MODELOS CUANTITATIVOS de
PROCESOS PEDOGENÉTICOS
TODA REFERENCIA a HUMUS o HUMIFICACIÓN: NO ES VÁLIDA
Actuales conocimientos reformulan la teoría sobre la materia orgánica del suelo
CONTENIDO TEMÁTICO
Introducción
Procesos pedogenéticos: conceptos teóricos y funciones matemáticas para su cuantificación.
1 - Meteorización de la roca madre.
2 -Meteorización física:
3 - Meteorización química.
4 - Profundización del suelo
5 - Formación de arcillas.
6 - Eluviación – iluviación de arcillas
7 - Pedoturbación.
8 - Humificación
9 - Profundización
de los horizontes
10 - Formación de suelo y formas del paisaje en
toposecuencias.
Bibliografía
La siguiente recopilación bibliográfica tiene por objetivo presentar los fundamentos conceptuales y matemáticos de diferentes procesos de la pedogénesis: meteorización física y química de la roca madre, profundidad del suelo, formación de arcillas, ilimerización, pedoturbación, humificación, profundización de horizontes y dinámica en toposecuencias.
La modelación cuantitativa en la pedogénesis de los suelos puede
ser abordada bajo dos principios (Lin, 2011):
a) Principio de conservación de la masa o
la energía: se fundamenta en la 1º ley de la termodinámica cuya definición establece
que, en el equilibrio, las cantidades de masa o energía permanecen constante.
Los modelos clásicos se apoyan en este principio y se plantean -tanto en lo conceptual
como matemático, en términos de balance de masa o energía (Admunson 2006).
Estos modelos cuantifican los procesos en el tiempo, procesos que van
induciendo cambios en la masa y que conducen a la evolución de las propiedades
del suelo (PS) en diferentes momentos.
La relación entre las PS (variable
dependiente) y el tiempo (variable independiente) responde a distintas funciones
dependiendo de la tasa de cambio de la magnitud de las propiedades del suelo: cronofunciones.
Figura
1: Cronofunciones (Fte. Stockman et al, 2011)
b) Principio de disipación de la energía:
se fundamenta en la 2º ley de la termodinámica para sistemas alejados del equilibrio.
Esta ley establece que los sistemas se auto - organizan y se mantiene
funcionales por la conversión de energía
a trabajo y entropía mediante el flujo incesante de energía que ingresa desde
el entorno y la disipación de entropía hacia el entorno (Valverde 1980).
Conceptos teóricos y
funciones matemáticas.
(Texto traducido y adaptado de Vanwalleghem et
al, 2013 y Stockman et al, 2011).
1 - Meteorización de la roca
madre.
La alteración de la roca madre (evolución:
roca → saprolito → suelo o regolito) es impulsada por la meteorización
física y química. La siguiente figura esquematiza el proceso de profundización
del suelo a partir de la meteorización:
Figura
2: Esquema de profundización del suelo por meteorización.
h: profundidad del suelo, e: superficie activa de la roca, contacto suelo – roca o roca –
saprolito o saprolito - suelo
En el esquema se representa la profundización
del suelo por efecto de la meteorización de la roca base. Por un lado se
incrementa el espesor de suelo (h) o saprolito y por consiguiente debe alejarse
de la superficie la zona de contacto suelo – roca (e).
A continuación se presentan diferentes
funciones matemáticas que cuantifican procesos de meteorización tanto física como química.
2 -Meteorización física: Este proceso desintegra las rocas en pedazos más pequeños por medios
mecánicos tales como la expansión y contracción debido a cambios de
temperatura, congelamiento, cristalización de sales o acción de la raíces de
las plantas. Estudios de campo y laboratorio confirman que este proceso de fragmentación es poco común. No
obstante las tasas de fragmentación se pueden relacionar con dos variables: el
tamaño de las partículas y la profundidad donde se ubican en la masa del suelo.
En primer lugar, la tasa de fragmentación aumentará con la probabilidad de aparición
de imperfecciones en la superficie de partículas que conducen a un aumento de
la fragmentación. En segundo lugar, como la fragmentación es dependiente de la amplitud
térmica y esta a su vez, de la profundidad en el suelo en formación (disminuye
exponencialmente con profundidad). La función matemática que puede aproximar la
cuantificación de este proceso es la ecuación de Arrenihus[1].
Donde, ajit
representa el cambio en la
distribución del tamaño de partículas para una capa del suelo j y un tamaño inicial de partícula i (gravas, arenas, limo) en el paso de tiempo
t, k1 constante de meteorización física [T-1], Dj profundidad [L] desde la
superficie para la capa j, c1 constante de profundidad [L-1],
c2 constante de tamaño [L],
PDi
tamaño medio de las partículas [L] de la capa j y Δt unidad de paso del
tiempo.
Valores de los parámetros de la ecuación:
Este modelo calcula el tamaño de las nuevas partículas
como una proporcionalidad directa de los límites de tamaño de cada clase. Por
ejemplo una unidad de masa de grava (fragmento grueso) se dividirá en 0.975
unidades de masa de arena y 0.025 unidades de masa de limo. Una unidad de masa
de arena se dividirá 0,96 unidades de limo y 0,04 unidades de arcilla. No
obstante, se sabe que no se forma arcilla fina a través de la meteorización
física, por lo que el tamaño limo es considerado el tamaño límite para este proceso.
3 - Meteorización química: La meteorización química es el proceso de disolución, oxidación o
reducción de partículas minerales. Este complejo proceso depende de las propiedades
del material mineral y de las características del sitio: litología, hidrología,
temperatura, cubierta vegetal, tectónica y, por tanto, la exposición y la
elevación. Las determinaciones empíricas de este proceso presentan discrepancias
de hasta 5 órdenes de magnitud entre estudios de campo y laboratorio. Tales discrepancias se atribuyen a diferencias
en el cálculo de la superficie activa de las partículas, errores en la
estimación de la superficie expuesta a la meteorización en la masa del suelo en
formación, diferencias en la química de las soluciones (tanto en composición
como en la cinética), diferencias en la
temperatura y por último, en la distribución del agua en la masa del suelo en
formación.
Una forma empírica de conocer la tasa de meteorización
a campo es midiendo el flujo de descarga de iones (Qi,dis) en el
exutorio de una cuenca que es igual a la concentración de las diferentes
especies iónicas en la masa fluyente en relación al área de la cuenca y para un
paso de tiempo determinado:
Qi,dis = Ci,dis V/ At
Donde, Ci,dis
es la concentración química de la especie iónica i, V es la masa fluyente, A es el área de la cuenca y t el tiempo.
Otro método para estimar la tasa de
meteorización química es mediante la elaboración de índices
de meteorización que surgen de la relación entre la composición química de
la roca madre inalterada y la roca meteorizada o suelo. En este tipo de
estudios se usan técnicas con radioisótopos (Terrestrial Cosmogénic Nuclide) y
generalmente se usa el Zircón que es un elemento inmóvil y poco alterable. Con
esta técnica TCN se mide la tasa de alteración total del saprolito o regolito
en relación a la roca madre de la siguiente forma:
W = D (1 – [Zr]rock / [Zr]soil)
Donde, W es la tasa
de meteorización química o alteración de la roca madre (L T-1), D es
la tasa máxima de alteración (fis + quim), Zr la concentración de Zirconio en la roca y en
el regolito o suelo respectivamente.
Tasas de meteorización (fis + quim) medidas empíricamente
varían entre 0,007 y 0,059 mm a-1 con un valor medio de 0,022
mm a-1. Las tasas de
meteorización química medidas varían entre 0,001
y 0,044 mm
a-1 con un valor medio de 0,0091
mm a-1. La meteorización
química representa entre el 41% promedio de la alteración total de las rocas.
Por otra parte, es sabido que la tasa de
disolución de minerales silicatados depende de la temperatura. Por tanto esta también
puede ser simulada a partir de la ecuación de Arrhenius. En el caso de la
meteorización química en sistemas naturales la expresión matemática de la
función es la siguiente:
Wi
= A exp [-(ΔEi /RT)]
Donde: Wi
es la tasa de meteorización química L T-1 (mm año-1), A
cte empírica que incorpora
características de la superficie reactiva, ΔEi es la energía de activación para
la liberación del ión i (entre 59,4 y 62,5 kJ mol-1), R es la
constante universal de los gases (J K-1mol-1) y T la
temperatura absoluta en ºK.
Las tasas de meteorización química estimadas
con este modelo varían entre 0,01 y 0,1 mm a-1 con un valor medio de 0,06 mm a-1.
En esta misma línea, otra manera de cuantificar
la tasa de meteorización química es estimando un cambio de masa de las mismas.
La meteorización química produce una reducción del tamaño de partículas. Esto
implica una pérdida de masa del horizonte y una fracción de estas partículas
primarias pasan a la categoría de partículas secundarias o arcillas que pueden quedar en el horizonte o migrar en
profundidad.
Este proceso puede formularse asumiendo en
primer lugar, una relación lineal entre la intensidad del proceso versus superficie
activa de los minerales. En segundo lugar asumir una relación exponencial decreciente
entre la intensidad del proceso y la profundidad que este alcanza en el suelo
en formación.
La profundidad se relaciona con las
variaciones de temperatura (a mayor profundidad menor amplitud y menor magnitud
de la variable) y su incidencia en la velocidad de las reacciones químicas. También
la profundidad se relaciona con el contenido de humedad. El agua retenida en
los poros del suelo es el medio imprescindible para que ocurran las reacciones
de meteorización. Si bien esta variable
depende del balance hídrico hay suficientes evidencias empíricas que el
contenido hídrico disminuye exponencialmente con la profundidad. Por tanto, para
simular el cambio en la distribución del tamaño de las partículas también puede
aplicarse la ecuación de Arrehenius en la meteorización química de la siguiente
manera:
Donde, ajit
representa el cambio en la
distribución del tamaño de partículas (por ende la masa) por meteorización
química para una capa de suelo j, un
tamaño inicial de partícula i
(gravillas, arenas, limo, arcilla y arcilla muy finas) durante el tiempo t, k2 tasa de meteorización química
constante [M L-2 T-1], c3 profundidad donde la tasa de meteorización se hace constante
[L-1], Dj profundidad
[L] desde la superficie para la capa j,
c4 superficie específica constante
[L-2], SAi área de
superficie específica [L2 M-1] para un tamaño inicial de
partícula i en la capa de suelo j y Δt
unidad de paso del tiempo.
Valores de los parámetros de la ecuación:
4 – Evolución de la
profundidad del suelo: Este proceso ha sido explicado
conceptualmente bajo la influencia de los factores biológicos, litológicos y climáticos
sobre la roca madre. La siguiente figura explica conceptualmente la relación entre la profundidad/minerales secundarios del suelo para diferentes condiciones biológicas y climáticas.
Figura 3:
Bioclimosecuencia
La acción de la meteorización tanto física
como química sobre la roca madre se comprueba en la profundidad que alcanza el suelo:
máxima en Oxisoles, mínima en Aridisoles. Por tanto se establece la relación “producción de suelo por
meteorización” versus “la profundidad del suelo”. Las cronofunciones que mejor cuantifican este proceso son de tipo exponencial
con tasa decreciente y la tipo “humped o joroba” que establece un incremento de la profunididad a tasa creciente hasta un cierto límite de tiempo y luego profundiza a tasa decreciente.
Figura
4. (Fte. Wikipedia)
a) Función exponencial: la tasa de
formación de suelo (meteorización) de la roca decrece exponencialmente con el
aumento del espesor del suelo. Esto se debe a una disminución de la acción
climática sobre la dermis de la roca (menor amplitud térmica y menor llegada de
humedad) a medida que la misma se aleja de la superficie. La expresión
matemática es:
SPR = P0exp (- kh)
Donde: SPR, tasa de producción de suelos o tasa
de meteorización de la roca madre (LT-1), P0 es la máxima tasa de mineralización de la roca (LT-1);
h es el espesor del suelo (L) y k es una constante de velocidad que
caracteriza la disminución de la producción del suelo a medida que aumenta el
espesor del mismo.
b) Función “humped”: esta función
establece que hay una máxima tasa de formación de suelo o meteorización a una
determinada profundidad. Por tanto hay una tasa creciente hasta ese punto para
luego ser decreciente. Esto se explica porque primeramente se desarrollan
condiciones apropiadas para la meteorización física y química, básicamente:
retención de humedad en la masa del suelo en formación (cosa que no ocurre en
la roca) y desarrollo de una biota que
promueve la meteorización. La expresión matemática es la siguiente:
SPR = - (P0[exp
(- k1h) - exp (- k2h)+] + Pa)
Donde, k1
es la tasa de meteorización física, k2 la tasa de meteorización
química, Pa es la tasa de meteorización en condiciones de estado
estable para una condición de k1 menor k2. La profundidad
crítica hc donde la SPR es máxima está dado por:
hc = ln(k2/k1) / k2 – k1
La función joroba se cumple si k2/k1
≥ 0. Si k2 = 0 (solo opera la meteorización física) esta
función es reducida a la función exponencial .
Figura 5. Fte. Stockman et al, 2011
Estudios empíricos indican que SPR varía entre
0,004 a
0,4 mm/año.
5 - Formación de arcillas
Este proceso de génesis es complejo ya que,
una vez que la partícula alcanzan el tamaño coloidal puede quedar en el
horizonte o bien migrar en profundidad. Sin embargo, hay evidencias empíricas
que este proceso es más intenso entre los 5 y 25 cm de profundidad. En función
de esta evidencia la cantidad de arcilla formada se ajusta a una ecuación de
doble exponencial:
Donde, aj5
es la proporción de arcilla formada, cnf,
es la tasa máxima de formación; c5, c6 son constantes de las curvas empíricas de
distribución y tasa de producción de arcillas con la profundidad (Figura 6); d es la profundidad desde la superficie
del suelo [L] y Mcw es la
masa total solubilizada por meteorización química en todas las capas del suelo [M].
Figura:
6 Tasa relativa de formación de arcillas en función de la profundidad
La siguiente
gráfica muestra el contenido de Arcilla (%) simulado por el modelo y el
observado para la Serie Rafaela[2]
(Argiudol típico)
Gráfica 1: Contenido de Arcilla simulado y observado en la Serie Rafaela
6 - Eluviación – iluviación
de arcillas (Ilimerización).
Este proceso involucra la migración desde una
capa superior del perfil -eluviación y la acumulación en la capa subyacente -iluviación. Como se adelantó, es un
proceso que se mezcla con la formación de arcillas. No obstante, la tasa de
eluviación –que es un flujo descendente- va estar en relación a la cantidad de
arcilla formada en la capa superior y se puede representar mediante la
siguiente ecuación:
Donde, ΔC es la cantidad de arcilla eluviada [M], Cmax es la máxima cantidad de
arcilla que puede ser eluviada, [M T-1] (200 kg año-1), kcl constante (0,007), Pfc es el contenido de arcilla fina que se produce en la
capa superior (%) y Δt unidad de paso
del tiempo.
7 - Pedoturbación.
Este proceso de génesis produce el mezclado de
las capas de suelo y opera en sentido contrario a la horizonación. Los procesos
de diferenciación de horizontes operan en sentido de estratificar el perfil del
suelo, haciéndolo heterogéneo, anisotrópico. En cambio, la pedoturbación
acciona de manera tal que conducen a un estado físico homogeneo, isotrópico.
Este proceso es accionado por distintos agentes tal como se indica en la tabla
siguiente:
Tabla 1:
Procesos de pedoturbación
Pedoturbacion
|
Agente
|
Bioturbación
|
Plantas, animales, insectos, ácaros, etc.
|
Aeroturbación
|
Gases
|
Antroturbación
|
Hombre
|
Hidroturbación
|
Agua (gotas de lluvia, flujos saturados)
|
Argiloturbación
|
Expansión y contracción de arcillas
|
Crioturbación
|
Congelamiento y descongelamiento
|
Cristalturbación
|
Cristales de hielo, sales.
|
Graviturbación
|
Flujos en masa
|
Sismoturbación
|
Terremotos
|
De todos estos procesos el más relevantes es la Bioturbación ya que
no hay suelo sino existe vida. Las tasas de mezclado de suelo por efecto de la
biota son más rápidas que las tasas de meteorización (en el orden de 3 veces
superior). Algunas tasas de bioturbación estudiadas indican valores de entre 0,429 a 10,6 mm año-1. Tasas de
bioturbación por efecto de lombrices han sido reportadas entre 0,833 a 4,67 mm año-1 lo que equivale a
un mezclado del suelo en entre 10
a 50 Mg ha-1 a-1 con picos de hasta
100 Mg ha-1 a-1. Este proceso, bastante soslayado en la
pedología descriptiva, empieza a tomar
relevancia dado las magnitudes encontrada en la pedogénesis cuantitativa aunque
no es sencillo su cuantificación dado las pocas mediciones existentes.
Una aproximación cuantitativa del mismo es asociarlo
en primer lugar la actividad biológica global y esta a su vez al contenido de
carbono y la profundidad en el perfil: a mayor contenido de C es de suponer una
mayor activad biológica y por ende una mayor acción bioturbadora. En segundo
lugar, este proceso se asocia al movimiento entre las horizontes del suelo contiguos.
Sobre esta base conceptual, una forma de modelizar cuantitativamente este
proceso inicia con la definición de un índice de actividad biológica:
Donde, BAI
es la máxima actividad biológica o actividad biológica potencial, BAIo es una relación entre el
contenido relativo de C en el suelo y la
profundidad del suelo (que decae con la profundidad), kBAI es una constante de proporcionalidad y d es la profundidad del suelo desde la
superficie [L]. Cuando d es cero BAI = BAIo es decir máxima. A
medida que se profundiza en el perfil la actividad biológica decae por tanto
disminuye la capacidad de mezclado por parte de la biota del suelo.
El mezclado entre las capas del suelo se puede
modelizar con la siguiente ecuación:
Donde, ΔBTij
es el material de suelo movilizado desde la capa i hacia la capa j adyacente
[M], BT0j es la tasa de
bioturbación potencial para la capa j
[M T-1], kbt1
es una constante para la relación de bioturbación con el espesor de la capa [L-1],
kbt2 es una constante en
relación a la actividad biológica BAI,
dij es la distancia entre
el centro de la capa i hasta la capa j [L], BAIj es el índice de actividad biológica de la capa j y Δt
la unidad de paso del tiempo [T]. El
cálculo se realiza entre la capa superior a la inferior y viceversa.
Valores de los parámetros de
la ecuación:
Se ha comprobado empíricamente que las mayores
tasas de bioturbación no ocurren próximas a la superficie (las lombrices no viven
en la superficie). Por esta razón BT01
es mayor BT02.
Por otro lado, el movimiento está relacionado a un tamaño de partículas ya que
se ha comprobado que la mesofauna moviliza partículas finas solamente (arcillas
y limos finos).
8 - Humificación
Este
proceso de génesis es la incorporación de C orgánico a la masa mineral del
suelo. Morfológicamente implica un oscurecimiento del perfil (melanización). Es
un proceso complejo que se incorpora también el mezclado por acción de la
biota.
La entrada de carbono orgánico del suelo (COS)
en el tiempo (aumento del stock) puede ser expresado matemáticamente de la
siguiente manera:
Donde, Cj [M] es la evolución del contenido de COS
de la capa j a través del tiempo, Ij es la producción de COS
para la capa j, kc
es la constante de mineralización, Cj
es el contenido de C de la capa j, qm.j es la tasa de
bioturbación para la capa j y qc.j es la tasa de pérdida
por erosión.
La producción de COS para cada capa -Ij, se puede modelizar a través
de la relación exponencial con la profundidad de la siguiente manera:
Donde Iz es la producción de COS
para un espesor z de una capa, kOCd es la constante de
producción para la relación C con
profundidad [L-1] y Cin
es la tasa de producción de COS [M T-1].
La siguiente gráfica muestra el grado de
concordancia entre los valores de CO (%)
predecidos por el modelo (Cin
= 1,5; kOC =1,7) y la Serie Rafaela
Gráfica
2: CO simulados con el modelo y de la Serie Rafaela.
Ahora bien, para aumentar el stock de COS es
necesario el “input” de C fijado por la fotosíntesis. La generación de carbono
orgánico vegetal en superficie está en relación con la productividad primaria
neta (PPN) del bioma. La producción de biomasa en los biomas tiene una relación
con el espesor del suelo (función sigmoidea) y con el contenido de C por unidad
de superficie (función logarítmica).
Figura
7: Productividad [M L2 T-1] de Biomasa en función de la
profundidad del suelo y contenido de carbono por unidad de superficie.
En consecuencia, sobre la base de estas
funciones se obtiene el valor la tasa de
producción de COS (Cin ) para
cada profundidad z con la siguiente
ecuación:
Donde, Cin
es la producción de COS [M T-1], C’in
es la tasa potencial de producción de C por la biomasa [M T-1] (puede
asumirse como constante o variable si es medida, pe. mediante sensores remotos), fs1
y fs2 coeficientes
obtenidos de la función sigmoidea, thick es el espesor del perfil [L] y OC el contenido de CO por unidad de
superficie.
La pérdida de COS en el tiempo (disminución
del stock) es consecuencia del proceso de mineralización. Este proceso a su vez,
depende de las diferentes estructuras químicas del COS. En principio se pueden
reconocer al menos dos estructuras: el
pool de mineralización rápida y el pool de mineralización lenta (dos
compartimentos). En consecuencia la tasa de mineralización de ambos
compartimentos se puede cuantificar de la siguiente manera:
Donde, k`c es la tasa de
mineralización de ambos compartimentos, kc1 tasa de mineralización
rápida, kc2 tasa de
mineralización lenta y f es la
proporción del pool de mineralización rápida y 1- f la fracción del pool de mineralización lenta.
Por otra parte, la
mineralización también es controlada horizontal y verticalmente por la
profundidad del suelo y el contenido de humedad del mismo. En tal sentido, kc posee una relación exponencial
inversa con la profundidad y exponencial directa con la humedad del suelo.
Donde, kc es la tasa global de
mineralización del COS, k`c
es la tasa de mineralización de los pooles rápido y lento, CTI es el índice topográfico compuesto o índice de humedad (relaciona
el flujo de agua acumulado en la superficie en función de la pendiente del
terreno), d es la profundidad [L], c7 y c8 son constantes.
Valores de los parámetros de la ecuación:
9 - Profundización de los horizontes
La profundidad de los horizontes es una
característica morfológica distintiva de un suelo. Asumiendo que el horizonte A
es el de mayor concentración de COS y
por tanto se diferencia del resto, que el horizonte B es el que tiene una mayor
proporción de partículas finas con respecto al horizonte C (material de
origen), una propuesta para modelizar este proceso es mediante una función
exponencial negativa que autorregula el aumento de profundidad entre horizontes
subyacentes:
- Entre A y B mediante la diferencia de
COS entre ambos horizontes
Donde, h1 es el cambio de espesor
del horizonte 1 (A) con respecto al 2 (B) en función del paso del tiempo, kh10 y kh11 son
constantes y ΔOC es la diferencia de carbono entre los
horizontes A y B.
- Entre B y C mediante la diferencia en
la proporción de partículas gruesas.
Donde, h2
es el cambio de espesor del horizonte 2 (B) en el tiempo con respecto al 3 (C),
kh20 y kh21 son
constantes y ΔC es la diferencia de las partículas gruesas
entre los horizontes C y B.
En la medida que
las diferencias de C o de partículas gruesas sea más grandes el aumento del
espesor del horizonte será más lento y viceversa.
La toposecuencia es una unidad de paisaje
donde la topografía controla los procesos de distribución espacial de los
suelos. El modelo que se presenta a continuación simula el crecimiento de la
profundidad del suelo en dos posiciones de una toposecuencia: loma y bajo. El modelo simula en el tiempo y espacio dos
procesos:
- Meteorización de la roca madre y profundización del perfil del
suelo
- Extracción, transporte y deposición de sedimentos por erosión.
Figura
8: Esquema del modelo de profundización de suelo y desarrollo del paisaje en
una toposecuencia.
Si consideramos una toposecuencia con una cota
z, un espesor de suelo h y una superficie de contacto
suelo-roca e a lo largo de un eje horizontal
x (Figura 8), el cambio en el espesor
de suelo en el tiempo t es igual a la
tasa de meteorización física - los sedimentos exportados + los
sedimentos aportados en cada segmento de xi.
a) Aumento
del espesor del suelo o profundización de la roca por meteorización: El
aumento de espesor del suelo se modeliza con la ecuación
SPR = P0exp
(- kh)
Donde: SPR, tasa de producción de suelos o tasa
de meteorización de la roca madre, P0
es la máxima tasa de meteorización de la
roca (≈ 2 mm a-1); h es el espesor del suelo (cm) y k es una constante de velocidad.
Este
proceso es equivalente a la profundización de la superficie inalterada de la
roca (e) y se puede cuantificar con la ecuación:
Por lo tanto en el equilibrio:
b) Dinámica
de sedimentos por erosión: En ambientes naturales, el movimiento de
sedimentos pendiente abajo es generalmente inducido por procesos biológicos y
físicos. La roca cuando pasa saprolito y/o regolito está en condiciones de ser
transportada por un flujo de agua. En tal sentido, en una toposecuencia hay un
sitio que emite materiales (lomas), sitios donde emite y transporta (media
loma) y otro sitio donde se depositan los mismos (bajos).
El proceso de producción de sedimentos
(erosión) en las zonas de emisión depende de la erosividad de los materiales (granulometría del sedimento,
condiciones de cobertura, magnitud de los agentes erosivos) y de la energía del
flujo que los transporte. Si la erosividad es alta pero la energía del flujo es
débil -en tanto no hay flujo que “arranque” los materiales de un sitio, la
erosión será poco significativa y viceversa.
Por otra parte, la
magnitud del flujo de materiales dependerá de la diferencia de elevación de la
superficie del terreno o cota (z)
entre el punto más alto y mas bajo para cada segmento de la toposecuencia (xi). Ahora bien, como
normalmente el flujo de materiales que se desplaza en la superficie de un
paisaje es de tipo difuso este puede expresarse de la siguiente manera:
Donde, qs es el flujo de sedimentos
que se desplaza sobre un ancho de la superficie [L2T-1]
a través del perfil de la pendiente por unidad de tiempo [L3L-1T-1]
y D es la constante de erosividad por unida de área [L2T-1].
De esta relación surge que la velocidad de desplazamiento
de los materiales sobre la superficie del paisaje es directamente proporcional al
gradiente de la pendiente en cada segmento entre el punto más alto y mas bajo
del terreno.
En el equilibrio, el cambio en el espesor del
suelo (h) en el tiempo y el cambio en
la profundización de la roca (e) en
el tiempo es igual al transporte de materiales por flujo difuso en el espacio (x). Por tanto la ecuación de continuidad
es la siguiente:
Donde, ρs,
ρr y ρs es
la densidad (M L-3) del suelo, roca y del flujo respectivamente. Resolviendo
ambas ecuaciones y asumiendo que D y ρs son constante en el
espacio x, la función de producción
de suelo por meteorización física y erosión para cada segmento de la
toposecuencia es:
Esta ecuación indica que “la tasa en el espesor
de suelo (h) es igual a la tasa de
disminución del espesor de la roca o su aumento de profundidad (e) mas el aporte por erosión dependiente
de erosividad y de la segunda derivada de la pendiente”. La segunda derivada de
la pendiente es la tasa de cambio del gradiente de una superficie para cada (xi) y que define el perfil de curvatura.
Una curvatura positiva refleja una pendiente convergente (bajo) por lo tanto en
ese espacio el flujo de materiales transportados por erosión se deposita
(sedimenta). Una curvatura negativa refleja una pendiente divergente (loma) por
lo que el flujo arrastra materiales hacia las posiciones de bajo.
Bibliografía consultada:
Admunson, R. (2006).
Pedological Modeling. Encyclopedia Soil Science. DOI 10-1081. Taylor &
Francis Ed.
Lin, H. (2011).
Three principles of soil change and pedogenesis in time and space. Soil Science
Society of America
Minasny, B. (1997) Pedogenesis.
A Spreadsheet Program for Modelling Soil Production and Landscape Development http://www.usyd.edu.au/agric/ACSS/sphysic/pedogenesis/pedogenesis.html
Minasny, B; Mcbratney, A.; Salvador-Blanes, S. (2008).
Quantitative
models for pedogenesis—A review. Geoderma, vol. 144, no 1, p. 140-157.
Vanwalleghem, T.,
Stockmann, U., Minasny, B., & McBratney, A. B. (2013). A quantitative model
for integrating landscape evolution and soil formation. Journal of Geophysical
Research: Earth Surface, 118(2), 331-347.
Stockmann, U.,
Minasny, B., & McBratney, A. B. (2011). 1 Quantifying Processes of
Pedogenesis. Advances in Agronomy, 113(113), 1-71.
Velarde, M. G., & Le Lay, V. F. (1980).
Estructuras disipativas: algunas nociones básicas (I). El Basilisco: Revista de
filosofía, ciencias humanas, teoría de la ciencia y de la cultura, (10), 8-13.
[1] Expresión matemática que se utiliza para comprobar la dependencia de
la constante de velocidad o cinética de una reacción química con respecto a la
temperatura a la que se lleva a cabo esa reacción.
[3] Síntesis de Modelling Soil Production and
Landscape Development: http://www.usyd.edu.au/agric/ACSS/sphysic/pedogenesis/pedogenesis.html
No hay comentarios:
Publicar un comentario