cationes
pH básico
Figura 15. Relación entre el pH y las cargas positivas y negativas de los coloides del suelo. Adsorción de cationes y aniones La adsorción es la asociación de la materia, ya sean átomos, moléculas o iones, con las superficies de los sólidos. Ocurre entre la interfase sólidolíquido y hace que las concentraciones de las sustancias disueltas en las proximidades de las partículas sean diferentes a las de la fase líquida. Las cargas negativas y positivas superficiales de los coloides atraen y retienen un conjunto de cationes y aniones con una fuerza suficiente como para evitar que se pierdan fácilmente con el agua que se mueve a través del suelo. Esta acción es muy importante para la vida vegetal debido a que mantiene a muchos nutrientes en la zona radical de los cultivos. Un mismo coloide generalmente atrae tanto cationes como aniones. Sin embargo, los suelos de regiones templadas adsorben muchos más cationes que aniones por que sus coloides tienen predominio de cargas negativas. Por el contrario en suelos tropicales o derivados de cenizas volcánicas (andisoles) la carga negativa no es tan alta y la carga positiva es más abundante. Por lo tanto la adsorción es mayor en estos suelos. La adsorción de los iones sobre las superficies ocurre de dos formas diferentes: i)
Adsorción no específica o por formación de complejos de esfera externa Cuando la adsorción sobre la superficie de una partícula ocurre con un ión hidratado o solvatado (rodeado de moléculas de agua), se forman los denominados complejos de esfera externa y en este caso la adsorción es no específica (Figura 16). ii)
Adsorción específica o por formación de complejos de esfera interna.
Cuando la adsorción sobre la superficie de una partícula ocurre con un ión no solvatado, es decir cuando no participa el agua en el proceso de, se produce lo que se denomina complejo de superficie de esfera interna y la adsorción es de tipo específico. Un ejemplo de la estabilidad de esta adsorción es el enlace covalente del k+ con los átomos de oxígeno negativamente cargados de los tetraedros de silicio en un cristal de mica o de una vermiculita. Otro ejemplo corresponde a la adsorción del ión fosfato, H2PO4-, el cual se une directamente compartiendo los electrones con el aluminio en la capa octaédrica del coloide.
OH
Al
Al
O
O
H
Al
O
O
H
O
OH
Al
Al
OH
OH2
O
O
O
OH O
H
Ca+2 H
O O H
H H
O
H
OH
PO
H
O
H H
OH
Al
H H
Complejo de esfera externa
Agua de solvatación sobre el ión
Agua de solvatación sobre el ión
Complejo de esfera interna
O
H
O
H
Cl-
H
H
H H
H H H
H H
O
O Complejo de esfera externa
Figura 16. Esquema de la adsorción de iones sobre un coloide por formación de complejos de esfera externa e interna. Doble capa difusa La atracción de cationes y aniones hacia un coloide con cargas negativas y positivas forma una doble capa de cargas, en la cual, la capa interna es el coloide cargado y la capa difusa externa está formada por los cationes y aniones de la solución de suelo que son atraídos hacia la superficie del coloide en proporción a las capas disponibles. Los iones están sometidos a dos fuerzas contrarias, una de atracción por el campo eléctrico creado en la superficie cargada y otra de difusión hacia la solución al existir un gradiente de concentración. Este modelo con una capa eléctrica rígida en la superficie de la partícula y una capa difusa de iones en equilibrio dinámico con la solución se conoce como modelo de la doble capa difusa (DCD), doble capa iónica o doble capa de Gouy-Chapman (Figura 17).
Figura 17. Representación de la superficie de un coloide orgánico o inorgánico cargado negativamente y los iones que lo rodean
MINERALES DE ARCILLA Filosilicatos Las arcillas filosilicatadas se clasifican estructuralmente dependiendo de si la capa octaédrica esté unida a una o a dos láminas tetraédricas. Se habla de arcillas 1:1 (T-O) o 2:1 (T-O-T). Un tercer caso son las arcillas 2:1:1 (T-O-T-O) del grupo de las cloritas. Arcillas 1:1 Tienen una lámina de tetraedros abajo, y una lámina de octaedros arriba.
Lámina octaédrica Lámina tetraédrica
Arcillas 2:1 Presentan dos láminas de tetraedros que rodean una lámina de octaedros. a) Grupo del Talco: pertenece a las arcillas 2:1, sin interés edafológico. Debido a que están unidas por fuerzas de Van Der Waals son muy débiles, de ahí sus características físicas.
b) Grupo de las micas: pertenecen a las arcillas 2:1, los enlaces son muy estables y se caracterizan por que entre los grupos de láminas existen principalmente cationes de K y en menor proporción de Na.
Arcillas 2:1:1 Cloritas: Las cloritas son minerales estructuralmente relacionados con las arcillas 2:1, de los que se diferencian por presentar paquetes T-O-T alternando regularmente con una capa de hidróxido interlaminar. Esta capa octaédrica (MgAl)3(OH)6, puede ser dioctaédrica (gibsítica) o trioctaédrica (brucítica)
Minerales silicatados no cristalinos Alofán: se considera que más de la mitad de los suelos agrícolas chilenos tienen origen o contaminación volcánica. El alofán está formado por silicatos hidratados no cristalinos, constituido por alumina, silice y agua en proporciones variables. Tienen una alta capacidad de intercambio anionico y una alta fijación de fosfato. Al descomponerse se forman Caolinita, gibsita y haloisita. Morfológicamente el alofán corresponde a partículas esféricas, irregulares, huecas, tienen un diámetro interno de 4-5 nm y un grosor de pared de 1-0.7 nm (Figura 18).
Alofán
Imogolita
Figura 18. Minerales no cristalinos comunes en suelos del orden Andisol. Imogolita: Descubierta en 1962 es derivada del alofán, con morfología fibrosa tubular y es derivada de cenizas volcánicas, además es rica en hierro. La imogolita se ha encontrado comúnmente asociada al alofán y es similar a esta en sus propiedades químicas (Figura 18). Otros minerales a) Algunos corresponden a los óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio. Estos minerales tienen la capacidad de dar color al suelo. En particular los óxidos e hidróxidos de Fe otorgan al suelo un color desde pardo a rojo intenso, mientras que lo óxidos e hidróxidos de Mn confieren un color desde pardo a negro (Tabla 3) Tabla 3. Algunos Óxidos e hidróxidos más comunes en el suelo.
c) Otros minerales corresponden a los carbonatos como la calcita (CaCO3), que es un carbonato de calcio; la dolomina que es un carbonato de calcio y magnesio (CaMg(CO3)2). d) Existen otros minerales ricos en azufre como la pirita y el yeso el cual es un sulfato de calcio (CaSO4 ·2H2O). De acuerdo a los procesos meteorización física y química los minerales secundarios y las arcillas derivan de los minerales primarios. Por supuesto que la abundancia de ciertos elementos químicos como el K, Ca y Mg favorecerá la evolución de lo minerales primarios a ciertos minerales secundarios, los cuales derivarán distintos tipos de arcillas. Otro factor fundamental en la transformación de lo minerales primarios y secundarios es el clima, climas calurosos y húmedos presentarán una meteorización más acelerada lo que derivará en minerales muy evolucionados como la caolinita y los óxidos de Fe y Al (Figura 19).
Figura 19. Meteorización de los minerales primarios hasta llegar a minerales secundarios y arcillas.
Dependiendo de si los suelos son jóvenes o evolucionados estos presentarán distintos tipos de minerales: Suelos jóvenes, poco meteorizados = micas de grano fino, clorita, vermiculita (Entisol, Inceptisol) Meteorización intermedia = vermiculita, esmectita, caolinita (Mollisol, Alfisol, Ultisol) Fuerte meteorización = caolinita, oxihidróxidos de Al-Fe (Ultisol--> Oxisol)
