GÉNESIS DEL SISTEMA SUELO
La pedogénesis desde una mirada sistémica.
Toda referencia a HUMUS o HUMIFICACIÓN debe ser revisada
I - ORIGEN y EVOLUCION DEL SISTEMA SUELO
II - LOS PROCESOS PEDOGENÉTICOS.
III - PROCESOS GENERALES DE LA GÉNESIS
IV - PROCESOS ESPECÍFICOS DE LA GÉNESIS
V - LOS FACTORES DE GÉNESIS Y LAS PROPIEDADES DE LOS SUELOS.
b. Factor CLIMA
c. Factor BIOTA
d. Factor RELIEVE
e. Factor MATERIAL
ORIGINARIO
VI – MODELOS PEDOGENÉTICOS.
2.1 – Modelos
Factoriales:
2.2 – Modelos de procesos:
2.2.2 – Modelos
energéticos
I - ORIGEN y EVOLUCIÓN DEL SISTEMA SUELO
Para entender el origen
y evolución del sistema suelo podemos hacerlo a través de una analogía ficticia: comparar este
fenómeno de la naturaleza con la proyección de una película. Veamos como. En
primer lugar, reconocemos a los suelos mediante la observación e identificación
de un conjunto de propiedades (horizontes, textura, estructura, color, bases de
cambio, contenido de carbono, pH, etc.) relativamente estables en el tiempo y
las expresamos en documentos o mapas tal como una “fotografía” de lo que existe
hoy. Sin embargo, cuando observamos, describimos y clasificamos un suelo, no se
trata de una “fotografía” sino más bien del “fotograma” de una “película”. Esta
analogía implica reconocer que el suelo tiene una trayectoria en el tiempo, una
evolución con un inicio, un pasado, un estado actual o presente y una
proyección al futuro.
a) 
b)
Figura
1: Esquemas de una película de 4 fotogramas:
a) desplazamiento de un jinete
b)
evolución genética de un suelo (Fte: Adaptado de http://www.madrimasd.org)
El sistema suelo tal
cual lo vemos hoy, ha tenido un precursor normalmente llamado Roca Madre o Material Originario. Este material, generalmente de naturaleza
mineral y en contacto con los agentes del Clima
–lluvia, calor, gases (“fotograma” I) comenzó a cambiar, transformarse a través
de los años. Durante este período se fue instalando la vida de vegetales,
microorganismos, micro y mesofauna que en su conjunto se denomina Biota (“fotograma” II). Esta asociación
entre la Roca Madre ,
la Biota y el
Clima fue generando cambios en el suelo por transformación de sustancias
existentes y por acumulación de nuevas sustancias (p.ej, humus, arcillas,
sesquióxidos, etc.) (“fotograma” III) y de nuevas organizaciones internas (por
ejemplo complejos arcillo-húmicos, agregados, horizontes) (“fotograma” IV) tal
como lo vemos hoy. La totalidad de este
proceso se conoce con el nombre de PEDOGÉNESIS.
La pedogénesis inicia en
un determinado momento de la historia (inicio de la película) y se puede
entender como un conjunto de estados sucesivos (“fotogramas” de la película) de
un fenómeno natural[1]
producto de la interacción de cinco factores
de génesis (Jenny, 1941): Clima (Cl),
Biota (B), Roca Madre o Material Originario (MO) y Relieve (R) a través del Tiempo
(quinto factor de génesis) en un determinado lugar de la corteza terrestre. La
figura siguiente ilustra este concepto.
Figura
2: Esquemas gráfico de la interacción dos factores de génesis (figura superior) y los resultados de la evolución genética del
suelo (imagen inferior)
La interacción física de
los factores Cl, B, MO y R a través del tiempo, impulsan una serie de “trabajos
pedogenéticos” que pueden ser cíclicos
o irreversibles pero siempre son permanentes en el tiempo. Los procesos
irreversibles en su conjunto constituyen el “trabajo pedogenético” que cambia,
transforma, modifica la roca madre o material originario hacia otras formas o
condiciones y que no retornan mas al estado inicial.
Ahora bien, si estos trabajos son
permanentes en el tiempo, se trataría de una “película continua”, sin final.
Sin embargo, en algún momento los “trabajos pedogéneticos irreversibles” se
detienen, dejan de operar por lo que el material originario deja de
diferenciarse y en ese momento se alcanza un estado que podemos denominar “estado
estacionario” o “suelo maduro” o “climax”. Ahora bien: ¿cuándo el material de origen pasa
a ser suelo? Esta pregunta tiene al
menos dos respuestas. La primer respuesta es: cuando no se pueden identificar más sus propiedades morfológicas y
analíticas o bien cuando sus
propiedades analíticas se hacen constantes con la profundidad. En ese momento, el suelo alcanza un estado estacionario (representado por el
“fotograma” IV – Fig. 1). Dicho estado que no implica quietud absoluta, ni
falta de movimiento o de intercambios. Todo lo contrario: hay procesos de
intercambio permanentes, por ejemplo
gases, soluciones, biomasa, etc. Sin embargo lo que se detienen son los
procesos de movimiento de sustancias sólidas complejas (pe. coloides,
quelatos). Por consiguiente aquí encontramos la otra respuesta a la pregunta de
partida: el material de origen pasa a
ser suelo cuando se detienen
definitivamente los movimientos de arcillas, quelatos y compuestos húmicos
entre los más importantes. En ese momento de la génesis denominado estado estacionario o “suelo
maduro” el mismo se hace independiente
del factor Tiempo y alcanza una determinada morfología y propiedades que le
confieren identidad propia: deja de ser material de origen para ser un individuo suelo. En nuestra analogía
ficticia, cuando se alcanza este estado
estacionario, estaríamos viendo siempre el ultimo “fotograma” pero sin avance
de la película y sin llegar al final de la misma.
Ahora bien: ¿habrá un
final o es solo la imposición de la metáfora que estamos utilizando? La 2º ley de la termodinámica plantea que
todo lo que existe en el Universo comenzó con una estructura y calidad y se
está moviendo irrevocablemente hacia otra estructura de desorden y deshecho en
el equilibrio termodinámico, es decir el fin de la película. Sin embargo, los
suelos estarían en contradicción con esta ley porque avanzan hacia estados de
mayor organización, con acumulación de energía de calidad, hasta un determinado
momento donde se hacen independientes
del factor tiempo y de las condiciones iniciales manteniendo las formas y
composición constante.
Para que todo esto
ocurra se necesita de energía y materia externa que circule adentro de la masa
del material originario. La energía que movilizan los “trabajos pedogenéticos”
proviene fundamentalmente de tres fuentes: la radiación solar directa o la acumulada en los tejidos biológicos
mediante la fotosíntesis, la gravedad
y la energía interna de la tierra.
Los trabajos que impulsa
la pedogénesis son variados. Por ejemplo el desplazamiento de materia sobre la
superficie o adentro del cuerpo del material originario es un trabajo mecánico,
mientras que la transformación de sustancias minerales u orgánicas es un
trabajo químico. En todos ellos interviene energía y materia en un proceso de
balance de masas por lo que existe siempre
una fuente y un sumidero. Estos trabajos se denominan Procesos Pedogenéticos.
La palabra proceso significa un conjunto de fases,
etapas sucesivas de un fenómeno natural o inducido, provocado. Un proceso
siempre implica algún cambio a través del paso del tiempo. Un proceso es
evolución o involución, es dinámica, es movimiento, es avance o retroceso,
tiene un principio y un fin. Es importante entonces, asociar proceso con cambios que en el suelo se materializa en la diferenciación del
material orginario, cuyo rasgo más sobresaliente es la formación de horizontes.
La aparición
de horizontes implica el origen de nuevas sustancias asociadas con propiedades
o rasgos morfológicos particulares. Por ejemplo, el material de origen de un
suelo Argiudol del este de la
provincia de Córdoba, posee un 15% de material arcilloso y un 0% de carbono
humificado, es de color pardo claro, de estructura masiva y de consistencia no
plástica y no adhesiva. En cambio el horizonte A desarrollado en ese mismo
material de origen posee un 22% y 2,2 % de arcilla y carbono respectivamente,
es de color pardo grisáceo oscuro, estructura en bloques subangulares y de
consistencia ligeramente plástica y no adhesiva. El horizonte B desarrollado
debajo del horizonte A y a partir del mismo material de origen, posee un 31% de
arcilla y un 1,1% de C, es de color pardo, estructura prismática que rompen a
bloques angulares, plástico, ligeramente adhesivo y con la presencia de
barnices o cutanes.
Para que estos cambios se concretaran a través del
tiempo, han operado varios procesos pedogenéticos. En general, cada proceso se
diferencia entre sí aunque también son interdependientes pues, para que cambie la
naturaleza física o química de la materia pueden o deben ocurrir procesos en
forma secuencial (uno después o antes que otro) o al mismo tiempo (en
simultáneo). Esta característica de la génesis a veces suele hacer más difícil entender
la relación entre proceso actuante y propiedad morfológica consecuente. Veamos un ejemplo continuando con el Argiudol
del este de Córdoba.
La aparición
del horizonte A significó la ocurrencia de procesos de adición de material
vegetal adentro del suelo, mezclado de las sustancias minerales y orgánicas,
descomposición (mineralización) de la materia orgánica fresca, resíntesis de la
materia orgánica (formación de sustancias húmicas), humectación y desecamiento, calentamiento y
enfriamiento, solubilización y precipitación de sustancias, etc. Por otra
parte, el aumento en el contenido de arcilla implicó la ocurrencia del proceso
de humectación primero e hidrólisis posterior para la transformación de
minerales primarios a secundarios. Como este proceso genera iones (sales) estas
pueden acumularse dentro de la matriz del suelo en formación (que si son más
solubles que el yeso producen la salinización del suelo) o bien migrar o
traslocarse en su estado soluble en profundidad, proceso llamado lavado o
lixiviación. Si analizamos el horizonte B que es el sitio donde más ha
aumentado la masa de arcilla, además de la ocurrencia de todos los procesos que
pasaron en el horizonte A la presencia de cutanes o barnices implica que ha
ocurrido un proceso de translocación de arcilla en dirección al vector de
gravedad. Este proceso implica subprocesos tales como hidratación, dispersión
de la arcilla en el horizonte eluvial, percolación de agua, floculación y
depósito de material arcilloso en el horizonte iluvial (Bt) (este proceso
eluvial – iluvial se denomina Ilimerización). Así se forma un horizonte
especial denominado argílico.
En
definitiva, en la evolución de los suelos se identifican una variada cantidad
de procesos pedogenéticos que difieren en tipo, intensidad, velocidad, sitio
donde opera, momento de ocurrencia y propiedad o característica que produce.
Tabla 1:
Clasificación de los procesos de génesis
Tipo
|
Función
|
Nombre
|
Producto
|
Generales, Principales, Básicos o Elementales
|
Promueven cambios en el tipo y cantidad de masa en
el material originario
|
Adición
Transformación
Translocación
Pérdida
|
Varias propiedades morfológicas o analíticas
|
Específicos o Macroprocesos
|
Promueven cambios físicos del material de origen
|
Bioturbación
Crioturbación
Argiloturbación Melanización
|
Una o pocas propiedades morfológicas o analíticas
bien distinguibles
|
Promueven cambios físicos y químicos del material de
origen
|
Estructura orgánicas (ex-humus)
Ilimerización
Queluviación
Calcificación
Salinización
Gleyzación
Sodización
Laterización
Salinización
|
||
Subprocesos o
Microprocesos
|
Generan gradientes y/o cambios de estado en las
sustancias orgánicas y/o minerales.
|
Calentamiento - Enfriamiento
Solubilización - Precipitación
Oxidación -
Reducción
Dispersión -
Floculación
Hidratación- Deshidratación
Acidificación - Alcalinización
|
Difícil de vincular con propiedades morfológicas o
analíticas
|
III - PROCESOS GENERALES DE LA GÉNESIS
Los procesos generales o
elementales son aquellos que producen los cambios físicos o químicos del
material originario y quedan “registrados” en el suelo formado mediante una
propiedad morfológica o analítica. Tales procesos son adición, transformación, translocación y pérdida y fueron propuestos por Simonson (1959) (Figura 3).
Figura
3: Esquema de los procesos generales de la génesis
(Fte
modificado de http://www.landfood.ubc.ca/soil200/)
A continuación se caracterizan y
sintetizan los cuatro procesos generales de la génesis.
1. ADICIÓN. Implica
el ingreso o incorporación de materia y energía al material de origen (futuro
suelo). En tal sentido, energía y materia son provistas por una fuente externa
y que, mediante algún mecanismo, traslada e incorpora la energía y materia
generando al material de origen primero y el suelo en sus etapas incipientes
hasta su estado estacionario. En el siguiente listado se enumeran el tipo de
energía y materia, proceso de incorporación y la fuente emisora:
1. Material mineral.
a
Proceso: magmáticos Fuentes: corteza terrestre.
b
Proceso: deposición de sedimentos
Fuente: materiales aportados por agua
(liquida o hielo) o aire o deslizamientos en masa.
c
Proceso: ascenso capilar – Fuente: zona saturada (capa freática)
salina.
2. Material orgánico.
a
Proceso: fotosíntesis Fuente: vegetales
b
Proceso: mineralización
(descomposición) – Fuente: residuos
vegetales, animales, meso y microorganismos.
3.
Energía radiante.
a
Proceso: calentamiento - Fuente: sol
4. Agua.
a
Proceso: lluvia, nieve - Fuente: atmósfera
b
Proceso: escurrimiento
superficial - Fuente: deshielo, agua
que no ingresa en otro sitio geográfico.
c
Proceso: escurrimiento
subterráneo - Fuente: zona saturada.
5.
Gases (N2,
O2, CO2, etc.)
a
Proceso: flujo masal, difusión
- Fuente: atmósfera, respiración
bioma.
2. PÉRDIDA. Al
contrario de la adición, este proceso se caracteriza por el egreso o salida de
energía y materia desde el material de origen hacia un sumidero (“basurero”).
En el siguiente listado se enumera tipo de energía y/o materia que egresa, el
proceso y los principales sumideros:
1. Energía radiante de onda
larga.
a
Proceso: enfriamiento - Sumidero: atmósfera, espacio
intersideral.
2. Agua líquida y gaseosa.
a
Proceso: escurrimiento, percolación
- Sumidero: cuerpos de agua
superficiales y zonas saturadas (capa freática)
b
Proceso: evaporación,
transpiración. - Sumidero: atmósfera.
3.
Gases: CO2,
N2O, N2, CH4, SH2, etc.
a
Proceso: flujo masal, difusión.
- Sumidero: atmósfera.
4. Material orgánico y
mineral.
a
Proceso: producción de biomasa.
- Sumidero: alimentos humanos,
animales
b
Proceso: escurrimiento
superficial, erosión. - Sumidero:
cuerpos de agua superficiales, costas oceánicas, áreas de deposición de
sedimentos.
c
Proceso: percolación, lixiviación
- Sumidero: agua subterránea
Los procesos de ingreso
y egreso de energía (radiación) y materia (agua, compuestos orgánicos) siguen
funcionando en el suelo a perpetuidad
y se reconocen y se miden en términos de balances: térmico, hídrico, de carbono,
nitrógeno, fósforo, azufre entre los más importantes.
IV -
PROCESOS ESPECÍFICOS DE LA GÉNESIS
Los procesos que
implican cambios físicos y/o químicos en el material de origen que se
identifican o manifiestan mediante una propiedad morfológica o analítica específica
se denominan Procesos específicos de la
génesis y están incluidos en su gran mayoría en la categoría de los
procesos generales de Transformación y Translocación.
1. TRANSFORMACIÓN: son
los procesos que alteran la naturaleza física y/o química del material de
origen. En la siguiente tabla se presenta una síntesis de los más
importantes.
Tabla 2: Procesos
específicos de la pedogénesis
Nombre
|
Característica
|
Propiedad Morfológica o
Analítica
|
|
Meteorización física
|
Acción de expansión - contracción por efecto térmico
e hídrico. Acción abrasiva
|
Estado fragmentario, no coherente. Granulometría
|
|
Metorización química
|
Desorganización de las estructuras cristalinas de
los minerales por solubilización.
|
Bases de cambio, iones solubles
|
|
Calcificación
|
Solubilización / Precipitación de CO3Ca
|
Bk, Ck, pH
|
|
Brunificación
|
Enriquecimiento in
situ de arcillas y segregación de óxidos de Fe
|
Bw, colores pardos
|
|
Formación de minerales secundarios
|
Transformación de minerales primarios a secundarios
|
%Arcilla, Consistencia, CIC
|
|
Ex-Humificación / Melanización
|
Coloración oscura del material
Formación de MAOM
|
Hte. O, A, color oscuro, contenido de C, N, CIC
|
|
Agregación
|
Organización de agregados o peds. Relación esqueleto/plasma
|
Micro y macro estructura
|
|
Podsolización
|
Formación de quelatos de Fe y Al - Complexolisis
|
Bh, Bs, Bhs
|
|
Gleificación
|
Reducción del Fe y Mn
|
Moteados, Eg, Bg, Cg
|
|
Sodización o Sodificación
|
Intercambio parcial de Ca y Mg por Na en el complejo
de cambio
|
+ 5 % PSI
Columnas, pH
|
|
Endurecimiento
|
Cementación con carbonato o sulfato de Ca; Si o Fe
|
km, ym, qm, im, Duripan, concreciones
|
|
Salinización
|
Acumulación de sales más solubles que el yeso
|
Bz, Cz
|
|
Laterización
|
Fersialitización
|
Lixiviación débil de Si, formación incipiente de O3Fe2 , predominio de illita y montmorillonita
|
Color rojizo (rubificación)
|
Ferruginización
|
Lixiviación media de Si, formación intensa de O3Fe2, neoformación de caolinita
|
Color rojizo, acidez, desaturación de bases
|
|
Ferralitización
|
Lixiviación intensa de Si, formación de coloides
electropositivos: sesquioxidos residuales de Fe y Al: O3Al2 (corindon), O3Fe2 (hematita), Fe(OH)3 (goethita), Al(OH)3 (gibbsita).
|
Color rojo intenso, ocre
Bo, desaturación, acidez fuerte
(pH < 4)
|
|
A continuación se explicita con
mayor detalle cada proceso de transformación.
1. Meteorización física
a
Proceso: fundamentalmente la
expansión / contracción de la roca madre por calentamiento – enfriamiento;
congelamiento – descongelamiento; cristalización – solubilización de sales y
por actividad biológica. Además puede haber acción abrasiva por fricciones
entre materiales.
b
Producto: alteración física de
las rocas. Paso de un estado coherente a un estado fragmentario o suelto.
Formación de partículas tamaño: gravas, arenas, limos.
2. Meteorización Química
a
Procesos:
i. Solubilización
por acción solvente del agua. Se disuelven en el siguiente orden: cloruros,
sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de Ca2+, Mg2+, K+
y Na+ respectivamente.
ii. Hidrólisis
por reacción de los minerales con el H+ y OH- del agua.
Es el proceso más importante de meteorización de los silicatos (ortosa,
plagioclasas, micas, piroxenos, anfiboles y olivinos) aunque es una reacción
lenta. Ocurre entre pH >5 y >9,6.
iii. Acidólisis –
Alcalinólisis alteración intensa de los minerales en medios ácidos (pH < 5)
o alcalinos (pH > 9,6). Un tipo particular de acidólisis es la Complexólisis donde
intervienen en la alteración de minerales y quelatos orgánicos.
iv. Oxidación en
medios con suficiente oxígeno y minerales con hierro en estado ferroso
(olivino, pirita, biotita, glauconita,
piroxenos y anfíboles) pasa al
estado férrico (Fe2+ → Fe3+). También este proceso
involucra al Mn.
v. Reducción en
medios saturados permanentes o transitorios de agua ocurre el proceso inverso a
la oxidación e involucra a los minerales con Fe y Mn.
vi. Hidratación
es la asociación de moléculas de agua o grupos hidroxilos con minerales, a
menudo sin modificación o descomposición del mineral pero cambiando algunas
propiedades. Ej. Sulfato de calcio anhidro a yeso.
vii. Carbonatación
por la presencia de CO2 disuelto en el agua se forma una solución
débil de ácido carbónico (CO3H2) aumentando el poder
solubilizante sobre minerales ricos en carbonatos de calcio y magnesio.
b
Productos:
i. Formación de minerales
secundarios
ii. Generación de iones
intercambiables (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) y solubles (Ca2+,
Mg2+, K+, Na+, Cl-, SO42+,
CO3H- , CO32-)
3. Formación de minerales
secundarios
a
Procesos:
i. Herencia: formación de minerales
secundarios aportados por el material de origen.
ii. Transformación:
alteración parcial de la estructura de los minerales primarios silicatados por
reemplazos de iones isomórficos, dilución de iones interlaminares, pérdidas de
iones centrales en tetraedros u octaedros y reducción de los minerales a tamaño
coloidal (<2µ). En este proceso se reconocen tres microprocesos: Hidrólisis
neutra, Acidólisis y Complexólisis.
iii. Neoformación:
alteración total de los minerales primarios hasta sus componentes iónicos
elementales seguido de una recomposición y cristalización subsecuente.
b
Productos: minerales
secundarios: arcillas silicatadas (amorfas y cristalinas) y no silicatadas. En
la siguiente figura se presentan algunas de las posibles vías de evolución de
los minerales primarios hacia minerales secundarios. Como se trata de un
proceso de transformación, se parte de las fuentes que son los minerales primarios.
Estos se agrupan en función de la abundancia de K o de Ca, Mg, Na y Fe en sus
respectivas estructuras cristalinas. El avanzar hacia un tipo de arcilla u otro
depende de las condiciones de pH, humedad y percolación (lixiviación) del medio
donde se están transformando.
Fuente: elaboración
propia a partir de Velde (1995).
4. Brunificación o
empardecimiento
a
Proceso: acidólisis moderada de
las micas, arcillas transformadas. Segregación de óxidos de Fe (amorfos y
criptocristalinos).
b
Productos: Horizontes cámbico
(Bw)
5. Ex-Humificación - Melanización.
a
Proceso: Humificación. Es una
transformación de la materia orgánica bruta o no transformada a MO transformada.
6. Formación de la
estructura:
a
Proceso: reordenamiento de
partículas individuales por cementaciones, actividad biológica, efecto
plasmático mineral y orgánico y acción de fuerzas de compactación.
b
Productos: estructura de primer,
segundo y tercer orden.
Fte.
Anónimo.
7. Calcificación
a
Proceso: reordenamiento interno
del CaCO3. Abarca: transformación del carbonato en bicarbonato
(soluble), migración del bicarbonato, reprecipitación y acumulación. Un tipo
especial de este proceso ocurre cuando la roca madre es rica en CO3Ca
(o CO3Mg) que lo libera en forma activa, actuando de freno a otros
procesos de alteración. Además estabiliza los compuestos húmicos en una forma
poco evolucionada, protegiéndolo contra la degradación (mull carbonatado).
b
Productos: Horizontes cálcicos
(Bk, Ck).
8. Decalcificación
a
Proceso: remoción progresiva de
los cationes alcalinos y alcalinos térreos, los que son reemplazados
gradualmente del complejo de intercambio por H+ y en grados más
avanzados (pH <5) por Al+3.
b
Productos: acidificación,
diminución de la relación S/T.
9. Gleyzación
a
Proceso: reducción del hierro y
manganeso debido a la saturación permanente o temporaria de los poros del suelo
con agua y condiciones de pH. El proceso se denomina Pseudogley cuando el suelo está saturado en uno o más horizontes
dentro de los 200 cm
de profundidad (episaturación) y Gley
cuando el suelo está saturado en todos los horizontes hasta los 200 cm o más
(endosaturación). También hay reducción de N, S y P.
b
Productos: suelos decolorados
(grises blancuzcos), moteados (Horizontes Bwg, Btg, Ckg y Cbk).
10. Salinización
a
Proceso: acumulación de sales más
solubles que el yeso tales como sulfatos y cloruros de sodio, potasio, calcio y
magnesio. El material se encuentran floculado y el pH es cercano a la
neutralidad (pH <8,5).
b
Productos: horizontes sálicos
(Bz, Cz, Az). Incremento de la conductibidad eléctrica (CE).
c
Sodización o
sodificación
d
Proceso: es cuando el Na+
ha reemplazado a una fracción importante del Ca2+ del complejo de
intercambio y las sales solubles se han lavado, las arcillas sódicas
hidrolizan, liberando Na+ a la solución del suelo. Se llega a formar
carbonato o bicarbonato de sodio, por lo que el pH se eleva, pudiendo alcanzar
valores superiores a 8,5 y hasta valores de 9,5 a 10. En estas
condiciones los coloides húmicos y las arcillas se dispersan.
e
Productos: horizonte nátrico
(Btn, Bwn), estructura columnar, alcalinización, PSI: >15, álcali negro en
superficie.
11. Desodización superficial (Solodización)
a
Proceso: desaturación en sodio
de los horizontes superficiales y acidificación (pH 4 a 5), por reemplazo del Na+
por H+ y Al3+. En profundidad aumenta el Na
intercambiable, el pH se incrementa hasta valores de 9 o más. Bajo la
influencia de la acidificación y
saturación superficial se degradan las arcillas sódicas con liberación de Fe,
formando un horizonte fuertemente eluvial, con minerarles cuarzosos muy finos y
sílice amorfa residual.
b
Productos: horizonte E, acidez
superficial, alcalinidad en profundidad.
12. Podsolización
a
Proceso: fuerte alteración de
los minerales por complexolisis, en medio ácido, originado por una producción
masiva de compuestos orgánicos solubles o pseudosolubles por el humus ácido mor
y que acomplejan el Fe y Al (quelatos). Estos quelatos migran en profundidad.
b
Productos: horizonte E, Bh, Bs y
Bhs.
13. Laterización
a
Procesos: se caracteriza por un
grado de alteración creciente de los minerales primarios, con predominio de la
neoformación de minerales secundarios, pérdida creciente de sílice y bases y
acumulación de óxidos de hierro libre que le dan un color rojo intenso.
i. Fersialitización:
persistencia de un mull neutro, oscuro. Predominio de arcillas 2:1 formadas por transformación
(illitas y algunas montmorillonitas) y neoformación (montmorillonitas).
Aparición del color rojo, (rubificación) asociada a la formación de óxidos de
Fe liberados (hematita).
ii. Ferruginización:
muy poca persistencia del humus por rápida mineralización dela materia
orgánica. Se incrementa la alteración de los minerales primarios y la formación
de arcillas de neoformación 1:1, como así también la liberación de óxidos de
hierro, pero sin liberación de aluminio.
iii. Ferralitización:
la alteración de los minerales primarios (excepto el cuarzo), es prácticamente
total, con producción de arcillas caoliníticas, gibsita, hematita y/o goethita,
todas neoformadas y liberación abundantes óxidos libres de Fe y Al que tiñen el
suelo de ocre vivo o rojo. A veces también aparecen óxidos de Ti.
b
Productos: color rojizo,
(carácter rodico), horizonte óxicos, acidez.
2. TRANSLOCACIÓN
proceso pedogenético, también llamado MIGRACION, implica traslados o
desplazamientos de materiales o sustancias adentro de la matriz del suelo en
formación[2]. A
diferencia de las Pérdidas, que también implican desplazamientos, los
materiales en movimiento nunca salen afuera de los límites de lo que
será el pedón. La translocación o migración es un proceso físico impulsado por
diversas fuerzas directrices entre las que se destacan: actividad biológica, gravedad,
presión capilar, hidratación y congelamiento. Los materiales que se movilizan pueden
ser similares al material de origen (limos, arenas) o diferentes tales como
iones, coloides o quelatos. En la
Tabla 3 se enumeran los tipos de translocaciones más
frecuentes.
Tabla
3: Procesos de Translocación o Migración
Nombre
|
Característica
|
Propiedad Morfológica o
Analítica
|
Ilimerización
|
Eluviación / Iluviación de arcillas (barnices,
cutanes)
|
Bt, Btn, lamelas, h. abrúptico
|
Eluviación
|
Lessivage
|
E
|
Podsolización
|
Eluviación/ Iluviación de quelatos orgánicos de Fe,
Al.
|
E, Bh, Bs, Bhs
|
Salinización
|
Ascenso sales solubles de zona saturada y precipitación
|
H. sálico, micelios, costras
|
Descalcificación
|
Descenso de sales poco solubles
|
Ck
|
Sodificación
|
Dispersión de humatos (Salitre o Álcali Negro)
|
Costras oscuras superficiales
|
Gleyzación
|
Movilidad de Fe y Mn reducido, soluble
|
Bg, Cg, moteados
|
Argiloturbación o
Vertizolización
|
Movimiento en masa por acción arcillas expandentes
|
Relieve Gilgai,
Caras de deslizamiento (Bss)
|
Pedoturbación
|
Mezclado de material por efecto de la biota y hielo.
|
1. Arcillas
a
Proceso: ilimerización
b
Desplazamiento: de arcillas desde un
sector emisor o “eluvial” (primero un horizonte A que puede transformarse en un horizonte E) a un sector receptor o
“iluvial” (que puede ser un horizonte Bt, un horizonte Btn, un horizonte
abrúptico o lamelas texturales).
c
Subprocesos asociados: dispersión;
floculación y/o depositación física
d
Fuerza directriz: gravedad
2. Quelatos orgánico -
mineral
a
Proceso: podsolización.
b
Desplazamiento de ácidos orgánicos
solubles o psudosolubles que acomplejan el Fe y Al y de Si soluble, desde un
sector emisor o “eluvial” (un horizonte O que se transforma en un horizonte E)
a un sector receptor o “iluvial” (que puede ser un horizonte Bh, Bhs o Bs).
c
Subprocesos asociados: complexólisis, débil
transformación orgánica
d
Fuerza directriz: gravedad
3. Sales solubles
a
Proceso: salinización
b
Desplazamiento ascendente de sales
solubles desde la zona saturada hacia la parte superficial del perfil del suelo
en formación. Concentración salina en todo el recorrido o en algún sitio
formando horizontes salicos, formación de micelios o pseudomicelios, costras
salinas de superficie.
c
Fuerza directriz: presión capilar.
4. Sales poco solubles
a
Proceso: descalcificación
b
Desplazamiento descendente de CO3Ca
desde los sectores superficiales del suelo en formación hasta su precipitación en
sectores más profundos dando origen a un horizonte cálcico (Ck)
c
Subprocesos asociados: solubilización
(desarbonatación), lixiviación parcial y reprecipitación y acumulación
(carbonatación).
d
Fuerza directríz: gravedad.
5. Iones en estado reducido
y solubles
a
Proceso: gleización o
hidromorfía
b
Desplazamiento descendente o
ascendente de Fe y Mn reducido adentro de la zona saturada. Formación de
moteados.
c
Subprocesos asociados: óxido – reducción.
d
Fuerza directriz: gravedad – capilaridad
6. Coloides dispersos
a
Proceso: sodización
b
Desplazamiento ascendente de coloides
orgánicos dispersos por alta saturación con Na: humatos de Na. Forman en
superficie el salitre o álcali negro.
c
Subprocesos asociados: dispersión por
saturación con sodio de intercambio.
d
Fuerza directríz: presión capilar
7. Mezclado físico de
materiales
a
Proceso: vertizolización o
argiloturbación
b
Desplazamiento de materiales en masa.
Primeramente se produce contracción del material por desecamiento lo que se
forman grietas. Luego estas grietas se rellenan de material y cuando se
hidratan se vuelven a expandir elevando parte de la superficie del suelo
(relieve gilgai) y generando planos de fricción interno entre los agregados
(slikenside, horizonte Btss).
c
Subprocesos asociados: generación de arcillas
expandentes (smectitas); humedecimiento – desecamiento;
d
Fuerza directriz: presiones por expansión
y contracción del material
a
Proceso: bioturbación
b
Desplazamiento de materiales en todas
las direcciones adentro de la masa de suelo en formación o del suelo formado.
En situaciones intensas conduce a la haploidización
del suelo.
c
Fuerza directriz: mezclado mecánico por
acción de las raíces vegetales, acaros, colembolos, lombrices, gusanos,
termitas, hormigas, roedores, etc.
a
Proceso: crioturbación
b
Desplazamiento de materiales en forma
de movimientos verticales, laterales y de fisuración que modifican la
organización de las partículas confiriéndoles un aspecto caótico
(desestructurado).
c
Fuerza directriz: tensiones mecánicas
diferenciales por el congelamiento – descongelamiento de agua intersticial.
V - LOS FACTORES DE GÉNESIS Y LAS PROPIEDADES DE LOS
SUELOS.
El nacimiento de un suelo o el
inicio de la “película” de su génesis tal como se describió en el comienzo de
esta recopilación, está determinada y direccionada por la concurrencia de
cuatro factores de génesis a través del tiempo, modelo propuesto por Jenny
(1941) y cuya expresión conceptual es la siguiente:
S f (Cl, B, MO, R, T)
-donde, el Individuo Suelo es
función de la interacción de los 5 factores de génesis: Clima
(Cl), Biota (B), Roca Madre o Material Originario (MO), Relieve (R) y Tiempo (T). Como ya se explicó,
todos los factores operan conjuntamente en la formación del suelo. Si embargo
cuando uno de ellos tiene más incidencia la etapa evolutiva o pedogénesis
recibe el nombre de: climosecuencia,
biosecuencia, litosecuencia, toposecuencia o cronosecuencia.
Por otro lado, en las primeras
clasificaciones rusas de los suelos, de carácter preferentemente genético, se
llamaban suelos zonales a aquellos
cuyos factores predominantes durante la génesis eran el Clima y la Biota ; intrazonales cuando los factores predominantes eran el Relieve y el
Material de Origen y azonales aquellos
suelos donde casi no se registra la acción de ningún proceso de génesis por su
estado de similitud con el material originario. Si bien esta clasificación no
se utiliza en los sistemas taxonómicos actuales, resulta particularmente
didáctica para interpretar la acción de los factores de la génesis: los activos
-Cl, B son los que confieren el
carácter de zonalidad y lo pasivos –R, MO
el carácter de intrazonalidad.
Comenzaremos por analizar el Factor Tiempo,
para luego discutir los factores activos y finalmente los pasivos.
a. Factor TIEMPO: es un concepto complejo de definir. Los humanos lo
percibimos como el transcurrir de nuestras vidas. Sin embargo, nos damos cuenta
que el tiempo avanza si acontecen cambios en lo que observamos. Solo basta
mirarnos frente a un espejo de vez en cuando.
Esta conceptualización también
se aplica a los suelos. No obstante no es tan simple identificar el paso del
tiempo en los suelos a partir de la interpretación morfológica pues los
períodos transcurridos entre el inicio del proceso y la manifestación del mismo
en una propiedad o característica analítica suele ser muy prolongado y, sobre
todo, no podemos ver los sucesivos cambios que han ocurrido en un mismo lugar. Estudios
más intensivos son requeridos para dilucidar el paso del tiempo.
Targulian and Krasilnikov
(2007) proponen una clasificación del paso del tiempo para diferentes procesos
específicos de la pedogéneticos (SPP)
(Fig. 4). Clasifican los procesos en tres grupos: aquellos que inician y
finalizan en períodos menores de un año a cien años como máximo (Fast SPP), aquellos que transcurren
entre 100 y 1.000 años (Medium SPP) y
por últimos, aquellos procesos que llevan en manifestarse entre 10.000 y
1.000.000 de años (Slow SPP).
Figura 4:
Clasificación del tiempo de ocurrencia de procesos específicos de la pedogenesis
Fte. Targulian and
Krasilnikov (2007).
Targulian and Krasilnikov
(2007) también proponen una manera de registrar el transcurrir de génesis mediante una estimación en el tiempo de formación
de horizontes u órdenes de suelo (Figura 5).
Figura 5: Tiempo transcurrido desde el inicio de la
génesis hasta la manifestación de propiedades morfológicas o de suelos
identificados a nivel de Órdenes Fte. Targulian and Krasilnikov (2007)
b. Factor CLIMA.
Los dos elementos climáticos que más se correlacionan con las propiedades de
los suelos son la lluvia y la temperatura. El agua es la sustancia que disuelve
y remueve materiales solubles; asegura el desarrollo de la biomasa; transporta
materiales y ejerce acciones físicas y químicas de alteración. Por ejemplo, la
cantidad y tipo de arcilla formada en un suelo tiene una correlación con la
lluvia anual recibida.
Figura 6: Cantidad
y tipos de arcilla según lluvia anual (McBride, 1994)
Climas con mayores
precipitaciones predominan procesos de neoformación de arcillas ayudado por una
elevada lixiviación de iones. Por el contrario, climas con precipitaciones
moderadas, los procesos de formación de arcillas son por transformación de los
minerales primarios.
En cuanto a la temperatura,
esta influye en la evolución del suelo de distintas maneras. Según la ley de
van't Hoff por cada 10 ºC
de aumento de temperatura se duplica la velocidad de las reacciones químicas.
En consecuencia, estas son muy rápidas en climas cálidos y muy lentas en los
fríos. Por esta razón los procesos pedogenéticos se registran muy profundos en
las regiones cálidas (+ de 3 m ),
moderados en los templados (1,5
m ) y superficiales en las frías (0,5 m ). En la Tabla 4 se presentan algunas
características de suelos argentinos desarrollados en climas con diferentes regimenes
de temperatura y lluvias.
Tabla 4: Relación temp - lluvia -
propiedades horizonte A y profundidad del material de origen.
Subgrupo - Provincia
|
T1
ºC
|
P1
mm
|
Arc.
%
|
Mat. Org.
%
|
CIChorizonte
meq 100 gr-1
|
pH
|
Sat. Bases
%
|
CICarcilla
meq 100 gr-1
|
Prof.
Mat.origen
m
|
Paleoudult
típico (Misiones)
|
20
|
1400
|
65,3
|
4,2
|
26,4
|
4,5
|
41,5
|
24,3
|
+ 3
|
Argiudol
típico (Córdoba)
|
17
|
800
|
25,1
|
2,5
|
23,4
|
6,4
|
89
|
68,3
|
1,8
|
Haplustol éntico
(San Luis)
|
14
|
450
|
6,2
|
1,2
|
8,8
|
6,5
|
87
|
91,2
|
0,5
|
1 Valores medios anuales.
c. Factor BIOTA:
No hay lugar a dudas que lluvias y temperaturas ejercen una marcada influencia
en el tipo y cantidad de vegetación presente en un área y con ello, la cantidad
y calidad de materia orgánica producida. Igualmente, la velocidad de
descomposición y resíntesis de la materia orgánica, es mayormente controlada
por la temperatura y la disponibilidad de agua en el suelo, en especial el
contraste entre períodos secos y húmedos; es decir la facilidad con que el agua
permanece por períodos más o menos prolongados o es removida por
evapotranspiración o percolación.
Papadakis (citado por
Imbellone et al, 2010) desarrolló el Indice
Climático de Crecimiento Vegetal (ICCV).
El mismo permite comparar climas en función de la producción de biomasa a
partir de las temperaturas y el balance hídrico climático. Asociado a este
índice, estableció dos índices asociados aplicables a suelos bien drenados y
que relacionan la cantidad de humus acumulada: Índice Humogénico (IHu)
que representa la capacidad del factor Clima y Biótico de hacer aumentar el
stock o contenido de humus en el suelo y el Índice
Humolítico (IHm) que es el que
representa la caída del stock de humus por mineralización. En la siguiente
Tabla se exponen estos índices para diferentes regiones geográficas de nuestro
País.
Tabla 5: Índices
climático de crecimiento vegetal, humogénico y humolítico de Papadakys.
Localidad
|
ICCV1
|
IHu1
|
IHm1
|
Rosario
|
56
|
30
|
67,4
|
Mar del
Plata
|
45
|
47
|
37,3
|
Río
Cuarto
|
38
|
23
|
67,4
|
Córdoba
|
28
|
18
|
68,5
|
Charata
|
24
|
10
|
106,4
|
Bahia
Blanca
|
20
|
17
|
56,5
|
Carmen de
Patagones
|
11
|
12
|
51,2
|
De acuerdo a esta clasificación
se deduce que para suelos bien drenados, además de la cantidad de material
orgánico fresco aportado, la cantidad o el stock de humus que pueden alcanzar
los suelos, depende de un balance entre la humificación y mineralización de la
materia orgánica. En general se observa que: ambientes con baja capacidad de
generar materia orgánica fresca y formar humus son los que mayor tasa de
mineralización tienen. Este hecho tiene profundas implicancias a la hora de
acumular materia orgánica en el suelo o de “secuestrar carbono”.
Otro aspecto relevante a
considerar del factor Biota es la profundidad de enraizado. Bajo bosques el
enraizamiento es profundo lo que favorece la percolación y por ende las
migraciones de coloides y la lixiviación de iones solubles. Por tal razón
formaciones de bosques promueven alteraciones del material de origen a mayor
profundidad. Por otra parte, la vegetación de pastos (pastizales, praderas) con
enraizamiento más superficial, provoca migraciones menos acentuadas pero debido
a su gran masa radicular incorpora abundante materia orgánica en el perfil,
dando lugar a horizontes húmicos (molicos) de mayor espesor y con un
decrecimiento gradual del humus en profundidad. En contraposición, en los
suelos de bosques, donde la mayor incorporación es sobre la superficie el humus
tiende a estratificarse superficialmente.
Por último no debemos olvidar
la acción de la fauna del suelo. El mezclado de materiales (termitas,
hormigas), formación de cavidades, canales y su relleno parcial (pedotúbulos,
crotovinas) por la acción de lombrices, gusanos y roedores y la creación de
poros y agregados de origen biótico (lombrices, larvas de insectos, etc.) son
un factor importante en el desarrollo de propiedades vinculadas con los
factores activos de la génesis.
d. Factor RELIEVE:
este factor aunque sea moderado, ejerce una acción muy importante sobre la
pedogénesis debido a que condiciona la dirección de los flujos de agua y
sedimentos sobre el cuerpo del futuro suelo y por ende, también influye, en la
percolación adentro del mismo. Por otra parte, el relieve condiciona la
profundidad de la zona saturada (capa o napa freática) definiendo condiciones
de drenaje moderado, imperfecto y pobre
y las clases por endosaturación y episaturación.
La influencia del relieve en
la formación de los suelos es de carácter local, intrazonal (por lo que se
considera un factor pasivo). El relieve determina, por su diferencia de altura
relativa entre dos sectores del territorio, zonas o áreas caracterizadas por
ser emisoras de materiales (lomas), emisoras y de tránsito (medias lomas) y
receptoras (bajos). La influencia de estas áreas en la génesis determina
toposecuencia o unidades de paisaje simple. Las siguientes figuras esquematizan
este concepto.
Figura 6: Esquema
de una toposecuencia (Imbellone et al, 2010)
e. Factor MATERIAL ORIGINARIO:
La roca madre constituye el marco y el soporte de los procesos de alteración,
pudiendo fijar el ritmo y orientar los procesos pedogenéticos. Tal como se
indicó, con el avance de la alteración por la acción de los procesos
pedogenéticos, la impronta del material inicial es cada vez menor. Veamos
algunas generalidades.
Materiales de origen de tipo
sedimentario, no consolidados tales como los sedimentos loésicos, aluviales y
morénicos (glaciares) los procesos de formación del suelo son relativamente
rápidos porque son materiales permeables, sueltos con una gran superficie
expuesta a las acciones de meteorización química. Sin embargo, la velocidad y
naturaleza de los procesos de formación y las propiedades de los suelos
dependen en gran medida de características como la condición textural, la
naturaleza mineralógica, la presencia de minerales alterables, etc.
Por ejemplo materiales con
alta proporción de arenas cuarzosas son muy resistentes a la alteración y los
suelos se forman con muy poca diferencia de su material de origen. Por el
contrario materiales originales muy ricos en arcillas expandibles, orientan la
evolución hacia el proceso intrazonal de la vertisolización.
Materiales originarios
sedimentarios pero de tipo consolidados como por ejemplo las rocas calizas y
dolomiticas
los suelos se forman sobre el residuo que queda después de
la disolución de los carbonatos de calcio. En tal sentido, el exceso de
carbonatos determina la dominancia del proceso de carbonatación y origina
suelos intrazonales calcimórficos.
Materiales originarios con
abundancia de rocas cristalinas ácidas como los granitos y gneiss tienden en general
a dar por alteración química suelos de texturas gruesas, friables y permeables,
generalmente ácidos y con baja saturación en bases. En los climas húmedos
tienden a originar caolinitas y en los más áridos illitas montmorillonita.
Usualmente generan humus ácido. En cambio si el predominio es de rocas
cristalinas básicas como basaltos, dioritas, andesitas, etc., todas ricas en
minerales portadores de Fe y Mg y en plagioclasas cálcicas que se alteran
rápidamente. Los suelos resultantes de la alteración química de estas rocas
tienden a ser ricos en arcilla tipo caolinita y haloisita si son bien drenados
o montmorillonitas sin el drenaje es algo impedido.
Por último, un proceso de
marcada intrazonalidad por material originario son los suelos provenientes de
las cenizas volcánicas: Andisoles. Las cenizas volcánicas, en su mayoría de
composición básica (andesítica o basáltica) genera el proceso específico
denominado andolización. Uno de los
principales rasgos de los suelos resultantes es la presencia de alofano, un
aluminosilicato amorfo con el cual una abundante cantidad de materia orgánica
es complejada llamado mull ándico.
VI – MODELOS PEDOGENÉTICOS
MODELO DE INTERACCIÓN DE FACTORES Y PROCESOS
Figura 7: Secuencia de sucesos en la formación de los suelos (Bricchi, E. y A. Degioanni. 2006)
La Figura 7 es un esquema que representa un modelo conceptual de la interacción entre factores y procesos de génesis para dos suelos asociados geográficamente mediante las fuerzas tectónicas y flujos de materia y energía. A continuación se presentan diferentes modelos de pedogénesis que explican parte o todos estos procesos de cambio desde el material madre hasta el suelo maduro.
Edafólogos rusos fueron los primeros en plantear (siglo XIX) la necesidad de identificar y comprender los suelos desde una relación funcional/factorial. Según esta relación, las características y propiedades de los suelos como por ejemplo la horizonación, son el resultado de la interacción de factores de génesis que desencadenan procesos de génesis y que se expresan en propiedades o rasgos del suelo (Imbellone et al., 2010)
Desde
entonces se desarrollaron diferentes modelos interpretativos de la génesis para
organizar y simplificar procesos y factores que configuran el sistema; sirven
para la recolección sistemática de información, para describir y clasificar y
para predecir relaciones o comportamientos actuales y futuros. Una revisión
sobre la evolución y tipos de modelos utilizados en la génesis de suelos la
presenta Minasny et.al., (2008). En líneas generales existen 3 tipos de modelos
de génesis: factorial, de procesos (balance de masa) y energético.
2.1
– Modelos Factoriales:
Dokochaev
(1886) fue el primer científico que formuló
la ecuación de los factores de formación de suelos. Sin embargo esta
ecuación fue difundida por Jenny (1941) y constituye uno de los modelos más clásicos
y citados en los estudios de génesis. El mismo define el estado y la evolución
del suelo como una función de cinco factores formadores que son: el Clima (cl);
la Biota (o); la Topografía (r); la Roca Madre (p); y el
Tiempo (t). El modelo factorial se expresa
como:
S = f (cl, o, r, p, t...)
Los
puntos suspensivos indican factores adicionales no especificados. Los factores,
esencialmente, definen al sistema suelo en términos de variables que controlan
las características del sistema y no en términos de proceso, causas o fuerzas
que son activas en el sistema. Para colocar el modelo sobre una base más
amplia, Jenny (1961) redujo su modelo a tres factores de estado: estado inicial
del sistema (lo), potencial de
flujos externos (px) y edad del
sistema (t), expresado en la
siguiente ecuación de estados generales:
S = f
(lo, px,
t)
El
estado inicial del sistema suelo se define por la composición física, química,
minerológica y orgánica del material madre y también está condicionado por la
topografía. Los flujos externos incluyen la radiación solar, transferencia de
calor, transferencia de entropía, difusión gaseosa, flujo de agua, coluviación,
migración y muchos otros, pero todos están esencialmente determinados por el
clima y la biosfera. De este modo, la ecuación general de estado en su forma
extendida es idéntica a la de los cinco factores formadores de suelo.
Como
se asume que los factores formadores de suelo varían independientemente, la
ecuación teóricamente se puede diferenciar matemáticamente. Sin embargo,
existen dificultades para resolverla. Esto es debido a que algunos factores son
discretos, en unidades no homogéneas y que no se pueden obtener velocidades de
cambio. Además hay otros factores que son de naturaleza tan compleja que es
difícil la recolección de datos para resolver la expresión matemáticamente
(Runge, 1973). En síntesis, el modelo propuesto por Jenny es difícil, sino
imposible, de probar y validar. Esto ha llevado a que a partir de esta ecuación
no haya sido posible explicar y cuantificar los procesos de génesis. Sin
embargo, ha tenido un fuerte impacto en los estudios pedogenéticos y han contribuido
enormemente al entendimiento de la formación de suelos.
En
general, este modelo se lo ha utilizado bajo un enfoque causa/efecto dado que
explica bastante bien y de manera relativamente fácil de observar algunos
procesos vinculados a los factores de génesis (pe. lixiviación de carbonatos vs
lluvias; distribución vertical del humus vs tipo de vegetación,
hidrohalomorfismo vs relieve). A pesar de ello no es un modelo de procesos.
2.2
– Modelos de procesos:
2.2.1
– Modelos de balance de masa: Simonson (1959) presentó uno de los
primeros modelo de procesos de formación del suelo. El mismo surge de la
observación de que los suelos tienen similitudes y diferencias entre ellos, y
que las diferencias que exhiben, son debidas a magnitudes diferentes del mismo
tipo de proceso que opera sobre materiales similares, es decir, los procesos varían
en grado de afectación y no en clases de procesos. Simonson (1959) identificó
cuatro clases de procesos para poder cubrir todo el rango de procesos
pedogenéticos: adiciones, translocaciones y transformaciones y remoción o
pérdidas de materiales entre el suelo y su entorno. Aunque originalmente no se
concibió como una ecuación, el modelo puede escribirse como:
S = f(a, r, t1, t2)
Donde
S es el suelo, a son las adiciones de material al suelo (agua, gases, materia
orgánica, minerales, etc.), r representa las remociones o
pérdidas de materiales, t1 son las transferencias o
traslocaciones (difusión de aire,
transporte de agua, iluviación y eluviación de arcillas y/o minerales, ciclo de
nutrientes, etc.) y t2 son las transformaciones (meteorización de minerales,
formación de nuevos minerales, cambios en la materia orgánica por
mineralización, etc.). Este conjunto de cuatro grandes procesos o procesos
generales de la génesis ocurren simultáneamente en todos los suelos, su
balance y carácter gobierna la naturaleza última del suelo (Fig. 2).
Sin
embargo estos procesos generales no
conducen a la formación concreta de un rasgo o propiedad del suelo pero son los
que movilizan la materia y energía para dinamizar los procesos procesos
específicos de la génesis que son aquellos que conducen a la formación de
un rasgo o propiedad concreta como por ejemplo: melanización, queluviación, imerización, argiloturbación,
fersialitzación, cementación, gleyzación, ferralitización, alitización,
salinización, crioturbación,
podsolización, andosolización, etc. Las propiedades derivadas de
cada proceso específico son las propiedades morfológicas (horizontes, color,
textura, estructura, consistencia y límites) y las características analíticas
(CO, Nt, granulometría, bases de cambio, CIC, pH, HE entre otras) (Bricchi y Degioanni 2006)
2.2.2
– Modelos energéticos
2.2.2.1 – Modelo de Runge (1973) se
presenta como un modelo integrado por factores pero donde cada variable
representa un flujo energético: el fluir del agua para la lixiviación (w) y el fluir de energía radiante para
la producción de materia orgánica (o)
durante el tiempo (t). El modelo se
expresa en la siguiente ecuación:
S : f (o, w, t)
El
agua disponible para la lixiviación está condicionada por la duración e
intensidad de las precipitaciones, escorrentía superficial, infiltración y
permeabilidad del suelo. La producción de materia orgánica está condicionada
por la disponibilidad de agua, aire y nutrientes y las características y
crecimiento de la vegetación. Por lo tanto, la producción de materia orgánica
se puede correlacionar con la capacidad del material madre como fuente de
nutrientes y el agua disponible para el lixiviado con el clima y el
relieve, igual que en el modelo del
Jenny. Si bien este modelo está conceptualizado en relaciones energéticas las
mismas son descriptivas y no se usan unidades de energía.
2.2.2.2 – Modelo de
Rasmussen (2005): el modelo es conceptualmente igual al propuesto
Runge (1973) ya que las dos principales fuerzas que ordenan el sistema suelo
provienen del flujo de energía a partir de la precipitación efectiva (Eppt) y
de la producción primaria neta (Enpp). Esta energía fluye desde la fuente al
sumidero produciendo el ordenamiento del sistema suelo mediante trabajos que
aumentan la energía libre, minimizan la entropía y exporta entropía al sumidero mediante los
procesos disipativos (Figura 5). Los procesos específicos de la génesis que
ordenan el sistema son la humificación, formación de la estructura,
ilimerización o argiloturbación, formación de minerales secundarios (arcilla).
Los procesos disipativos son la respiración del bioma, lixiviación,
mineralización del humus, erosión y la meteorización.
Figura 8: Modelo
energético (Rasmussen 2005)
Si bien este autor avanzó
sobre el modelo de Runge porque logró valorar en unidades de energía las
transferencias energéticas la correlación encontrada con las propiedades
pedológica de los suelos son bastante débiles.
2.2.2.3 – Modelo Volobuyev (1974)
Este autor ruso logró modelizar conceptual y matemáticamente la cantidad
total de energía dinamizada durante el desarrollo del suelo y que se expresa
con la siguiente ecuación:
Qfs
= Qdf + Qdq + Qfh + Qrbq + Qet
+ Qts + Qsa
Qfs
= cantidad de energía solar que anualmente participa en la formación del suelo.
Qdf
= proporción de la energía solar que se
utiliza para la meteorización física del material originario.
Qdq
= proporción de la energía solar que se
utiliza para la meteorización química del material originario.
Qfh
= energía solar que es acumulada en el
humus (en caso de mineralización del humus este término tiene signo negativo).
Qrbq =
proporción de energía que se utiliza en las reacciones biológicas y químicas de
transformación de sustancias orgánicas y minerales del suelo. Esta energía es
la que corresponde a los procesos de transformación del nitrógeno y del
intercambio iónico entre las partículas y solutos del suelo.
Qet =
energía utilizada por el proceso de evapotranspiración desde la superficie del
suelo y plantas. (La energía necesaria para transformar un gramo de agua
líquida a gaseosa es de 580 cal y se denomina calor latente).
Qts
= proporción de energía que se utiliza
en los procesos de transporte de nutrientes, sales y partículas suspendidas en
el agua a lo largo del perfil del suelo.
Qsa
= proporción de energía que es utilizada en los procesos de intercambio
calorífico (radiación de onda larga) entre el suelo y la atmósfera fuera del
proceso de evapotranspiración.
Tal como se ha indicado, el flujo energético
dinamizado durante la etapa de formación de un suelo, conduce un conjunto de
procesos pedogenéticos de cuyo balance final se define una determinada
organización pedológica del individuo suelo y un determinado nivel de energía
libre libre y entropía. En la medida que los flujos que actúan sobre el
material de origen son más intensos, en particular: Qfh, Qrbq
y Qts, el individuo
suelo alcanza niveles de mayor energía libre, siempre que el balance de
entropía sea negativo.
Volobuyev (1974) encontró una relación
bastante evidente entre los tipos de suelos y la variación de R y P (Figura 6) confirmando también que ambos flujos son los más
importantes en la formación de los suelos.
Figura 9: Tipos de sistemas suelos en función de la radiación
y lluvias
1 –
Arenas del desierto (Entisoles, Aridisoles); 2 – Haploxeroles; 3 –
Calcixeroles; 4 – Boroles
5 –
Ustoles; 6 – Chernozem (Udoles); 7 – Pheozem (Udoles); 8 – Boralfes; 9 – Cambisoles (Inceptisoles)
10
– Gelisoles; 11 – Ultisoles; 12 – Oxisoles; 13 – Inceptisoles vérticos y
cálcicos; 14 – Suelos de sabanas y praderas tropicales; 15 – Alfisoles.
---------------------------------------------------------------------------------------------------------
BIBLIOGRAFÍA
Bricchi, E. y A. Degioanni. 2006. Sistema Suelo. Su origen y propiedades
fundamentales. Ed UNRC. 218 p.
Buol, S.W.; F.D. Hole y R. J. McCracken and R.J.
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Imbellone, P., Eloy Gimenez, E y J Panigatti. 2010.
Suelos de la Región
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Jenny, H. 1941. Factors of soil formation. A System of Quantitative Pedology. (http://202.200.144.17/sykc/hjx/content/ckzl/6/2.pdf)
Labrador Moreno, J. (1996). Materia
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Self-organization, time scales, and environmental significance. Catena 71
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Velde, B. 1995. Origin and mineralogy of clays:
clays and the environment. Springer-Verlag.
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