CAOLINITA

QUÍMICA DE SUELOS

QUÍMICA DE SUELOS O QUÍMICA DE COLOIDES. 1. INTRODUCCIÓN INTRODUCCIÓN El suelo ha sido comparado con un laboratorio químico muy complicado, donde tienen lugar un gran número de reacciones que implican a casi todos los elementos químicos conocidos. Algunas reacciones se pueden considerar sencillas y se comprenden con facilidad, pero el resto son complejas y de difícil comprensión. Se puede dividir la composición química de los suelos en orgánicos e inorgánicos. Representan las partículas minerales el 50% del total, de las cuales dominan la arena, arcilla y caliza, y en menor medida óxidos e hidróxidos de fierro y sales; las de origen orgánico suponen el 5%; el 45% que resta lo ocupan aire y agua, los cuales aprovechan la porosidad de la arena (el componente más importante de los suelos) para penetrar en los suelos y permitir la interacción con los demás elementos.

Figura 1. Composición porcentual del suelo

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CELIA ELENA VALENCIA ISLAS

La fase sólida es la responsable del comportamiento del suelo al ser la única permanente y dentro de ella se distinguen dos tipos de componentes o fracciones: la fracción mineral derivada del material rocoso y la fracción orgánica procedente de los restos de los seres vivos que se depositan en la superficie del suelo y de los que habitan en su interior. La fracción mineral del suelo deriva directamente del material original del mismo y está constituida por fragmentos de aquel unidos a sus productos de transformación, generados en el propio suelo. Ello hace que aparezcan partículas de diferentes tamaños, si bien solo aquellas que son inferiores a los 2 mm son las que se consideran como partículas edáficas. Este conjunto de componentes representa lo que podría denominarse el esqueleto mineral del suelo y entre estos, componentes sólidos, del suelo destacan: •

•

•

•

•

Silicatos, tanto residuales o no completamente meteorizados, (micas, feldespatos, y fundamentalmente cuarzo). Como productos no plenamente formados, singularmente los minerales de arcilla, (caolinita, illita, etc.). Óxidos e hidróxidos de Fe (hematites, limonita, goetita) y de Al (gibsita, bohemita), liberados por el mismo procedimiento que las arcillas. Clastos y granos poliminerales como materiales residuales de la alteración mecánica y química incompleta de la roca originaria. Otros diversos compuestos minerales cuya presencia o ausencia y abundancia condicionan el tipo de suelo y su evolución.

•

Carbonatos (calcita, dolomita).

•

Sulfatos (yeso).

•

Cloruros y nitratos.

En general los suelos se componen de silicatos con complejidades que varían desde la del sencillo óxido de silicio —cuarzo— hasta la de los silicatos de aluminio hidratados, muy complejos, encontrados en los suelos arcillosos. Los elementos del suelo más importantes para la nutrición de las plantas incluyen el fósforo, el azufre, el nitrógeno, el calcio, el hierro y el magnesio. Investigaciones recientes han mostrado que las plantas para crecer también necesitan cantidades pequeñas pero fundamentales de elementos como boro, cobre, manganeso y cinc.

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La fase sólida es la responsable del comportamiento del suelo al ser la única permanente y dentro de ella se distinguen dos tipos de componentes o fracciones: la fracción mineral derivada del material rocoso y la fracción orgánica procedente de los restos de los seres vivos que se depositan en la superficie del suelo y de los que habitan en su interior. La fracción mineral del suelo deriva directamente del material original del mismo y está constituida por fragmentos de aquel unidos a sus productos de transformación, generados en el propio suelo. Ello hace que aparezcan partículas de diferentes tamaños, si bien solo aquellas que son inferiores a los 2 mm son las que se consideran como partículas edáficas. Este conjunto de componentes representa lo que podría denominarse el esqueleto mineral del suelo y entre estos, componentes sólidos, del suelo destacan: •

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Silicatos, tanto residuales o no completamente meteorizados, (micas, feldespatos, y fundamentalmente cuarzo). Como productos no plenamente formados, singularmente los minerales de arcilla, (caolinita, illita, etc.). Óxidos e hidróxidos de Fe (hematites, limonita, goetita) y de Al (gibsita, bohemita), liberados por el mismo procedimiento que las arcillas. Clastos y granos poliminerales como materiales residuales de la alteración mecánica y química incompleta de la roca originaria. Otros diversos compuestos minerales cuya presencia o ausencia y abundancia condicionan el tipo de suelo y su evolución.

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Carbonatos (calcita, dolomita).

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Sulfatos (yeso).

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Cloruros y nitratos.

En general los suelos se componen de silicatos con complejidades que varían desde la del sencillo óxido de silicio —cuarzo— hasta la de los silicatos de aluminio hidratados, muy complejos, encontrados en los suelos arcillosos. Los elementos del suelo más importantes para la nutrición de las plantas incluyen el fósforo, el azufre, el nitrógeno, el calcio, el hierro y el magnesio. Investigaciones recientes han mostrado que las plantas para crecer también necesitan cantidades pequeñas pero fundamentales de elementos como boro, cobre, manganeso y cinc.

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QUÍMICA DE SUELOS

Los suelos se forman mediante los cambios producidos por el efecto de la temperatura y humedad en las rocas (procesos de meteorización). Algunos minerales y la materia orgánica se descomponen hasta llegar a formar partículas extremadamente pequeñas. Las reacciones químicas que ocurren reducen el tamaño de estas partículas hasta que no se pueden ver a simple vista. Las partículas más pequeñas se llaman coloides.

2. LAS PARTÍCULAS COLOIDALES DEL SUELO. Muchas de las propiedades químicas del suelo se deben a la presencia de materiales que presentan carga eléctrica. Estos materiales son conocidos como “coloides del suelo” y abarcan a las partículas de arcilla y materia orgánica humificada. En los sistemas coloidales uno o más de sus componentes incluyen a partículas que tienen una dimensión entre 10 -7 a 10-5 cm, es decir, contienen macromoléculas o pequeñas partículas. No se puede decir que una sustancia sea estrictamente un coloide por que esto implica: un estado de la materia y, por lo menos dos componentes o fases, por eso formalmente no existe una sustancia coloidal, sino un sistema coloidal. Como el sistema coloidal es un sistema heterogéneo, es necesario distinguir entre sustancias dispersadas y el medio en el cual está dispersado este material (dispersante). Los coloides se caracterizan por: 1) 2) 3) 4) 5) 6) 7) 8) 9)

Tener tamaño de la partícula muy pequeño. Poseer carga eléctrica Tener un área superficial grande Atravesar los filtros Presentar movimiento Browniano Presentar el fenómeno de Tyndall (dispersan la luz) Adsorber partículas Flocular (los coloides que se unen precipitan) Absorber humedad (retener humedad)

En el suelo existen los coloides inorgánicos y los coloides orgánicos. Estos dos tipos de coloides existen en mezclas o en un complejo muy estrecho y es difícil separar sus propiedades. Propiedades y características de los coloides inorgánicos.

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1) 2) 3) 4) 5) 6)

Actúan como sustancias amortiguadoras. Adsorben metabolitos tóxicos. Adsorben antibióticos. Inmovilizan cationes orgánicos. Protegen físicamente físicamente a microorganismos (hábitat). Adsorben los elementos nutritivos: PO43-, HPO42-, K +, Na+, etc., (tanto positivos como negativos). 7) Constituyen el cemento de los agregados más o menos gruesos (naturaleza física). 8) Confieren al suelo su estructura de la cual, van a depender sus relaciones con el aire y con el agua. 9) Confieren al suelo sus propiedades propiedades de elasticidad, plasticidad, consistencia. Las propiedades de los coloides orgánicos principalmente son: 1) Almacenamiento de nutrimentos orgánicos (tanto positivo como negativo). 2) Adsorben sustancias lipofílicas (sustancias solubles en grasas). 3) Ayuda a la absorción de iones (tanto positivo como negativo). 4) Incorpora sustratos. A excepción de las arenas puras, todos los suelos contienen partículas de tamaño coloidal. En los suelos las propiedades en las que intervienen las cargas eléctricas de las partículas finas son llamadas con frecuencia "propiedades coloidales", aunque este término sea impropio desde el punto de vista químico formal. Según la naturaleza de sus cargas los coloides se dividen en: a) Electropositivos, o basoides que están cargados positivamente, un ejemplo son los llamados con frecuencia sesquióxidos de Fierro y Aluminio, que se comportan como bases débiles que dispersan en medio ácido y floculan en medio alcalino.

Figura 1. Clases de coloides

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b) Electronegativos, o acidoides, están cargados negativamente, son los más abundantes en el suelo. Comprenden a las arcillas silicatadas, a los geles minerales complejos y finalmente a los ácidos húmicos. Tienen propiedades de ácidos débiles dispersos en medio alcalino, floculan en medio ácido. Con base en su afinidad por el agua, los coloides se dividen en: a) Hidrófobos o suspensoides, como las arcillas, cuyas moléculas están están rodeadas por una capa delgada de agua. Hidrófilos o liófilos (emulsoides), como los ácidos húmicos, que presentan alrededor de las moléculas una capa espesa de agua llamada de "solvatación". Las partículas de arcilla, también conocidas como minerales secundarios, presentan carga eléctrica. Estas partículas se han formado a partir de los minerales constituyentes de las rocas, los cuales mediante cambios en en el tiempo, se han transformado en otros minerales más pequeños y más reactivos desde el punto de vista químico. Existen una gran cantidad de minerales de arcilla, los que varían tanto en tamaño como en sus propiedades químicas. Esta gran variedad es generada por los diferentes materiales minerales que dan origen a estas partículas, por el clima en el cual se forman y el tiempo transcurrido desde la transformación del mineral original en el mineral secundario. Cada coloide (arcilloso u orgánico) tiene carga negativa (-) que se desarrolla durante los procesos de formación. Esto significa que los coloides pueden atraer y retener partículas cargadas positivamente (+), de igual forma como los polos opuestos de un imán imán se atraen entre si. Los coloides repelen a otras partículas cargadas negativamente, como también lo hacen los polos iguales de un imán. Un elemento químico que posee cargas eléctricas se denomina ion. El potasio, sodio (Na), hidrogeno (H), Ca y Mg tienen carga positiva y se denominan cationes. Los coloides tienen algunas propiedades físicas marcadas que afectan fuertemente las características agrícolas de los distintos suelos. Los suelos de las regiones con precipitación escasa y poca agua subterránea están sometidos a lixiviación moderada y, por tanto, contienen gran cantidad de compuestos originales, como calcio, potasio y sodio. Los coloides de este tipo se expanden en gran medida cuando se mojan y tienden a dispersarse en el agua. Al secarse

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toman una consistencia gelatinosa y pueden, tras un secado adicional, formar masas impermeables al agua. En la mayoría de los suelos los coloides de minerales arcillosos son más numerosos que los coloides orgánicos. Los coloides son los responsables de la reactividad química del suelo. El tipo de material parental (roca madre) y el grado de meteorización determinan el tipo de arcilla presente en el suelo. Unas arcillas son más reactivas que otras y esta característica depende del material parental y de los procesos de meteorización.

2.1 LAS ARCILLAS SILICATADAS, PRINCIPALES COLOIDES MINERALES DEL SUELO. Las arcillas poseen predominantemente propiedades coloidales. El término "arcilla" suele tener tres significados posibles en la terminología de los suelos: 1.- Representa a minerales de composición específica. 2.- Es una clase textural. 3.- Forma parte de la fracción mineral del suelo compuesta de partículas con un diámetro efectivo menor de 0.002 mm sin importar su composición química. Las arenas y limos están constituidos por material primario difícil de intemperizar, mientras que las arcillas son material secundario ya intemperizado. La mayoría de las arcillas silicatadas son cristalinas ya que poseen una definida y repetida ordenación de los átomos de los que están compuestas. Presentan planos de átomos con enlaces iónicos, que atraen átomos cargados positiva o negativamente (aniones o cationes). Unas pocas arcillas silicatadas tienen sus átomos menos arreglados y se denominan arcillas no cristalinas o "materiales amorfos". Las arcillas del suelo se dividen en: 1) Arcillas Silicatadas Cristalinas 2) Arcillas Silicatadas No cristalinas o amorfas 3) Arcillas no silicatadas Sesquióxidos de Fierro y Aluminio

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2.1.1 ORIGEN. Los minerales arcillosos constituyen una parte muy importante de los productos de meteorización y síntesis de las rocas y los minerales. Las arcillas se forman a partir de productos solubles de minerales primarios, contienen nuevos cristales y pueden ser considerados minerales secundarios. Todos los silicatos presentan un edificio cristalino constituido por tetraedros en cuyo centro figura un silicio y cuyos vértices está ocupados por oxígeno. Según al grupo que pertenezcan, estos tetraedros pueden permanecer aislados o aguparse de diferentes modos. Vamos a analizar, de forma muy sucinta, las características esenciales de los grupos más representados. PRODUCTOS DE ALTERACIÓN O DESCOMPOSICIÓN DE ALGUNOS MINERALES DEL SUELO MINERAL

PRODUCTOS DE ALTERACIÓN

ALÓFANO ANATASA ANTIGORITACRISOTILO APATITA AUGITA

Haloisita, caolinita Leucoxeno Clorita, vermiculita, Montmorillonita

BIOTITA CALCITA CLORITA DIÓPSIDO FELDESPATOS HIDRÓXIDO FÉRRICO GIBBSITA GEOTITA YESO HALITA HALOISITA HEMATITA HORNABLENDA HIPERESTENO

Se pierde en solución puede formar vivianita Hidróxido férrico*, geotita*, hematita, Montmorillonita; vermiculita, clorita e iddingsita. Caolinita*, vermiculita, clorita, montmorillonitaq, cristales aciculares de esfeno que a veces se forman durante la alteración a la intemperie Se pierde en solución o puede volver a formar el suelo Vermiculita y Montmorillonita Hidróxido férrico*, goetita*, hematita, montmorillonita, vermiculita, clorita e iddingsita* Alófana, mica hidratada*, caolinita*, y gibbsita* Goetita y hematita Caolinita Hidróxido férrico, hematita Se pierde en solución o puede volver a formarse Se pierde en solución o puede volver a formarse Caolinita Hidróxido férrico y goetita Goetita, clorita, vermiculita*, o montmorillonita Hidróxido férrico*, goetita*, o montmorillonita,

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ILMENITA CAOLINITA MAGNETITA MOSCOVITA OLIVINA PIRITA CUARZO VERMICULITA

vermiculita*, clorita e iddingsita* Leucoxeno* Sílice, alúmina y gibbsita Hidróxido férrico, goetita, hematita Caolinita, gibbsita Hidróxido férrico, goetita, gibbsita, nontronita, iddingsita* Hidróxido férrico, jarosita, ácido sulfúrico Se pierde lentamente en solución Materiales amorfos, mica hidratada y caolinita

Los minerales arcillosos generalmente se forman a partir de los inosilicatos (piroxenos y anfíboles), de los filosilicatos (micas) y de los feldespatos. La transformación de los minerales mencionados, en minerales arcillosos ocurre en un principio por dos procesos. 1.- La transformación o alteración de su estructura por: 1) 2) 3) 4) 5) 6)

Sustitución isomórfica. Disolución de iones interlaminares. Pérdida de iones centrales en tetraedros u Octaedros. Desintegración consecuente de los minerales a Partículas de tamaño coloidal.

2.- Descomposición de los minerales primarios hasta sus componentes iónicos con una recristalización subsecuente. La composición química de los minerales arcillosos varía dentro de grandes límites, inclusive dentro de un mismo mineral, esto se debe a la sustitución isomórfica y a los cationes adsorbidos en tres partes laminares y en la superficie externas del mineral. Sólo la Caolinita y la Haloisita tienen una composición química más o menos estable y definida.

2.1.2 ESTRUCTURA DE LAS ARCILLAS SILICATADAS CRISTALINAS. Una partícula de arcilla silicatada está compuesta de muchas capas arregladas como un "paquete de barajas" y a excepción de las arcillas amorfas presentan una estructura atómica tridimensional. Son compuestos de gran plasticidad, tienen la propiedad de intercambiar iones adsorbidos en su superficie y en algunos casos son expansibles.

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Figura 3. Estructuras tetraédricas y octaédricas

Existen dos tipos principales de arcillas silicatadas cristalinas, las de relación 1:1 y las de relación 2:1. Las primeros derivan su nombre del hecho de que las arcillas silicatadas 1:1 están compuestas de dos capas; una capa está formada por iones de Si+4 en coordinación tetraédrica con O-2 llamada "capa de Silicio" o "capa tetraédrica". La otra capa está formada por cationes, generalmente Al+3, en coordinación octaédrica con seis iones hidroxilos, ésta es la llamada "capa de Aluminio" o "capa octaédrica".

Figura 4. Estructuras tetraédricas

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Figura 5. Ordenamientos de las capas tetraédricas

La clasificación de las arcillas se basa en si poseen o no una estructura química cristalina. Con base en lo anterior se han definido los siguientes grupos: 10

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Caolinita o de las Kanditas (1:1) Caolinita Dickrita Auxita Haloisita Metahaloisita

Montmorillonita o de las Illita o de las Micas Vermiculita y Esmectitas (2:1) hidratadas Clorita (2:2) Montmorillonita Beidellita Nontronita Hectorita Saponita

Moscovita Seladonita Biotita Filita Glauconita Serospatita

Clorita Vermiculita Sepiolita Atapulgita

Las estructuras básicas para las arcillas silicatadas cristalinas son las siguientes:

Figura 6. Estructuras básicas 1:1 y 2:1

2.1.2.1 GRUPO DE LA CAOLINITA. CAOLINITA Composición: Al4(Si4O10)(OH)8 Forma y ocurrencia: En rocas la caolinita se encuentra principalmente como hojuelas planas submicroscópicas en sedimentos arcillosos o puede formar pseudomorfos de minerales especial de feldespatos como resultado de un alteración hidrotérmica. En suelos y en rocas alteradas a la intemperie la caolinita es probablemente el nivel arcilloso más común y extendido. En los suelos se presentan por lo general como placas submicroscópicas que se presentar aisladamente con orientación al azar haciendo que la matriz sea 11


isotrópica. Puede estar en masas agregadas formando campos o depositada sobre superficies para formas recubiertas de arcilla. La caolinita puede derivar el material original o puede formarse in situ. En muchos terrenos inferiores fuertemente alterados por la intemperie la caolinita forma masas vermiculares dentro de los espacios de los poros o pseudomorfos después de muchos minerales en especial feldespatos y biotita. Algunos terrenos concrecionarios en zonas tropicales pueden tener caolinita formando ramificaciones sinuosas entre esas concreciones. Sin embargo, las concentraciones mayores y más puras se presentan en las zonas pálidas.

Figura 7. Caolinita •

Dureza: Se raya con la uña

•

Color: Blanco

•

Color de Raya: Blanca

•

Clivaje: Laminar no específico

•

Forma: Individual

•

Textura: Fina muy ligera, lisa

•

Estructura: Abrasiva

•

Brillo: Opaco

•

Luz U.V.: Se observa reflejo lila amarillento

•

Peso Específico: 2.6 - 2.63

•

Composición Química: H 4Al2Si2O9 ó 2H2O.Al2O3.2SiO2 Al2O3 39.5% SiO2 46.5%, H2O 14% el contenido de los componentes varia algo.

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•

Clivación: Perfecta en una dirección similar a las micas.

•

Relieve: Bajo.

•

Birrefringencia: Débil (pequeña)

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•

Interferencia de colores: El máximo es el gris y blanco del primer orden.

•

Orientación: Lenta longitudinal.

•

•

Productos de alteración: La Caolinita es extremadamente resistente a la alteración a la intemperie, pero se puede descomponer para dar soluciones diluidas de sílice y alúmina con o sin formación de gibbsita. Identificación: Su bajo relieve y sus colores de primer orden suficientemente distintivos, pero se puede confundir fácilmente gibbsita y algunos otros minerales, pero ello cuando no hay identificación positiva por la forma del cristal se necesita análisis rayos x u otras técnicas, por ejemplo, absorción de colorantes.

son con una con

La Caolinita es un mineral 1:1 que se encuentra formado por placas planas cada una de las cuales consiste de una lámina de tetraedro de Silicio con fórmula Si2O3, y una lámina de octaedros de Aluminio con fórmula Al 2O3(OH)4 las placas están unidas por condensación, con eliminación del agua, de la siguiente manera: Si2O3(OH) + Al2(OH)6 ------------ -2H2O -- Si2O3Al2(OH)4

Tetraedros de Silicio

Octaedros de alúmina

Lámina de Silicio alúmina

Las placas de Silicio-aluminio se encuentran separadas por expansión, la distancia entre la lámina de Silicio de una placa y la siguiente es de 7.2 A o Cuando la estructura está completamente expandida estos espacios están ocupados por moléculas de agua. Cuando la estructura se ve desprovista de agua por desecamiento, las placas se aproximan entre sí, y por lo tanto, el cristal se contrae. En el caso de la Caolinita la contracción ni la expansión no es grande y su fórmula representativa es: Al4Si4O10(OH)8 Diagrama de un cristal de Caolinita: O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

H H H H O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

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Características físicas y químicas de la Caolinita: -

Alto grado de estabilidad.

-

Poca capacidad de contracción y expansión.

-

Poca cohesividad.

-

Baja capacidad de retención de agua

(espacio poroso capilar

pequeño). -

Baja capacidad de intercambio de cationes (5-15 meq./100 g).

-

Baja capacidad de fijación de Potasio.

-

Baja capacidad de fijación de Amonio.

-

Alta capacidad de fijación de fosfato.

-

Alta disponibilidad de Calcio y Magnesio.

-

Baja disponibilidad de fosfato al suelo.

-

Baja capacidad combinatoria con el humus.

-

Olor característico a humus.

Figura 8. Estructuras de la Caolinita

La baja capacidad de intercambio de cationes se explica por el hecho de que la capacidad de cambio está solamente restringida a sus radicales OH - situados

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en la superficie de los cristales y a uniones rotas en sus aristas. La alta capacidad de fijación de fosfato se explica por el cambio con radicales OH- que en la Caolinita existen en abundancia.

2.1.2.2 GRUPO DE LA MONTMORILLONITA. MONTMORILLONITA Composición: (1/2Ca,Na)0.7(Al,Mg,Fe)4((Si,Al)8O20)(OH)4·nH2O Color y pleocroísmo: Incolora o café, puede ser rosa pálido, o verde, no pleocroica. Forma y Ocurrencia: En rocas es el principal mineral de bentinita formado por la alteración de vidrio volcánico. También es un constituyente de varios sedimentos y por lo general se presenta como agregados microcristalinos en forma de fragmentos. En suelos la montmorillonita puede derivar del material original sedimentario o se pude haber formado in situ de materiales consolidados o no consolidados. Estos son, normalmente, básicos o pueden ser una fuente de magnesio. La montmorillonita se forma en las zonas áridas y semiáridas. Usualmente existen partículas submicroscópicas, la cuales pueden coalescer para formar finos campos que son visibles entre polares diagonales; rara vez son agregados grandes visibles al microscopio. •

Clivación: Perfecta en un dirección, de aquí la forma laminar

•

Relieve: Bajo a muy bajo.

•

Birrefringencia: Fuerte (grande)

•

Interferencia de colores: Los cristales delgados dan a menudo colores superiores al primer orden.

•

Extinción: Recta

•

Orientación: Lenta longitudinal

•

•

Productos de alteración: En condiciones neutras o alcalinas la montmorillonita es bastante estable, pero puede cambiar a mica o a caolinita se las condiciones cambian y el uso se hace ácido. Identificación: Debido al pequeño tamaño de las partículas la identificación óptica es difícil; la identificación positiva se hace usualmente por análisis con rayos X, ATD u otras técnicas. La montmorillonita trioctaédrica es ópticamente idéntica a la vermiculita trioctaédrica.

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La Montmorillonita es un mineral 2:1, cada placa consiste en dos láminas de Silicio y una de alúmina. Las láminas se unen por condensación con eliminación de agua (dos moles). Las placas están separadas por espacios mucho más anchos que en la Caolinita, 9.6 a 18 A o o más, por lo tanto la Montmorillonita se contrae mucho más al secarse que las arcillas 1:1.

Figura 9 .Montmorillonita

La Montmorillonita se encuentra normalmente como una arcilla fina, con cristales irregulares que tienen un diámetro efectivo de 0.01 a i micra. Las arcillas del grupo de las esmectitas, nombre con el que también se conoce a este grupo son más comunes en los vertisoles y están frecuentes en los suelos aluviales en las grandes planicies. La fórmula condensada representativa de la Montmorillonita es: Nax(Al2-xMgx)Si4O10(OH)2 El Diagrama de la arcilla 2:1 Montmorillonita es el si guiente: O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Si++++OO=Al+++OH O=Si++++O-

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Capa Tetraédrica Capa Octaédrica Capa Tetraédrica

QUÍMICA DE SUELOS

Características físicas y químicas de la Montmorillonita: -

Bajo grado de estabilidad.

-

Alta capacidad de expansión y contratación.

-

Muy cohesiva.

-

Alta capacidad de retención de agua.

-

Apreciable capacidad de fijación de Potasio.

-

Apreciable capacidad de fijación de Amonio.

-

Baja capacidad de fijación de fósforo.*

-

Baja disponibilidad de Calcio y Magnesio.

-

Alta disponibilidad de Potasio.

-

Alta disponibilidad de fosfato.

-

Alta capacidad contraria de humus.

-

Sin olor característico.

-

Alta capacidad de intercambio de cationes (15-150

-

meq./100g de arcilla ó de 60 a 120 meq./100 g)

La alta capacidad de intercambio se explica por el hecho de que en la Montmorillonita, las sustituciones de Aluminio por Magnesio o Fierro, y de silicio por Aluminio, ocurren en las laminas, liberado enlaces de valencias dentro del cristal así como en las aristas.

2.1.2.3 GRUPO DE LA ILLITA. La Illita (mica hidratada o ibromica), se asemeja a la mica en que los iones Potasio forman puentes entre placas en el lugar de los iones OH-, evitando así la expansión cuando se moja. En la estructura de la mica ha habido sustitución de Aluminio por Fierro (ferroso) y por Magnesio. La Glauconita es similar al anterior excepto, que ha habido sustitución de Aluminio por Fierro (férrico y ferroso) y por Magnesio. La fórmula condensada representativa de la mica o Illita es: Al2(Si3Al)O10(OH)2

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La Illita se diferencia de la Montmorillonita por su nula susceptibilidad a la expansión intracristalina (10 Ao). Contiene alrededor de un 50% más de iones por unidad de superficie, es un mineral no abundante en los suelos.

Figura 10. Illita

Los minerales de la Illita fijan Nitrógeno en forma de Amonio aunque el Nitrógeno fijado no es aprovechable por las plantas hasta que el mineral está completamente descompuesto por la meteorización.

Diagrama de la arcilla 2:1 Illita:

K

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O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

K

K

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

QUÍMICA DE SUELOS

Figura 11. Representación diagramática de la estructura de la Illita

Kn(Al4.Fe4Mg4Mg6)(Si8 y Aly)O20(OH)4 Características físicas y químicas de la Illita: -

Baja capacidad de contracción.

-

Mediana capacidad de retención de agua.

-

Mediana capacidad de cambio de cationes de 15-40

-

meq./100 g de arcilla.

-

Alta capacidad de fijación de Potasio.

-

Alta capacidad de fijación de Amonio.

-

Baja capacidad de fijación de fosfato.

-

Alta capacidad combinatoria con el humus.

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2.1.2.4 GRUPO DE LA VERMICULLITA Y LA CLORITA. Es un tipo mixto que no se dilata, la estructura consiste de capas alternas con diferente composición. La Vermiculita es un mineral de la arcilla de láminas no expansible, es común en algunos materiales de partida de suelo. Los cristales de Vermiculita están formados de capas alternas de micas y de moléculas de agua que se pierden al calentarla a 500 oC. La Vermiculita es similar a la Illita, pero tiene las capas más débilmente unidas por Magnesio hidratado, en vez de iones de Potasio. Su capacidad de intercambio de cationes es alta (100-150 meq./100 g. de arcilla) y puede fijar humus.

2.1.2.4.1 VERMICULITA Composición: (Mg, Ca)0.7 (Mg,Fe3+Al)6.0((Al,Si)8O20)(OH)4·8H2O Color y pleocroísmo: Café pálido a amarillo, débilmente a moderadamente pleocroica. Forma y ocurrencia: En rocas la vermiculita es de distribución restringida, presentándose como un producto de descomposición hidrotérmica. Tiene una forma laminar similar a la biotita. En suelos puede derivar de otro material, pero usualmente se forma in situ por descomposición por la intemperie. Por lo general las partículas individuales son submicroscópicas, pero a menudo son granos grandes que forman parcial o por completo pseudomorfos de biotita, anfíbolos y piroxenos. a) Clivación: Perfecta en un dirección b) Relieve: Bajo c) Birrefringencia: Moderada a fuerte (mediana a grande) d) Interferencia de colores:

El color máximo es de segundo orden

superior como se ve en recubiertas.

En rocas alteradas por la

intemperie tiende a ser desordenada y muestra colores inferiores. e) Extinción: Recta f) Orientación: Lenta longitudinal g) Productos de alteración: La vermiculita es común en muchos suelos que no están muy alterados por la intemperie. Con el tiempo puede cambiar a materiales amorfos, mica o caolinita, dependiendo del ambiente. Por consiguiente, se debe considerar como un producto intermedio de alteración.

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QUÍMICA DE SUELOS

h) Identificación: Debido al pequeño tamaño de las partículas, en la mayor parte de los casos es difícil la identificación óptica. La identificación positiva se hace usualmente por rayos X, ATD u otras técnicas. Las partículas grandes se asemejan a la biotita, pero tienen pleocroísmo más débil. clivación menos perfecta e interferencia de colores inferior.

La vermiculita trioctaédrica tiene propiedades

idénticas a la montmorillonita trioctaédrica.

Figura 12. Vermicullita

La fórmula condensada representativa de la Vermiculita es: [Mg(H2O)6]n[(MgFe)3Si4-nAln)O10(OH)2]

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Representación diagramática de la estructura de la Vermiculita 2.1.2.4.2 CLORITA La Clorita se le considera un mineral tetramórfico (con cuatro capas, 2 tetraédricas y 2 octaédricas) porque posee una capa octaédrica adicional, presenta un eje C de 14 A o. Entre la Vermiculita que es un mineral trimórfico y la Clorita existen formas intermedias en los que la cuarta capa es más o menos completa. La unión entre la estructura trimórfica y la cuarta capa, es electrostática; ello se debe a las cargas negativas que poseen los minerales trimórficos. Color y pleocroismo: Verde, verde oscuro, amarillo verdoso con pleocroismo débil a moderado. Forma y ocurrencia: En formas la clorita se presenta como granos laminares semejantes a las micas. Está ampliamente distribuida en rocas metamórfias de bajo grado, sedimentarias de grano fino; también se presenta en algunas rocas 22

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ígneas como producto de la alteración hidrotérmica de los minerales ferromagnesianos. En suelos la clorita se presenta como granos laminares sencillos o como pequeños agregados. Puede derivar del material original o se puede formar in situ en algunos sedimentos. Cuando se forma in situ, la clorita puede pseudoformar otros minerales como es la biotita. Pero, la mayor cantidad de clorita autigénica es submicroscópica y se presenta comúnmente interestratificada con vermiculita. Por consiguiente, la identificación se tiene que hacer con rayos X o con técnicas de ATD.

Clorita a) Clivación: Perfecta en una dirección b) Relieve: Bajo c) Birrefrigencia: Débil (pequeña) d) Interferencia de colores: El máximo color es gris a blanco del primer orden, con frecuencia azul ultra, café o púrpura. e) Orientación: Rápida longitudinal f) Extinción: 0-100 casi recta en la mayor parte de los cortes g) Productos de alteración: La clorita se altera fácilmente a vermiculita y a montmorillonita. h) Identificación: Los granos grandes son identificados con gran facilidad por su color verde, su bajo relieve y los colores de primer orden, pero la distinción entre clorita y la biotita ligeramente alterada por efecto de la intemperie algunas veces se dificulta. La fórmula condensada representativa de Clorita es:

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Composición: (Mg,Al,Fe) 12 ((Si,Al)8O20)(OH)16 La Clorita se presenta con más frecuencia en rocas sedimentarias y en suelos productivos derivados de estos materiales. Su composición elemental es muy variable, pudiendo en algunos casos presentar elementos tóxicos tales como Cromo y Níquel. Los suelos derivados de la serpentina contienen Clorita y frecuentemente son poco fértiles debido a su alto contenido de Mg +2 y baja concentración de Ca+2. Una capa de Clorita tiene dos tetraedros de Silicio, un octaedro de Aluminio y un octaedro de Magnesio. Posee una CICT de 10 a 40 meq./100 g. de arcilla. Se presenta más en rocas sedimentarias y en los suelos derivados de estos materiales. Debido a las características antes mencionadas se considera al grupo de la Clorita como independiente de la Vermiculita pero muchos autores para simplificar, la consideran dentro del grupo de la Vermiculita. La Clorita es común en muchos suelos. Se le denomina como arcilla del tipo Dentro de las características físicas y químicas de las arcillas del grupo de de la Vermiculita y la Clorita están: -

Baja capacidad de contracción y expansión.

-

Mediana capacidad de retención de agua.

-

Mediana capacidad de fijación de fosfato.

-

Baja capacidad de fijación de humus.

La Vermiculita posee una CICT de entre 120 y 150 meq./100g. de arcilla y depende muy poco del pH. Cuando se satura con K + o NH4+ es un mineral totalmente inexpandible. Es el producto de intemperismo de los suelos bien hidratados por hidratación térmica de las micas. Su CICT es poco dependiente del pH y presenta un eje C de 10 a 15 A o.

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[AlMg 2 (OH)6 ] x . [Mg(Si 4-x Al x )O 10 (OH)2 ]

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La representación de la Clorita es la siguiente:

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

O=Al+++OH

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

Capa Tetraédrica

2.1.3 ARCILLAS SILICATADAS AMORFAS. Las arcillas amorfas son las que no presenten ningún grado de ordenamiento en una estructura cristalina definida; y que por análisis con rayos "y" (gamma), no presentan planos de difracción. Los principales miembros que caracterizan a las arcillas silicatadas amorfas son: Alófano Al2O3.2SiO2.4H2O Hissingerita Fe2O3.2SiO2.4H2O Imogolita Al2O3.2SiO2.2,5H2O Las arcillas amorfas son mezclas de Silicio y Aluminio que no han formado cristales bien orientados. Aún mezclas de otros óxidos meteorizados como el óxido de Fierro, pueden ser parte de la mezcla. Este tipo de material no ha tenido las condiciones o el tiempo necesario para una buena formación del cristal. Las arcillas amorfas se encuentran en suelos formados por cenizas volcánicas; no están bien caracterizadas pero se presentan en varias

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cantidades y en muchos suelos. Sus propiedades son muy extrañas, como la de tener alta capacidad de intercambio catiónico. Como todas sus cargas son de iones de hidróxidos (OH-), pueden ganar un ion positivo o perder el H + atrapado, estas arcillas tienen una carga variable que depende de cuanto H + hay en la solución (acidez del suelo). Alófano es el término con el cual se designan a las unidades de alúminosilicatos amorfos de una gran variación en composición, pero que contiene siempre Al2O3, SiO2 y H2O así como cantidades variables de otros constituyentes entre ellos Fe 2O3. Las arcillas amorfas ocasionalmente poseen grandes cantidades de P2O5, sin embargo la mayoría de los suelos alofánicos son deficientes en este compuesto. El alófano ocurre como el producto de intemperismo de cenizas volcánicas y en suelos superficiales está íntimamente asociado con la fracción húmica. El alófano proporciona una estructura estable lo cual da lugar a una gran permeabilidad, lixiviación excesiva y consecuentemente baja fertilidad. Presenta una gran afinidad para fijar el fósforo en forma no asimilable por las plantas.

En el alófano los tetraedros de Silicio y lo octaedros de alúmina están distribuidos al azar y ocasionalmente asociados con otras unidades de Silicio y alúmina que posteriormente con el tiempo se ubican en un arreglo ordenado, produciendo un mineral cristalino del tipo de la Montmorillonita. El alófano juega un papel directo en la capacidad tampón del suelo.

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2.1.4 SESQUIOXIDOS DE FIERRO Y ALUMINIO. En climas cálidos y húmedos, bajo condiciones de mucho lavando por la lluvia y la meteorización intensiva de minerales, la mayor parte de la sílice y del aluminio se lavan. Los materiales que quedan tienen baja solubilidad, son los sesquióxidos también de nominados arcillas sesquióxidos; son mezclas de hidróxidos de fierro. En latín "sesqui" significa " una y media veces". Los sesquióxidos de fierro y aluminio se pueden escribir: A12O3:xH2O Y Fe2O3:xH2O, una y media veces más oxígeno que aluminio y fierro. Estos compuestos pueden ser amorfos o cristalinos. Pequeñas cantidades de estas arcillas se encuentran en muchos suelos, inclusive en suelos poco meteorizados; son predominantes en suelos bien drenados de las áreas tropicales donde una intensa meteorización se ha presentado por años. El óxido de fierro hidratado comúnmente colorea los suelos con sombras rojizas y amarillas. Estas arcillas no se expenden, no son pegajosas ni se comportan como las arcillas silíceas. Suelos con un 30 a 40% de sesquióxidos pueden adsorber el agua como lo hacen las arenas finas. Los sesquióxidos recubren a las partículas grandes y forman agregados estables. La mezcla de sesquióxidos y Caolinitas es poco pegajosa. El alto porcentaje de hidróxido de fierro y aluminio originan una enorme superficie para la adsorción de fósforo, formando fosfatos insolubles, que crean alta capacidad de fijación de fósforo. La intemperización de las cenizas volcánicas puede conducir a la formación de diversos minerales secundarios, pero por reglas generales, en los suelos jóvenes predominan los minerales amorfos; el alófano y la Haloisita (Metahaloisita) en los suelos maduros. Las condiciones de intemperización en ambientes húmedos determinan que las cenizas volcánicas, bajo condiciones adecuadas de drenaje, se desarrollen con el tiempo, casi invariablemente, una serie mineralógica que comienza con el alófano y concluye con la Caolinita.

3. ORIGEN DE LAS CARGAS DE LOS COLOIDES DEL SUELO. La existencia de iones intercambiables en el suelo, se demuestra claramente por el hecho de que varios iones se pueden lavar del suelo con soluciones salinas, pero no con agua pura. Se retarda la movilización de los iones en el suelo, por efecto de los lavados, gracias a las cargas existentes en los coloides del suelo. El suelo se comporta como un intercambiador de iones cuando se lleva a cabo

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en él el fenómeno de intercambio. Un intercambiador es un sólido selectivo, que puede tener afinidades más o menos diferentes para diversos iones. En general se dividen en tres grupos de intercambiadores: 1) De cationes o catiónicos. 2) De aniones o aniónicos. 3) Anfóteros que pueden intercambiar aniones y cationes El suelo posee partículas coloidales que actúan como intercambiadores de los tres tipos debido a que presentan cargas positivas, negativas

3.1 ORIGEN DE LAS CARGAS NEGATIVAS. Las cargas negativas son de dos tipos: permanentes y dependientes del pH. a) Las cargas permanentes. Se encuentran en las arcillas silicatadas y resultan de la sustitución isomórfica dentro de la estructura de la arcilla y su cantidad es mayor en las arcillas de tipo 2:1. b) Las cargas dependientes del pH. Las poseen los sesquióxidos de Fierro y Aluminio y están directamente relacionados con la variación del pH del suelo. Con valores bajos de pH, la carga y por tanto la capacidad de intercambio catiónico es baja, pero aumenta al elevarse el pH.

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Cargas permanentes 3.1.1 SUSTITUCION ISOMORFICA. La sustitución isomórfica es la sustitución de un ion por otro de similar tamaño (o similar número de coordinación) en un mineral, sin cambio en la estructura de éste. Es la responsable de la carga eléctrica permanente de los suelos. La sustitución isomórfica es un fenómeno que tiene lugar durante la formación del mineral y por lo tanto es una propiedad que no cambia, sólo hasta que la estructura del mineral se modifica por procesos de intemperismo. En la estructura de los silicatos laminares, los cationes se substituyen por cationes coordinantes en las láminas tanto tetra como octaédricas. El ion que substituye puede tener una carga mayor, igual o menor que la del ion que va a substituir. Si el catión sustituyente tiene menor carga positiva que el catión que normalmente ocuparía ese sitio, el mineral tendrá más cargas negativas. Si un catión de menor valencia substituye a otro catión de valencia mayor, como el Mg+2 por Al+3 o Al +3 por Si+4 las cargas negativas de O -2 y OH - que forman la estructura cristalina, quedan desbalanceadas, dando lugar a una carga negativa neta sobre el mineral.

Lamina octaédrica:

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Sin substitución

O=Al+++OH

Con substitución de Al+3 por Mg+2 O=Mg++OH -

Se produce una carga negativa Lamina tetraédrica: Sin substitución

O=Si++++OH

Con substitución de Si+4 por Al+3 O=Al+++O -

Se produce una carga negativa Por ejemplo, durante la formación de la Montmorillonita algunos de los átomos de Al+3 del estrato octaédrico son remplazados por el Mg+2. Esto puede ocurrir porque los dos átomos son similares en tamaño y cuando se reemplazan 1/6 de los átomos de Al +3 no causan una distorsión excesiva en la red cristalina lo que ocasionaría su ruptura. Así esta arcilla, podrá efectuar una de sus funciones más importantes que es retener centenares de kilogramos de cationes nutritivos en el suelo. Los minerales 1:1 no muestran sustitución isomórfica lo que ocasiona que su capacidad de intercambio sea baja. Los minerales arcillosos 2:1 y 2:2 presentan mayor sustitución isomórfica lo que les confiere una CICT mayor.

3.1.2 IONES DE OXIGENO EN LOS BORDES DE ARCILLA. En teoría, se acepta que en los silicatos laminares tienen dimensiones infinitas en el plano horizontal. En realidad, en las terminaciones del cristal y en las aristas del mismo, existen iones oxígeno con una carga insatisfecha. El Hidrógeno tiene una fuerte tendencia a unirse en forma covalente con el oxígeno de las aristas y formar un hidróxilo.

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Cuando aumenta el pH, los iones OH - que están en solución, compiten con el oxígeno de las aristas por este hidrógeno; si el pH es suficiente alto, el Hidrógeno será "arrancado" por la fuerza del oxigeno de la arista quedando expuesto un sitio con carga negativa, tal como se indica en la ecuación siguiente:

O -H+ + OH- ----->

O- + H2O

Los sitios con carga negativa expuesta de esa forma también atraen y retienen cationes en forma intercambiable. La disociación del Hidrógeno de las aristas terminales de las arcillas silicatadas es una verdadera disociación de un ácido débil, de modo que la cantidad de carga en la arista varía con el pH, siendo mayor a valores altos de pH. Un tipo similar de carga se encuentra en el mineral alófano debido a que su naturaleza amorfa le confiere una gran capacidad de intercambio catiónico, si el valor de pH es alto. Para suelos en general, la generación de cargas negativas por este medio varía no sólo con la naturaleza de los coloides del suelo, sino también con el pH, por lo tanto con el encalado o el enyesado se varía el grado de ionización.

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3.1.3 HIDROGENO IONIZADO PROVENIENTE DE LOS SESQUIOXIDOS DE FIERRO Y ALUMINIO. Los sesquióxidos como intercambiadores en procesos de intercambio catiónico es reducido, pues al cristalizarse en el suelo presentan una pérdida en su actividad, debido a su carácter anfótero sólo a valores altos de pH presentan cargas negativas.

En su punto isoeléctrico los sesquióxidos no tienen ninguna carga. Por encima de su punto isoeléctrico presentan cargas electronegativas de intercambio catiónico y debajo del mismo presentan cargas electropositivas de intercambio catiónico. En condiciones alcalinas (por arriba de su punto isoeléctrico) los grupos -FeOH de los óxidos se neutralizan con el desprendimiento de agua y las cargas negativas así formadas dan lugar a la adsorción de cationes. Bajo condiciones de acidez (por abajo de su punto isoeléctrico) se acumulan iones H + y aparecen cargas positivas que dan lugar a la adsorción de aniones.

3.1.4 HIDROGENO IONIZADO DE MATERIALES ORGÁNICOS. El carácter anfótero de los grupos funcionales de la materia orgánica del suelo dependerá del grado de acidez o alcalinidad (pH) presentes, gracias a esto es posible la adsorción de aniones y/o cationes.

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La capacidad de intercambio catiónico de la materia orgánica se debe principalmente a los grupos funcionales carboxílicos (-COOH), los fenólicos (benceno-OH), alcohólicos (-CH2-OH) y metoxílicos (-OCH 3) que se encuentra en la periferia de las moléculas de ácidos húmicos. La intensidad de la capacidad de intercambio catiónico para estos grupos depende por lo tanto, del grado de acidez del suelo.

3.2 ORIGEN DE LAS CARGAS POSITIVAS. a) Las cargas positivas se pueden originar por la adición de protones a un grupo de tipo (Al, Fe)-OH de la superficie. La carga positiva se neutraliza por la adsorción de aniones, lo que se puede presentar por la reacción: (Al,Fe)-OH + H-Anión ______ [Al,Fe)OH2]+ + Anióno bien: Alx(OH)3x + H3O+ ________ [Alx(OH)3x-1. H2O]+ + H2O b) Con los grupos aminos de las proteínas en sistemas ácidos también se pueden desarrollar cargas efectivas de intercambio aniónico: R-NH2 + H3O+ ________ R-NH3+ + H2O R NH + H3O+ ______ R2NH2+ + H2O R Los aniones retenidos en esta forma son intercambiables. Para la existencia de estas cargas, el pH del suelo debe ser fuertemente ácido en caso de minerales cristalino. En suelos con alto contenido de minerales con carga variable, como el alófano o los sesquióxidos, la adsorción se vuelve importante, aun en valores menos ácidos. c) En las arcillas silicatadas se generan cargas positivas por: - Enlaces rotos en los bordes de los minerales arcillosos. - Reemplazo de grupos OH- por iones F- ClExiste menor sustitución en las arcillas Montmorilloníticas que en las caoliníticas.

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d) A pH bajos se produce la protonización de algunos coloides del suelo: R-OH + OH2SO4 R-NH2 + HCl

------- R-OH2+ + SO4-2 ----------

R-NH3+ + Cl-

4. CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO. 4.1 IMPORTANCIA DEL INTERCAMBIO IÓNICO. Mientras se efectúan procesos físicos, químicos y biológicos en el suelo se ponen en libertad en él, muchas sustancias nutritivas que son necesarias para el crecimiento y desarrollo de las plantas, tales como: nitratos, amonio, fósforo, potasio, calcio, etc. (en forma soluble y asimilable). Si los elementos nutritivos que se producen no son retenidos o absorbidos por las partículas coloidales del suelo, éstos se lavarán por medio de las aguas de lluvia o riego y se perderán por lixiviación, lo que ocasionará un decremento en las características químicas de fertilidad del suelo. Se entiende por adsorción el fenómeno por el cual una substancia se une a una superficie, al ser atraída por fuerzas que pueden ser: electrostáticas, de Van der Waalls o químicas, por un período más o menos largo, este fenómeno es el que permite que se lleve a cabo uno de los procesos mas importantes el "intercambio iónico del suelo (CICT)". Aunque no falta quien lo considere como un aspecto secundario en comparación con el fenómeno de la fotosíntesis, dichas reacciones son extremadamente importantes para el desarrollo de las plantas, especialmente en regiones húmedas en donde los elementos nutritivos pueden perderse por lavado.

4.2 IMPORTANCIA DEL INTERCAMBIO IÓNICO DEL SUELO. Los principales procesos del suelo relacionados con el intercambio iónico son los siguientes: a) Absorción de nutrimentos por las plantas y depósito de iones nutritivos. Gracias a la capacidad de intercambio iónico, las raíces de las plantas toman del suelo nutrimentos minerales que las plantas necesitan. Se considera que una gran capacidad de intercambio iónico en los suelos es una característica importante ya que implica la posibilidad de tener un depósito de iones nutritivos, que pueden ser cedidos a la solución salina del suelo, a medida que son consumidos de ésta por las plantas. b) Retención de iones solubles en agua. Si no existiera el fenómeno de

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intercambio iónico las pérdidas de nutrimentos serían inmensas, ya que los iones solubles de los fertilizantes como carecen de cohesión suficiente se lavarían del suelo fácilmente, produciéndose pérdidas por lixiviación. Esto ocasionaría que el empleo de fertilizantes solubles en agua fuera de importancia dudosa por el alto costo que esto representaría. c) Neutralización de toxinas. Las raíces de las plantas excretan toxinas, que son dañinas para cualquier raíz, aún para la que las excretó. La influencia de la capacidad de intercambio iónico sobre la neutralización de las toxinas de Prickering, es muy importante debido a que un suelo con gran capacidad de intercambio puede adsorber y destruir por oxidación una mayor cantidad de estas toxinas. d) Formación de estructura. El predominio de cationes como el Calcio en el complejo de intercambio produce condiciones físicas deseables por la formación de estructura. e) Clasificación del suelo. La capacidad de intercambio de cationes de los diversos horizontes del perfil de un suelo se usa como criterio para la diferenciación de horizontes de diagnóstico en la clasificación del suelo. f) Influencia en el pH de la solución del suelo. Las clases de cationes presentes en el complejo de intercambio también afectan el pH de la solución del suelo, por ejemplo, una arcilla sódica es generalmente alcalina y una arcilla hidrogenada es ácida.

4.3 DEFINICIÓN DE CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO. Existen numerosas definiciones de intercambio iónico total de un suelo, algunas de ellas son las siguientes: a) Se conoce con el nombre de intercambio iónico al proceso reversible por medio del cual los cationes y aniones son intercambiados entre fases sólidas próximas unas a otras manteniendo un equilibrio químico. b) La capacidad de intercambio iónico es la cantidad de iones que pueden ocupar los sitios de intercambio totales, de los suelos, ya sea por la adición de nuevos iones o simplemente por cambios en la concentración de la solución y que se expresan en miliequivalentes por cada cien gramos de suelo.

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El intercambio iónico incluye al intercambio catiónico y al aniónico, pero la capacidad de cambio que se considera más importante, es la de cationes.

4.4 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO DE LOS SUELOS. a) La capacidad mineral de intercambio en los suelos se debe casi exclusivamente a las arcillas, pero no se limita a la fracción inferior a 0.002 mm. ya que el limo fino tiene a veces capacidad considerable de intercambio. b) Las arcillas amorfas de los suelos volcánicos tienen capacidad de intercambio muy elevada. c) Las arcillas illíticas (2:1) de los suelos de climas templados y secos, tienen baja capacidad de intercambio, aunque es menor la de los suelos con arcillas del tipo de la caolinita (1:1), como los ultisoles y los oxisoles de las zonas tropicales. d) En la parte superficial del suelo la capacidad de intercambio es principalmente mineral-orgánica y debido a que la materia orgánica disminuye con la profundidad del suelo en los horizontes inferiores es principalmente mineral. e) En los horizontes orgánicos (no existentes en todos los suelos), la capacidad de intercambio orgánica es casi siempre más importante que la mineral.

4.5 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO CATIONICO TOTAL (CICT). a) La capacidad de intercambio catiónico también se denomina: "Capacidad total de intercambio", "Capacidad de intercambio de bases" o "Capacidad de cambio" y se define como: a) Los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas del suelo adsorben cationes de la fase acuosa, y desadsorben al mismo tiempo cantidades equivalentes dentro de los coloides y establecen un equilibrio entre ambas fases. Estos fenómenos se deben a las propiedades específicas del complejo coloidal del suelo que tienen cargas electrostáticas y una gran superficie. b) La cantidad de cationes intercambiables por unidad de peso del suelo (base seca), medida en unidades químicas: miliequivalentes por 100 gramos de suelo (meq./100 g. de suelo).

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c) La cantidad de especies catiónicas unidas a la superficie de las partículas coloidales, a un pH 7.0 (C7). Esta capacidad varía ligeramente con la afinidad de adsorción del ion y aumenta con el contenido de los materiales arcillosos y orgánicos. El valor "C7" de suelos minerales pueden variar, de acuerdo a su contenido arcilloso, desde unos cuantos hasta 50 ó 60 miliequivalentes por 100 gramos de suelo. d) La expresión del número de los sitios de adsorción de cationes por unidad de peso del suelo secado al horno, a 110 oC Por 24 horas. e) La cantidad de cationes cambiables que un suelo es capaz de adsorber y que pueden ser cuantitativamente remplazados por otros, sin destruir los coloides del suelo.

4.5.1 CARACTERÍSTICAS DEL FENÓMENO DE INTERCAMBIO CATIONICO. Las reacciones de intercambio de cationes presentan las siguientes características: a) Equivalencia. Un miliequivalente de un catión se intercambiará con un miliequivalente de otro catión, por lo que el Sodio 0.023 g se intercambiará con el Potasio 0.039 g, el calcio 0.020 g con Magnesio 0.012 g, bario 0.068 g con 0,023 g de Sodio etc. b) Reversibilidad. La relación de concentración de catión retenidos en los sitios de intercambio, pueden ser modificadas cuando cambia a la concentración de los iones en la solución, conforme al principio de acción de masas. Sin embargo, si se cambia el pH del sistema, la reacción no será estrictamente reversible. Del mismo modo, si ocurre la fijación de iones como Potasio y/o amonio o si se forman compuestos insolubles, tampoco sería reversible la reacción. c) Velocidad de Reacción. La velocidad de las reacciones de intercambio es casi instantánea, al menos en sitios más accesibles de cambio. Numerosos investigadores han demostrado que el intercambio iónico en los suelos es en general muy rápido necesitándose solamente unos cuantos minutos para alcanzar el equilibrio. Por regla general, la velocidad de reacción del intercambio, no está muy afectada por la temperatura, sin embargo, cuando ésta es de por sí lenta, sí se logra aumentar la velocidad con un incremento de temperatura, debido probablemente a su efecto en la difusión iónica.

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4.5.2 FACTORES QUE INFLUYEN EN EL INTERCAMBIO CATIÓNICO. Los factores que rigen el orden en el que se llevará a cabo el intercambio de cationes en los sitios de intercambio, son los siguientes: a) Concentraciones relativas de la solución. De ellas depende el grado de sustitución de un catión por otro. Mientras mayor sea la concentración de un cierto catión en la solución intercambiadora en relación con el catión que está intercambiado en el suelo, mayor será la cantidad de catión que se reemplazará. b) Histérisis. Algunas veces ha sido difícil alcanzar un equilibrio verdadero en el proceso de intercambio iónico, debido al fenómeno de histéresis, este fenómeno consiste en comportamiento diferente que presenta la superficie de intercambio según haya sido el tipo de ion que originalmente la saturaba. a) La histéresis es más frecuente en iones heterovalentes, que en iones monovalentes. Es así como se ha encontrado una fuerte histéresis en el sistema: Ca+2, NH4+, mientras que no se ha podido encontrar en los sistemas: Ca +2, Ba+2 y Cu+2. b) Densidad de energía de superficie. La capacidad de intercambio catiónico depende también de la superficie total o externa como superficie total limitante de las partículas, y la superficie interna que presentan los minerales arcillosos expansibles entre paquetes laminares. La superficie externa aumenta mucho con la disminución del tamaño de las partículas, o sea, de las arenas de las arcillas. Entre las arcillas, la Vermiculita y la Montmorillonita presentan mayor superficie, ésta llega a 600 y 800 m 2 por gramo, entre un 80 a 95% corresponde a la superficie interna. La illita presenta superficie entre 50 y 100 m 2 por gramo. c) La valencia de los cationes. En general, es el factor más importante para determinar la proporción relativa de adsorción o desadsorción de un ion dado. Los iones bivalentes se retienen con más fuerza que los iones monovalentes, los iones trivalentes se retienen aún más fuertemente y los cuadrivalentes, prácticamente no pueden ser reemplazados por una cantidad equivalente. d) Peso atómico. Todos los cationes no son adsorbidos con igual tenacidad en una arcilla saturada con un catión dado; se ha demostrado que la fuerza de sustitución de los cationes alcalinos metálicos aumentan con el peso atómico. El ion Potasio por ejemplo, es un sustituto mucho más poderoso que el ion de Sodio y es

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adsorbido con más rapidez por la arcilla. Además, los cationes bivalentes son más eficaces que los monovalentes. e) Tamaño y grado de hidratación. La afinidad de los cationes Ca+2, Mg+2, K +, Na +, NH4+, Al +3, Fe +2 e H + por el poder adsorbente depende principalmente de su carga y de sus radios hidratados y sin hidratar. Por ejemplo los iones Li +, Na+, K+ y Rd+, están enlistados en orden ascendente de tamaño y se esperaría que su eficiencia de reemplazamiento fuera en ese mismo orden, sin embargo, durante la hidratación, el ion Li + se asocia con tantas moléculas de agua que su velocidad se reduce mucho. Debido a ese gran radio hidratado, el Li + por lo tanto no puede llegar tan cerca de las micelas como los otros iones.

4.5.3 ORDEN DE SELECTIVIDAD DE INTERCAMBIO EN DIVERSOS INTERCAMBIADORES DEL SUELO. Es difícil de determinar el orden descendente de adsorción catiónica llamada serie liotrófica para cada uno de los distintos intercambiadores en general ya que depende las características del intercambiador, de las características generales del catión a intercambiar y del que será intercambiado. Los diferentes tipos de coloides del suelo difieren en la intensidad con que se unen a los diversos cationes, esto afecta la facilidad del intercambio catiónico. Se han encontrado las siguientes secuencias de selectividad: Illita Caolinita

Al +3 > K+ > Ca+2 > Mg+2 > Na+ Ca+2 > Mg+2 > K+ > Al+3 > Na+

Montmorillonita Ca+2> Mg+2 > H+ > K+ > Na+ Materia orgánica Mn+2> Ba+2> Ca+2> Mg+2> NH4+> K+> Na+ Esta selectividad se debe a características de los diferentes componentes del complejo de intercambio catiónico: superficie externa e interna; expansibilidad de los paquetes elementales de las arcillas y aumento de espacio interlaminar (Montmorillonita y Vermiculitas); dimensiones específicas del espacio interlaminar y fijación de NH 4+ y K+ (Illita), distribución geométrica de las cargas (densidad); presencia de diferentes cantidades de radicales externos en la materia orgánica. En los suelos no salinos o suelos normales (cuyo pH fluctúa de 4.5 a 8.5), los iones calcio, Magnesio, Potasio y Sodio son relativamente solubles en la solución del suelo y una vez que la intemperización los libera de los minerales,

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pueden competir libremente por los sitios de intercambio catiónico. Por lo tanto, no es de extrañar que en los sitios de intercambio la cantidad relativa de cationes sea como sigue: Ca+2> Mg+2> K+> Na+ Las diferencias de material madre, el grado de intemperización o la afluencia de las sales solubles por filtraciones, pueden cambiar el orden; pero esta situación prevalece en la mayoría de los suelos de regiones húmedas. El Aluminio posee una fuerza de intercambio alta, pero muy baja solubilidad a un pH mayor que 5.5. Lo mismo puede decirse del Magnesio; aún cuando en condiciones de reducción es posible encontrar Magnesio intercambiable a valores de pH más altos. En suelos muy ácidos suelen predominar el Al +3 y algunas veces el Mn+2, sobre todo cuando la acidez es muy alta, o bien cuando predomina un estado de reducción. Estos dos elementos resultan tóxicos para las plantas si se encuentran en concentraciones elevadas.

4.6 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO ANIONICO TOTAL (CIAT). La capacidad de retención aniónica y molecular de la mayoría de los suelos agrícolas es mucho menor que la capacidad de retención catiónica. Sin embargo, en la agricultura moderna son importantes un buen número de especies aniónicas y no aniónicas, así como el conocimiento de sus relaciones en el sistema suelo-agua. Los aniones más comunes son Cl -, HCO3-, CO32-, NO3-, SO42-, H2PO4-, OH-, y F-. Además, algunos micronutrimentos existen como aniones (tales como H 2BO3- y MoO42-) así como algunos metales pesados (Cr 2O72-). Lo mismo también es cierto para algunos pesticidas, tales como los ácidos fenoxiacéticos no disociados, 2,4,5-T y 2,4 - D. Las especies molecuales de mayor interés incluyen al NH3, ácidos débiles no disociados tales como el H 3BO3 y H4SiO4 y las formas no disociadas de un buen número de pesticidas. Es por esto que en años recientes se han intensificado considerablmente los trabajos de investigación sobre la retención aniónica y molecular en los suelos. Un buen número de aniones, y todas las especies moleculares son retenidas en los suelos por mecanismos más complejos que la simple atracción electrostática involucrada en las reacciones de adsorción catiónica. Los aniones pueden ser retenidos en el suelo a través de un buen número de reacciones. Algunas son puramente electrostáticas y se les conoce como no específicas. Sin embargo existen una variedad de reacciones no electrostáticas y a las cuales se les conoce en conjunto, como reacciones de adsorción

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específicas ó quimiadsorción.

4.6.1 REACCIONES ANIÓNICAS NO ESPECÍFICAS. Al acercarse un anión a la superficie eléctricamente cargada de un coloide está sujeta: •

•

A la atracción a los sitios sobre la superficie, cargados positivamente. O pueden ser repelidos por las cargas negativas. Los silicatos laminares en la fracción arcillosa de los suelos están por regla general cargados negativamente, en tal forma que los aniones tienden a ser repelidos de las superficies minerales.

Los suelos,contienen una variedad de sólidos, incluyendo a las arcillas silictadas laminares, que son capaces de desarrollar ambas cargas, positivas y negativas (en muchos casos simultáneamente, aunque localizadas en sitios diferentes). Por lo tanto un anión al acercarse a los sólidos del suelo puede ser simultáneamente repelido por las superficies negativamente cargadas o atraído a los sitios positivamente cargados en los lados o esquinas de las arcillas, óxidos hidratados y Alófano

4.6.2 ORDEN DE SELECTIVIDAD EN EL INTERCAMBIO ANIÓNICO. El orden de selectividad de los aniones en las partículas coloidales cargadas positivamente puede ser la siguiente y dependerá de la naturaleza del material coloidal: CI- < NO3- < SO4-2 < PO4-3 < MoO4-2 NO3- = Cl- < SO4-2 < MoO4-2 < HPO4-2 < H2PO4- < FCl- = NO3-
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5. pH DEL SUELO. 5.1. INTRODUCCIÓN. La reacción de la solución del suelo depende de la correlación de los iones (H +) e hidroxilo (OH-). La concentración de iones H + en la solución se permite expresarla con el símbolo pH, el cual es el logaritmo negativo de la concentración de iones H+. Al pH también se le define como el grado o nivel de acidez, neutralidad o basicidad y se representa por: pH = log10 [ H+] El pH del suelo ejerce gran influencia en el desarrollo de las plantas y los microorganismos del mismo, así como en la velocidad y la tendencia de los procesos químicos y bioquímicos que en él transcurren. El pH del suelo está muy relacionado con las cantidades negativas de cationes ácidos (H+ y Al+3) y bases en los sitios de intercambio. El pH sube cuando las concentraciones de base aumentan, y bajan cuando se incrementa las de ácidos. En el suelo es necesario distinguir dos formas de pH: pH actual y pHpotencial o total. La primera expresa la concentración en iones H +, que se encontraban disociados en la solución del suelo en el momento en el que se tomó la muestra para hacer la determinación; la segunda corresponde a la suma de los iones H + que se tienen disociados más los iones H+ de cambio que no está disociados pero que se disociarán con el tiempo a medida que se produzcan cambios en el equilibrio iónico del suelo, es por esto que se considera al pH potencial como el valor mínimo que puede alcanzar un suelo en condiciones normales. El pH actual se expresa por el pH, o cologaritmo de la concentración de iones H+, en estado libre en las soluciones del suelo. El pH varía de 0-14, correspondiendo la neutralización a 7; los suelos medianamente ácidos presentan un pH de 5-6; los suelos muy ácidos tienen un pH menor de 5; por el contrario los suelos calizos, suelos con álcalis tienen un pH superior a 7 y presentan reacción básica. La cantidad total exacta de H + (acidez total o potencial) sólo puede ser medido por volumetría y equivale a la cantidad de cationes metálicos necesarios para saturar el complejo adsorbente, es decir para reemplazar la totalidad de los iones H+ (Al+3) de cambio. Este pH total no tiene relaciones inmediatas con el pH real: si se comparan dos suelos con un pH potencial de 5, uno arenoso y el otro rico en arcilla y en materia orgánica será necesario aproximadamente 20 veces más de cal para neutralizar el segundo que para el primero. El pH del suelo depende de diversos factores incluyendo además de los 5 que

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intervienen en la formación de suelo: a) Estación del año. b) Practicas de manejo y cultivo (los fertilizantes pueden cambiar la reacción de la solución de suelo, acidificarla o alcalinizarla. c) Horizonte muestreado. d) Contenido hídrico en el momento del muestreo. e) Técnica utilizada para determinar el pH. f) Cantidad y tipo de vegetación. La vegetación tiene influencia completa sobre el pH del suelo ya que produce M.O. y, además porque influye en el proceso de lavado. La adición al suelo M.O. degradable de lugar a la formación de ácidos orgánicos que aumentan la capacidad de intercambio de cationes pero que disminuyen el porcentaje de saturación de bases y, por lo tanto el pH.

5.2. IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DEL pH DEL SUELO. Muchos procesos físico-químicos dependen de la reacción del suelo (pH), como por ejemplo: a) b) c) d) e) f) g)

La asimilación de substancias nutritivas por las plantas (tabla 1). La actividad de los microorganismos del suelo. La mineralización de las substancias orgánicas. El intemperismo de los minerales del suelo. La disolución de compuestos difícilmente solubles. La coagulación y peptización de los coloides Otros.

Los cambios en el valor de pH se deben frecuentemente al lavado del suelo. Cuando el carbonato de Calcio u otra cualquiera de las sales básicas se pierden en el drenaje por lavado, el pH se abate progresivamente y aún puede llegar de alcalino a ácido. Lo contrario ocurre cundo el ácido húmico y otros ácidos son lavados a causa de las inundaciones repetidas y mediante drenajes. Esto aumenta el pH de un suelo orgánico y no solamente la acercará a la neutralidad si no que lo puede llevara ser francamente alcalino.

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Rango de pH en el que se obtiene el desarrollo óptimo de algunas plantas cultivadas CULTIVO Alfalfa (Medicago sativa) Aguacate (Persea americana) Algodón (Gossypium hirsutum) Arroz (Oryza sativa) Avena (Avena sativa) Cacahuate (Arachis hypogaea) Cacao (Theobroma cacao) Café (Coffea arabica) Camote (Ipomoea batatas) Caña de azucar (Saccharum officinaram) Cáñamo (Cannabis sativa) Cebada (Hordeum vulgare) CULTIVO Centeno (Secale cereale) Cerezo (Prunus avium) Ciruelo (Prunus domestica) Cítricos (Citrus sp.) Cocotero (Cocos nucifera) Cultivo Chícharo (Pisum sativum) Durazno (Prunus persica)

PH ÓPTIMO 6.5 - 8.0 5.5 - 6.5 6.0 - 8.0 5.0 - 6.5 5.0 - 7.0 5.5 - 7.0 5.0 - 7.0 4.5 - 7.0 5.5 - 7.5 6.0 - 8.0 6.0 - 8.0 6.0 - 8.0 pH ÓPTIMO 5.0 - 7.0 6.5 - 8.0 6.5 - 8.0 5.5 - 6.0 6.0 - 7.5 pH óptimo 6.0 - 7.5 6.5 - 8.0

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Frijol (Phaseolus limensis) Girasol (Hellianthus annus) Haba (Phaseolus limensis) Hule (Hevea brasiliensis) Lino (Linus usitatissimum) Maíz (Zea mays) Mango (Mangifera indica) Manzano (Pyrus malus) Olivo (Olea europea) Papa (Solanum tuberosum) Papaya (Carica papaya) Peral (Pyrus communis) Piña (Ananas comosus) Plátano (Musa paradisiaca) Remolacha azucarera (Beta saccharifera) Soya (Glycine max) Sorgo (Sorghum vulgare) Tabaco (Nicotiana tabacum) Té (Thea sinensis) Tomate (Lycopersicum sculentum Trébol (Trifolium sp.) Trigo (Triticum vulgare) Vid (Vitis vinifera) Yute (Corchorus capsularis)

6.0 - 7.5 6.5 - 7.5 6.0 - 7.0 3.0 - 7.6 6.0 - 7.5 6.0 - 7.0 5.5 - 7.5 6.0 - 8.0 6.0 - 8.0 5.0 - 7.0 6.0 - 7.3 6.0 - 8.0 5.0 - 6.0 6.0 - 7.5 6.5 - 7.5 6.0 - 7.0 5.0 - 6.5 5.5 - 7.5 4.5 - 5.5 5.5 - 7.0 5.5 - 7.5 6.0 - 8.0 6.0 - 7.5 5.5 - 6.5

5.3. INTERPRETACIÓN DE LOS VALORES DE pH DEL SUELO. La información que se puede obtener con la interpretación de los valores de pH es variada y puede ser útil desde el punto de vista agrícola; por ejemplo, se puede utilizar para determinar la solubilidad, disponibilidad y movilidad de los elementos nutritivos para las plantas (figura 1); para conocer el tipo de cultivo que se puede desarrollar; para determinar el porcentaje de saturación de bases; para la clasificación de suelos salinos y salino-sódicos; para la identificación de horizontes de diagnóstico en la clasificación de los suelos; para las recomendaciones de manejo del suelo, etc. Escala de valores de pH del Manual de conservación del suelo y del agua, preparado por el Colegio de Postgraduados de Chapingo es: ____________________________________________________________ pH DESIGNACIÓN DE LOS SUELOS AGRUPACIÓN ____________________________________________________________ Menor de 4.5 Extremadamente ácido 4.6 - 5.0 Muy fuertemente ácido 5.1 - 5.5 Fuertemente ácido Ácido ____________________________________________________________ 46

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6.1 - 6.5 Ligeramente ácido 6.6 - 7.3 Neutro Neutro 7.4 - 7.8 Ligeramente alcalino ____________________________________________________________ 7.9 - 8.4 Moderadamente alcalino 8.5 - 9.0 Fuertemente alcalino Alcalino Mayor de 9.0 Muy fuertemente alcalino ____________________________________________________________ Otra forma de interpretación sería: 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 8.5 pH------------------------------------------------- pH 1 2 3 4 5 6 7 8

INTERVALOS DE PH EN EL SUELO. 1. Fuertemente ácido. 5. Ligeramente alcalino. 2. Medianamente ácido. 6, Muy ligeramente alcalino. 3. Ligeramente ácido. 7. Medianamente alcalino. 4. Muy ligeramente ácido 8. Fuertemente alcalino.

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Figura 1. Solubilidad de elementos en función del pH

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5.4.

CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS SUELOS RECOMENDACIONES PARA SU MANEJO DE ACUERDO CON SU pH.

Y

5.4.1 SUELOS NEUTROS (6.1 - 7.8) No presentan problemas de solubilidad y disponibilidad de elementos nutritivos, siempre y cuando éstos existan en el suelo. Numerosos autores consideran que el rango de pH óptimo para la solubilidad de la mayoría de los elementos nutritivos se encuentra entre 6.5 y 7.5. En estos suelos se puede desarrollar una amplia gama de cultivos, con excepción de aquellos que requieren condiciones ácidas o alcalinas extremas. Las prácticas de manejo que se recomiendan para estos suelos tienen el propósito de conservar su pH, por ejemplo: a) Manejo adecuado del agua de riego. b) Uso de los abonos y fertilizantes indicados para este tipo de suelos c) Rotación de cultivos.

5.4.2 SUELOS ÁCIDOS (3.5 - 6.0). La mayor parte de los suelos que se dan en climas lo bastante húmedos para obtener grandes cosechas sin irrigación, tienen reacción ácida. La causa de la acidez reside en el lavado de bases por el agua de percolación. El resultado es un descenso de fertilidad y un medio poco adecuado para el crecimiento de la mayoría de las plantas. Los fertilizantes que contienen Azufre o Nitrógeno acidifican el suelo produciendo efectos apreciables en pocos años. Cuando el pH desciende abajo de 5 el Aluminio se libera de la estructura cristalina de los minerales de la arcilla, se traslada a los sitios de intercambio, pasando también a la solución del suelo y en ocasiones, causa daños a las plantas. La toxicidad del Aluminio puede evitarse manteniendo el suelo a un pH superior a 5 o 6. Los elementos Fierro y Manganeso se pueden encontrar solubles en altas concentraciones que pueden ser tóxicas para las plantas. Los suelos ácidos pueden tener una baja concentración de elementos nutritivos Fósforo y Molibdeno y de las denominadas bases intercambiables (Ca +2, Mg+2, Na+ y K+) porque al hacerse solubles pueden reaccionar con otros elementos como el Fierro y el Aluminio formando compuestos insolubles. El pH ácido puede propiciar el desarrollo de hongos patógenos para las plantas. 49


Las prácticas de manejo recomendadas para estos suelos tienen el propósito de corregir su pH elevándolo hacia la neutralidad; dentro de estas prácticas tenemos: a) La elevación del pH hasta una reacción próxima a la neutralidad (Encalado). b) Evitar sobre-riegos y lavados excesivos c) El establecimiento de cultivos que se adapten a pH ácido. d) Otros Si se practica un sistema de cultivo bien organizado, el encalado da lugar a una mejora a lo largo plazo de la fertilidad. Sin embargo, en sistemas de cultivos mal llevados, el encalado puede producir buenas cosechas los años inmediatos, a costa de un gradual empobrecimiento del suelo. Por eso, al principio, las cosechas, son superiores y más tarde inferiores a las plantas que se obtendrían sin encalar. El descenso de las cosechas en años posteriores puede evitarse utilizando fertilizantes además de cal. Por esto el encalado y la fertilización deben ir juntos, como prácticas complementarias, por lo menos en las regiones húmedas. El encalado aumenta la exportación de nutrimentos cuando se recogen grandes cosechas; también favorece la actividad microbiana y acelera la descomposición de la materia orgánica. Respecto a los nutrimentos de las plantas, aumenta su disponibilidad inmediata y reduce la futura. La perdida de materia orgánica del suelo puede impedirse, o cuando menos limitarse, si se devuelven al suelo los residuos posibles de las cosechas resultantes de una mayor producción. La fertilización a menudo aumenta la necesidad de cal. En el suelo, el amonio de los fertilizantes nitrogenados, se oxida formándose nitratos. El amonio es un material alcalino, pero los nitratos en el suelo se comportan como ácidos. Generalmente, cuando se ha usado durante unos pocos años un fertilizante de tipo amoniacal, se requiere la aplicación de cal. Las formas amoniacales suelen ser los fertilizantes nitrogenados más baratos, por lo que, a menudo, es más económico utilizarlos y corregir con cal la tendencia resultante a la acidez, que sustituirlos por otros. Las formas orgánicas de nitrógeno, tales como la urea, también acidifican el suelo por el mismo proceso que el amonio.

5.4.2.1 MATERIALES USADOS PARA ENCALAR. Un material satisfactorio para subir el pH del suelo debe cumplir varios requisitos: a) Debe poseer un suave efecto alcalinizante. Lo que se pretende es subir

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el pH hasta cerca de la neutralidad. El material ideal debería presentar una acción lo bastante suave como para no ejercer nocivos, caso de aplicarse en dosis excesivas. b) Su aplicación debe conducir a una proporción deseable de cationes en los sitios de intercambio. Los cationes añadidos deberían ser sobre todo Ca+2, algo de Mg +2 es bueno, pero Na+ debería ser nulo o muy escaso. c) Debería presentar un efecto favorable sobre la estructura del suelo. La base más favorable para una buena estructura es Ca +2. d) No debe ser de demasiado caro. La mayor parte del material utilizado realmente consiste en roca caliza molida, porque es el que mejor cumple las anteriores condiciones. La caliza consiste principalmente en CaCO3; las variedades dolomíticas contienen algo de MgCO 3. Con ella se suministra los cationes deseables, y los aniones carbonato no poseen efectos perjudiciales. El efecto alcalinizante es suave pero efectivo y. además, pocos materiales son más baratos o más abundantes. Algunos materiales muy efectivos como el Na 2CO3 poseen un efecto alcalinizante demasiado enérgico, aportan cationes inadecuados y son de demasiado caros para su uso como enmienda. Otros materiales como el CaCl 2 y el CaSO4. 2H2O (yeso) contienen Ca+2 pero son sales neutras que carecen de efecto alcalinizante. Las sales neutras de Calcio pueden ser útiles como fertilizantes que aportan ese elemento a arcillas de tipo óxido, donde el pH ya es satisfactorio, pero no pueden considerarse materiales idóneos para el encalado. Los efectos alcalinizantes del CaCO 3 y el MgCO3 son débiles; se trata de sales poco solubles de una base moderadamente fuerte y un ácido débil. El efecto del Na2CO3 es mucho más enérgico porque se trata de una sal muy soluble de una base fuerte y un ácido débil. A pesar de su suavidad, el CaCO 3 (y el MgCO3) son efectivos gracias al escape de gas CO2 que permite completar la reacción: H+ H+

+ CaCO3 ---> Ca++=

+ H2O + CO2

No existen dos depósitos calizos iguales ni de igual efectividad para neutralizar la acidez del suelo. Por eso el peso aplicado de cada material se compara con el peso del CaCO 3 puro, al que se le asigna un valor porcentual de 100. Se hallan siempre presentes en las calizas algunas impurezas como el cuarzo, y éstas hacen que se reduzca su equivalencia.

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La presencia de MgCO3 en las calizas dolomíticas aumenta su equivalencia por que este último compuesto tiene un peso molecular inferior al CaCO 3 (el CaCO3 puro tiene un peso molecular de 100 y el CaCO3 puro de 84) un gramo de MgCO3 contiene más moléculas que uno de CaCO 3. por lo tanto, una muestra de esta última sustancia pura tiene un equivalente de carbonato cálcico de 100/84 o sea 119%.

5.4.3 SUELOS ALCALINOS (7.9 - 9.0). Los suelos alcalinos se forman a causa de una o más de las condiciones siguientes: a) Regiones áridas, con precipitación insuficiente para lavar el suelo. b) Las aguas freáticas transportan bases a los suelos situados en topografías deprimidas y las concentran en ellos al evaporarse. c) Algunos materiales parentales proporcionan cantidades de bases excepcionalmente elevadas, manteniendo una alta concentración de las mismas en los suelos jóvenes. La combinación de las dos primeras condiciones es particularmente adecuada para la formación de suelos alcalinos. Los lugares más adecuados para encontrarlos son los fondos de valle en regiones áridas. Los suelos alcalinos son de gran interés en la agricultura de regadío ya que los relieves deprimidos en que se localizan suelen ser las áreas que pueden regarse con mayor facilidad. Estos suelos poseen más de un 15% de sus sitios intercambiables ocupados por iones Na+ pero son pobres en sales solubles. Esta combinación da lugar a una dispersión de los coloides y a un pH de 8.5, 10 o más. Se desarrollan, comúnmente, como resultado del riego con altos contenidos de sales de Sodio.

5.4.3.1 PROBLEMAS DE LOS SUELOS ALCALINOS. Los problemas que resultan de la acidez del suelo son de naturaleza estrictamente química. Sin embargo, los suelos alcalinos crean problemas tanto químicos como físicos. Estos últimos no se presentan siempre, pero cundo lo hacen perjudican de manera importante al crecimiento de todos los cultivos. Los problemas químicos existen siempre de algún modo en todos los suelos alcalinos pero pueden ser no serios. Su gravedad se halla correlacionada con la magnitud en que el pH se encuentra por encima de 7,0. En los suelos altamente sódicos, la materia orgánica sufre envejecimiento; al 52

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estar suelta y dispersa se acumula en las superficie formando una fina capa negruzca que puede depositarse en la superficie debido a la evaporación y da origen al término "álcali negro". Los problemas físicos se originan de la dispersión de los coloides del suelo. Las partículas dispersas forman costras y bloquean los poros. La permeabilidad del suelo desciende de valores tan bajos, que en algún caso es inferior a la tasa de evaporación. Esta situación imposibilita el crecimiento de las plantas y dificulta mucho la aplicación de enmiendas químicas para corregir el problema. Debido al estado disperso de los coloides, estos suelos son de baja permeabilidad al agua y apenas pueden soportar el crecimiento de las plantas. Como presentan gran dificultad para trabajarlos las raíces de los cultivos no pueden penetrar lo suficiente en el suelo y los cultivos sensibles crecen muy raquíticos y presentan grandes deficiencias. Después de cierto tiempo, la arcilla dispersada puede emigrar hacia bajo, formando una capa muy densa con una estructura prismática o columnar. Cuando este fenómeno ocurre puede quedar sobre la superficie una capa de unos cuantos centímetros de suelo de textura relativamente gruesa. Los problemas químicos se originan por la reducida disponibilidad de fósforo, de Potasio y de la mayoría de los micronutrimentos. Las diferencias en Fierro son especialmente frecuentes en suelos alcalinos. Por otra parte, en algunos casos el suelo alcalino contiene tal cantidad de sales solubles, que las plantas tienen dificultades para absorber el agua; la presión osmótica en la solución del suelo puede superar a las de las células vegetales normales. El aumento de la concentración de sales reduce la respuesta de los cereales y hortalizas a las aplicaciones de fertilizantes. Los aniones presentan en este suelo son principalmente cloruros, sulfatos y bicarbonatos, también pueden haber carbonatos en cantidades variables. La solución de suelo en los suelos sódicos contiene sólo pequeñas cantidades de Calcio y Magnesio y en algunos casos una gran cantidad de sales de potasio. La elevación del pH resulta de la presencia de iones Na + en la solución, ya que en el NaOH es una base fuerte. En la solución del suelo, el Na + representa mucho más del 15% del total de cationes (prácticamente todos ellos los adsorben las micelas con presencia Na+). Algunas sales sódicas, tales como el Na2CO3 adsorben H+ del agua y liberan iones Na + y OH- que producen la intensa reacción alcalina del NaOH en disolución. De todos los suelos, los sódicos son los más alcalinos y de los alcalinos, los más difíciles de corregir.

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5.4.3.2 EFECTOS PERJUDICIALES DE LOS SUELOS ALCALINOS EN LAS PLANTAS.

Los suelos alcalinos, dominados por sodio activo, ejercen un efecto desfavorable sobre las plantas de tres maneras: a) Por influencia de la alta alcalinidad inducida por el carbonato y bicarbonato sódico. b) Por toxicidad con el bicarbonato de otros aniones. c) Por los efectos contrarios de los iones de sodio activados sobre el metabolismo de las plantas y su nutrición. Estos suelos pueden presentar problemas de deficiencia de los elementos fósforo, potasio, Fierro, Manganeso, Cobre, zinc y boro por la formación de compuestos insolubles. Aunque en contadas ocasiones pueden contener grandes concentraciones de Calcio y Magnesio. PHs mayores de 8.5 casi siempre indican la presencia de carbonatos de metales alcalino-térreos y una posible saturación de sodio intercambiable de 15% o mayor. El propósito de las prácticas de manejo que se recomiendan para estos suelos es corregir el pH bajándolo hacia la neutralidad. Dentro de estas prácticas se encuentra: a) b) c) d) e)

Uso de mejoradores como el yeso, azufre y ácido sulfúrico Establecimiento de sistemas de drenaje eficientes. Lavados del suelo. Establecimiento de cultivos que se adapten al pH alcalino. Otras técnicas de manejo e hidrotécnicas.

5.4.3.3 MATERIALES UTILIZADOS PARA DISMINUIR EL PH DE LOS SUELOS ALCALINOS. Las enmiendas más frecuentes utilizadas para los suelos alcalinos son el yeso y el azufre. El yeso (CaSO 4. 2H 2O) es el de aplicación más corriente. La mayoría de los iones Na + presentes en los sitios de intercambio son sustituidos por Ca +2 de manera que se impide la dispersión: -2Na+ + CaSO4 ---->

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=Ca++ + 2Na+ + SO4=

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El sulfato sódico formado es soluble, de manera que puede eliminarse del suelo por lavado. Para conseguir que la anterior reacción se desarrolle en el sentido deseado y de modo que prácticamente completo, debe existir un exceso de iones Ca+2 en la solución del suelo, de modo que éstos sustituyan, prácticamente a todo el Na + adsorbido sobre las micelas. Por otra parte, debe aplicarse yeso en cantidad suficiente para eliminar de la solución la mayor parte del ion carbonato: Na2CO3 + CaSO4 ----> CaCO3 + 2Na+ + SO4 Esta reacción es importante porque el Na2CO3 en solución produce un pH muy elevado y todas las características indeseables que los acompañan, mientras que el Na2SO4 es una sal neutra. La reacción llega casi a completarse porque el carbonato cálcico precipita. El exceso de iones Na + y SO4= se elimina por lavado. El azufre suele usarse como enmienda del suelo para reducir su alcalinidad cuando éste contiene cal libre además de un exceso de sodio. Una ventaja importante del azufre reside en el menor peso de material que debe movilizarse a la hora de realizar el transporte y aplicación. Una desventaja del azufre reside con el tiempo que necesita para oxidarse en el suelo. 2S + 3O2 + 2H2O -----> acción 2H2SO4 microbiana El retraso puede eliminarse aplicando directamente al H 2SO4 como enmienda. Naturalmente, el ácido sulfúrico, liberado en un suelo alcalino o aplicando como enmienda, reacciona inmediatamente con alguna de las sales presentes: H2SO4 + 2Na+ + CO3= -----> 2Na+ + SO4 + H2O + CO2 H2SO4 + CaCO3 ----> CaSO4 + H2O + CO2 Cuando se aplica un ácido a un suelo conteniendo carbonatos, las burbujas de dióxido de carbono proporcionan una evidencia de las anteriores reacciones. El CaSO4 que, eventualmente, se forma en el suelo, reacciona de la misma manera que el yeso aplicado artificialmente. Un suelo salino-sódico puede normalizarse sometiéndolo a una acción de lavado, una vez ha sido enmendado con yeso o ácido sulfúrico. Si se utiliza azufre debe dejarse transcurrir un periodo de tiempo suficiente para permitir la acción microbiana, antes de preceder al lavado. La cantidad de enmienda requerida es la suma de la necesaria para desplazar el Na + en la solución del suelo.

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La dosis de enmienda necesaria para la solución del suelo es variable, pero es posible realizar algunas estimaciones si puede disponerse de datos químicos y se realizan unas suposiciones. Si por ejemplo, una Hectárea con dos millones de Kg de masa contiene 0,25% de Na 2CO3 que debe neutralizarse con azufre, tenemos: 2 millones Kg x 0.0025 = 500 Kg de Na 2CO3 El azufre se oxida a H2SO4 , el cual reacciona con el Na2CO3 como ya se ha indicado. El peso equivalente del azufre es 16, el del Na 2CO3 es 53, de manera que el azufre necesario será: 500 Kg x 16/53=1510 Kg de azufre/Ha Si se trata de yeso, la cantidad necesaria sería mucho mayor ya que el peso equivalente del yeso es 86: 500 Kg x 86/53=8100 Kg de yeso/Ha La cantidad adicional de enmienda necesaria para sustituir el Na + en el complejo de cambio es un problema, la restauración de suelos salino- sódicos suele requerir varias toneladas de yeso, unas pocas de azufre o alguna combinación de los dos, pero en ningún caso debe ser emprendida sin haber aplicado la enmienda necesaria. Debido a los cambios que pueden producirse en el pH del suelo, tanto de manera natural o por adición de algún tipo de mejorador, conviene realizar la determinación del pH por lo menos una vez al año.

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CAOLINITA

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