Relación Estructura / Función del Sistema Suelo para la Producción de Biomasa Vegetal.
El foco de análisis de esta revisión bibliográfica es principalmente sobre las propiedades del suelo que determinan el stock o almacenamiento de calor, agua, aire y elementos nutrientes y no sobre los flujos del sistema. A su vez, estas propiedades se ordenan por su grado de influencia en las funciones para la producción de biomasa del sistema suelo de acuerdo a cada nivel jerárquico.
1 - ¿Que es el suelo?
2 – El suelo como sistema abierto.
3 - Funciones del sistema suelo para la producción de biomasa vegetal
4 - Organización estructural del Sistema Suelo. Niveles jerárquicos.
5 – Relación estructura/función del Sistema Suelo
6 - Funciones del suelo y su relación con la organización estructural.
6.1 - Función: espacio físico para el desarrollo de las raíces6.1.1 - Porosidad6.1.2 - Estructura o Agregados del suelo6.1.3 - Isotropía / anisotropía6.1.4 - Horizontes o capas restrictivas para el crecimiento.6.1.5 - Profundidad del perfil del pedón / individuo suelo6.2 - Función: Abastecimiento de agua y aire6.2.1 - Cuenca: relieve y drenaje externo6.2.2 - Toposecuencia o Catena: Relieve y Drenaje externo6.2.3 - Pedón/Individuo Suelo:a) Permeabilidad y drenaje naturalb) Capacidad de Retención Hídrica.c) Contenido Hídricod) Potencial Energético del Aguae) Curvas de Retención o Capacidad Hídricaf) Capacidad para el Aire6.3 – Función: Abastecimiento de calor.6.4 – Función: Abastecimiento de nutrientes.a) Depósito de nutrientes en la fase mineralb) Meteorización Química.c) Materia orgánica: depósito de nutrientes en la fase orgánicad) Mineralización de elementos de la fase orgánicae) Solución del Suelo: depósito de elementos nutrientes solublesf) Intercambio catiónico.g) Reacción del suelo ó pH6.5 – Función: regulación de elementos fitóxicos.a) Reacción del suelob) Estado de óxido - reducción del sueloc) Salinidad del suelo
1 - ¿Qué es el suelo?
El suelo es un componente del ecosistema terrestre. Se individualiza como un cuerpo natural y está constituido de elementos vivos y no vivos, por lo tanto, se trata de un cuerpo semivivo (Fig. 1).
Figura 1: Los suelos en el ecosistema (Lin, 2014)
Los suelos poseen características propias de sus elementos vivos y no vivos. Se organizan como individuos o unidades continuas, es decir sin un límite claro que los separa en el espacio geográfico. A su vez, también son individuos o unidades discretas, pues significa que pueden identificarse partes o elementos que son separables en algún punto del espacio, aunque siempre interdependientes entre sí y conectados a través de flujos de materia, energía e información. En consecuencia, a través de sus partes el suelo intercambia flujos entre sus propios elementos (vivos e inertes) y con el entorno que lo circunda. Es, por tanto, un sistema abierto.
2 – El suelo como sistema abierto.
Sistema: conjunto de elementos u objetos relacionados entre sí de tal manera que forman y actúan como una unidad con un propósito definido en un determinado contexto.
En esta definición se destacan tres aspectos relevantes:
a) contexto: es el entorno/ambiente que rodea o envuelve al sistema,
b) conjunto de elementos u objetos que componen las partes o la estructura del sistema,
c) interacción entre los elementos que están interconectados y
d) que actúan según un propósito: la interacción entre los elementos y el entorno definen una función.
La interacción entre las partes del sistema y de este con su entorno se establece a través de la circulación de materia, energía e información. Decimos que un sistema es abierto cuando intercambia a través de sus límites o frontera materia, energía e información con su entorno. Por consiguiente, hay una estrecha vinculación entre la estructura y función tanto de las partes o elementos y del todo.
La relación entre estructura/función es clave para comprender que es un sistema y para qué se usa. Son dos aspectos separables para describirlos, pero inseparables para entender cómo opera cualquier sistema artificial o natural.
¿Por dónde se empieza cuando queremos entender algo de la realidad que percibimos como un sistema?
Lo primero es individualizar qué porción de la realidad u objeto vamos a estudiar: un celular, una planta, un suelo o un zapato.
Lo segundo es identificar la función. Los sistemas creados por el hombre, por ejemplo un celular o un auto, tienen propósitos bien concretos: para comunicarse el primero y para trasladarse el segundo.
En cambio, en los sistemas naturales (no creados por el hombre) como el suelo, el propósito u objetivo de para qué sirve suele ser más difuso y difícil de definir. Lo mismo puede decirse del clima o de la sociedad. Basta preguntarse ¿para qué existe el sistema social?
Retomemos el caso del suelo. Este cuerpo natural es utilizado por la sociedad con diversos fines: producir alimentos, construir edificios o rutas, depósito de basura, campos de deporte, jardines de esparcimiento, etc., por lo tanto, la función se define de acuerdo al uso o destino que le daremos al suelo.
Para identificar la función del suelo hay que establecer el uso primeramente y luego responder a estas preguntas:
¿para qué se usa el suelo? ¿para qué sirve el suelo?
En el contexto de las ciencias agropecuarias el uso más importante del suelo, por lo cual se estudia, es la de producir biomasa vegetal para diversos destinos: alimentos humanos directos como hortalizas, frutas, semillas; alimentos para animales; madera; biocombustibles; fibras: flores; etc. Por tanto la función de producción es la primera definición que debemos entender.
Ahora bien, para producir biomasa vegetal con el suelo no alcanza. Se necesita además de un genotipo vegetal y el clima; del capital (maquinarias e insumos -fertilizantes, combustible, etc.) y del trabajo del hombre. Por tanto, la función de producción es la combinación de tres factores de producción: Tierra, Capital y Trabajo.
En el factor Tierra están incluidos el clima, suelo y el vegetal (o cultivo). Cada uno de estos componentes de la Tierra se comportan como sistemas abiertos: en un determinado espacio / volumen ocurren procesos internos de materia, energía e información que intercambian con el entorno. Por ejemplo, el sistema clima lo situamos en la atmósfera. En su volumen hay corrientes de gases y flujos de calor, que en su interacción con la superficie terrestre proveen de calor, agua, oxígeno, para que se desarrolle la vida del vegetal. Lo mismo podemos explicar del suelo: en un determinado volumen de suelo (pedón) ingresa, circula y egresa: calor, agua y solutos que necesitan las plantas para producir biomasa. En consecuencia, definiendo el uso del suelo para la producción de biomasa, podemos redefinir de manera más precisa la función del suelo para el cultivo de biomasa vegetal.
3 - Funciones del sistema suelo para la producción de biomasa vegetal
El suelo constituye el sustrato material donde se siembra y desarrollan la gran mayoría de plantas tanto cultivadas como naturales, por tanto el mismo sirve para:
a) Proveer un espacio o volumen de libre exploración para las raíces.
b) Abastecer de calor y oxígeno para la germinación de semillas y crecimiento de raíces.
c) Abastecer de agua a las plantas para la germinación de semillas, mantener la turgencia de los tejidos y hacer que los procesos de fotosíntesis, asimilación de nutrientes y transpiración entre otros, ocurran.
d) Abastecer de elementos solubles -nutrientes- para la formación de tejidos vegetales y regular el exceso de elementos potencialmente tóxicos.
Por tanto, cada uno de estos servicios que el suelo aporta para el desarrollo de los cultivos constituyen las funciones del Sistema Suelo para la producción de biomasa vegetal.
Figura 2: Funciones del Sistema Suelo (Adaptado de Bonadeo y otros, 2017)
En definitiva, el suelo -como cualquier otro sistema natural- ofrece o aporta una serie de servicios a la humanidad. Estos se denominan Servicios Ecosistémicos. Para ampliar este concepto y conocer otras funciones del suelo puede consultar en este mismo Blog
https://sueloscopio.blogspot.com/2018/03/funciones-y-servicios-ecosistemicos-del.html#more
4 - Organización estructural del Sistema Suelo (SS)
La estructura del SS es la organización vertical y horizontal del mismo en el ecosistema terrestre. Para definir la estructura del SS se utiliza algún sistema de clasificación que ayude a identificar y describir las partes. Uno de estos sistemas es el propuesto por Oij Kerman (1974): Niveles Jerárquicos de SS (Cuadro 1 - Fig. 3) donde el nivel jerárquico central es el pedón – polipepedón (Fig. 4)
Cuadro 1: Niveles jerárquicos de la estructura del SS.
Figura 3: Esquema de los Niveles Jerárquicos del SS
El pedón/polipedón es la mínima porción o volumen de la corteza terrestre que se considera individuo suelo. Se reconoce mediante la observación e identificación de un conjunto de propiedades morfológicas (horizontes, textura, estructura, color, etc.) y analíticas (granulometría, bases de cambio, pH, etc.).
Figura 4: Esquema del pedón / polipedón
5 – Relación estructura/función del Sistema Suelo.
Los componentes estructurales del sistema suelo que mas se involucran en cada una de las funciones para el desarrollo de las plantas depende del nivel jerárquico que se analice (Cuadro 2). En otras palabras, en la intersección de cada fila y columna del cuadro se indican cuales son las propiedades externas o morfológicas o analíticas del suelo mas relevantes para una determinada función y para cada nivel jerárquico.
Las funciones son tomadas y adaptadas del libro El Sistema Suelo Planta (Bonadeo y otros, 2017) y los componentes morfológicos del suelo son tomados básicamente de las Normas de Reconocimiento de Suelos de la República Argentina (Etchevere, 1976).
Cuadro 2: Relaciones Estructura / Función del SS para la producción de biomasa.
6.1 - FUNCIÓN: espacio físico para el desarrollo de las raíces
La raíz es el órgano vegetativo de las plantas que explora los espacios vacíos del suelo. Como norma general adoptaremos la siguiente regla de valoración: el suelo que menor resistencia oponga al crecimiento de raíces es el más funcional (mejor) a este servicio para la producción de biomasa. Existen diferentes tipos de raíces cuya estructura y dinámica de ocupación del suelo no nos ocuparemos en esta instancia. Solo se consideran aquellos aspectos morfológicos que inciden en la exploración radical.
6.1.1 - Porosidad
La porosidad del suelo es la relación que existe entre el volumen total de poros (espacios vacíos) de un horizonte o de un agregado dividido el volumen del horizonte o agregado. Como resulta complicado determinar el volumen de poros dentro del suelo, se utiliza la Densidad que es la relación entre el peso y volumen de una muestra de suelo.
P = [1 - (Dap / Dr)]*100
P: Porosidad (%)
Dr: densidad real (gr/cm3).
Dap: densidad aparente (gr/cm3).
En términos generales la porosidad total de la mayoría de los suelos minerales se ubica alrededor del 50% del volumen total de suelo. La textura es una propiedad determinante en este sentido (Cuadro 3). En general texturas arenosas tienden a tener una menor porosidad total mientras que en texturas arcillosas ocurre lo contrario.
Cuadro 3: Relación entre la textura y la porosidad total (Koorevaar et al., 1987.).
El otro aspecto de la porosidad del suelo que interesa conocer es la distribución del tamaño de poros en los horizontes. Hay varios tipos de clasificaciones pero como norma práctica se puede adoptar la siguiente:
A) Macroporos: poros cuyo diámetro medio es ≥ 10 μ. Este tipo de poros en su gran mayoría los define la estructura o agregación del suelo y es donde se alojan mayoritariamente las raíces.
B) Microporos: poros cuyo diámetro medio es < 10 μ. Este tipo de poros está definido por las partículas individuales del suelo (granulometría - compuestos orgánicos) y son los que permiten el almacenaje del agua. A nivel de las raíces, solo los pelos radicales pueden explorarlos.
Una clasificación de la porosidad en función del diámetro explorado por diferentes tipos de raíces, se presenta en la Cuadro 4.
Cuadro 4: Tamaños de poros explorado por tipo de raíz (Hamblin, 1985)
De acuerdo a esta clasificación, la gran mayoría de poros que alojan raíces se encuentran en la categoría macroporos a excepción de los pelos radicales que pueden explorar microporos.
6.1.2 - Estructura o Agregados del suelo
La estructura es la propiedad morfológica que expresa el ordenamiento de partículas en agregados o peds. Un agregado es un terrón de suelo, separado de los agregados vecinos a través de superficies o planos de debilidad (p.e. grieta, fisura, etc.).
La estructura posee una jerarquía de organización: va desde los niveles elementales (microestructura) hasta niveles más complejos (macroestructura). Un suelo que se denomina apedal es aquel que sólo posee niveles elementales de estructura mientras que un suelo pedal es el que posee los niveles elementales y superiores de estructura.
La descripción de la macroestructura en materiales pedales se realiza según
Tipo y subtipo de estructura: forma y ordenamiento de los agregados
Clase de estructura: es el tamaño del agregado
Grado de estructura: es grado de resistencia a la ruptura de los agregados.
La estructura o agregación del suelo afecta a un numeroso grupo de características físicas, pero sobre todo controla la porosidad del mismo. Esto depende, en primera instancia del grado de desarrollo y, en segunda instancia, de posibles alteraciones por uso del suelo.
En la Cuadro 5 se toma la relación grado y su expresión morfológica.
Cuadro 5: Grado desarrollo de la estructura y expresión morfológica (Bonadeo y otros, 2017)
En suelos con estructuras apedales, es importante conocer el grado de coherencia y la porosidad de la estructura. Debe considerarse si es de “grano simple”, en donde las partículas funcionan individualmente, por ejemplo, en suelos muy arenosos, con gran predominio de fracción esquelética, o si es coherente, en donde recibe el nombre de estructura “masiva”.
A medida que exista mayor desarrollo de la estructura y con ello presencia de agregados (bloques, prismas, láminas) estos definen:
macroporosidad o porosidad entre agregados
microporosidad o porosidad adentro de los agregados
condiciones de superficie de los agregados: la presencia de películas de arcilla (barnices), cementaciones de manganeso o hierro o calcio (concreciones) o de caras de deslizamiento (slickensides) que tapizan y obturan los poros de la superficie de los agregados o rompen pelos radicales que ya penetraron en los mismos.
6.1.3 - Isotropía / anisotropía: el término se utiliza para indicar la homogeneidad o heterogeneidad de las propiedades del suelo en sentido vertical. Las propiedades morfológicas que mide esta propiedad son: horizontes y sus límites, diferencias de granulometría y densidad aparente. En general, mientras más marcada es la anisotropía, más se enlentece la profundización de raíces.
Cuadro 6: Isotropía / anisotropía del suelo.
6.1.4 - Horizontes o capas restrictivas para el crecimiento.
Se consideran todas las estructuras morfológicas que ofrecen resistencia al crecimiento de las raíces. La impedancia al crecimiento puede ser total, parcial y de índole física o química. A continuación se indica la propiedad y su respectiva nomenclatura.
Cuadro 7: Características que determinan restricción física al crecimiento de raíces.
Cuadro 8: Características que determinan restricción química al crecimiento de raíces.
Horizonte abrúptico: con un cambio textural abrupto. Son aquellos que poseen una importante diferencia en el contenido de arcilla con respecto al horizonte suprayacente, del cual está separado por un límite claro, bien definido. Poseen contenidos de arcilla muy elevados denominados Panes de arcilla, cercanos al 50% (Vertisoles). Estos horizontes poseen baja permeabilidad y elevada densidad. La exploración de las raíces se afecta notoriamente concentrándose en las capas u horizontes superiores o distribuyéndose en forma heterogénea sobre la superficie de los agregados, sin explorarlos internamente.
6.1.5 - Profundidad del perfil del pedón / individuo suelo
La profundidad del perfil la establece con total claridad la Taxonomía de Suelos (Soil Survey Staff, 2006):
El suelo cubre a la superficie terrestre como un continuo, excepto en áreas con afloramientos rocosos, de congelamiento perpetuo, en aguas profundas o sobre los hielos de los glaciares estériles. En ese sentido, el suelo tiene un espesor que está determinado por la profundidad de enraizamiento de las plantas.
Se presentan en el Cuadro 9 aspectos morfológicos del suelo que influyen sobre la función de conceder un espacio para el crecimiento de las raíces.
Cuadro 9: Relación Estructura/Función Espacio Físico para Raíces (Bonadeo y otros, 2017).
6.2 - FUNCIÓN: Abastecimiento de agua y aire
La disponibilidad de agua para abastecer las necesidades de las plantas es regulada por el ciclo hidrológico. El suelo captura agua en la superficie y la almacena adentro del pedón proveniente de distintas fuentes (lluvia, escurrimiento superficial, ascenso capilar desde la napa o riego). Las raíces que exploran el perfil, abastecen a la planta absorbiendo el agua almacenada en el suelo. Este proceso es posible porque el suelo es un cuerpo poroso, capaz de incorporar y retener agua por un determinado período para ponerla al servicio del consumo de los cultivos. Sin embargo, las características del suelo que determinan la captura y almacenamiento dependen del nivel jerárquico que se analice. A continuación, se analizarán los componentes del ciclo del agua a nivel de cuenca, toposecuencia y pedón.
6.2.1 - Cuenca: en este nivel jerárquico el agua del suelo es regulada por el tipo de RELIEVE que a su vez, define el DRENAJE EXTERNO.
Los tipos de Relieves son:
Pronunciado o Excesivo: relieve de áreas con pendientes generalmente cortas, con alto gradiente de pendiente y complejas. Estas áreas poseen una elevada capacidad de escurrimiento superficial. Es el relieve típico de áreas de montañas o serranías.
Normal: relieve de áreas que siempre poseen capacidad de escurrir agua en superficie. Este relieve puede incluir formas locales variadas y diferente tipo de pendientes, pero nunca el agua de escurrimiento queda detenida en algún sitio muy grande.
Subnormal relieve que corresponde a superficies con muy poco gradiente de pendiente, muy planas. Por consiguiente, poseen un escurrimiento lento o muy lento con una marcada tendencia a acumular agua en charcos o lagunas temporarias.
Cóncavo: relieve típico de áreas deprimidas con escurrimiento nulo o muy lento y con tendencia a formar lagunas o charcos permanentes.
Cada tipo de relieve definirá la estructura o forma de la Cuenca. En términos prácticos, una cuenca se puede esquematizar de la siguiente manera (Figura 5).
Figura 5: Esquema de una Cuenca. (Adaptado de Shaxson y Barber, 2005)
En el esquema se representa un área de la superficie terrestre donde el agua que no ingresa al suelo escurre sobre la superficie hasta un punto de salida (exutorio o salida final). El escurrimiento superficial ocurre en forma de manto o en forma concentrada, conformando la red drenaje externo de la cuenca.
La facilidad con que el agua que no ingresa al suelo y se elimina sobre la superficie del suelo es el DRENAJE EXTERNO, ESCURRIMIENTO o ESCORRENTÍA. Este componente del agua del suelo incluye el peligro de anegamiento, entendiendo por tal la frecuencia con que se acumula cierto exceso de agua saturando el perfil del suelo por lluvias o ascenso de la napa. Según la facilidad con que se elimina el agua en superficie y el peligro de anegamiento, se establecen los siguientes grados de escurrimiento:
Escurrimiento nulo: el agua no se elimina por escurrimiento superficial. Puede haber encharcamiento permanente. Relieves Cóncavos. Áreas permanentemente anegadas.
Escurrimiento muy lento: áreas que se anegan frecuentemente o cada vez que llueve. El agua superficial fluye tan lentamente que permanece casi todo el año sobre el suelo si no se infiltra o evapora. Puede haber encharcamiento casi permanente. Relieve Subnormal. Áreas muy anegables.
Escurrimiento lento: áreas donde el agua escurre lentamente por lo que la superficie del suelo queda cubierta con agua por períodos largos. Relieve Subnormal. Áreas anegables.
Escurrimiento medio: áreas donde el agua escurre aunque puede permanecer sobre el suelo por períodos cortos. Relieve Normal - Subnormal. Áreas poco anegables.
Escurrimiento rápido: áreas que no sufren encharcamientos ni anegamientos. El agua escurre superficialmente muy rápido. Relieve Normal. Áreas no anegables.
Escurrimiento muy rápido: áreas donde el agua escurre muy rápidamente. Relieve Pronunciado.
Cuando existe riesgo de que el suelo pueda permanecer bajo el agua durante cierto lapso de tiempo, aparece el peligro de inundación que se define en función de la frecuencia e intensidad de las crecientes provocadas por desbordes de ríos, arroyos, canales, lagunas, etc. La escala de categorización es: Áreas muy inundables, Áreas inundables, Áreas excepcionalmente inundables y Áreas no inundables.
6.2.2 - Toposecuencia o Catena: los componentes que regulan el movimiento del agua del suelo son el drenaje externo e interno del suelo entre la superficie, la zona no saturada y la zona saturada (napa o capa freática). La ley de gravedad es la que controla el movimiento tanto lateral como vertical.
Figura 6: Esquema de una Toposecuencia. (Adaptado de Shaxson y Barber, 2005)
En el esquema de la Figura 6 se representa el movimiento lateral del agua en superficie y subterráneo: ESCURRIMIENTO superficial y subterráneo y el movimiento vertical del agua ingresando y atravesando el perfil del suelo, PERMEABILIDAD. El movimiento lateral del agua, tanto el superficial como subterráneo está controlado por la ley de gravedad conforme a la topografía de la Toposecuencia estableciendo una dirección de escurrimiento desde sitios más elevados con respecto a otros menos elevados, comúnmente llamados: LOMA y BAJO. La estructura del paisaje que conecta Lomas y Bajos se llama pendiente.
La PENDIENTE se reconoce por 5 componentes: Gradiente, Dirección, Longitud, Forma y Complejidad.
a) Gradiente: es el ángulo formado por el plano de inclinación de la superficie del suelo (en dirección al escurrimiento del agua) y un plano horizontal entre dos puntos localizados a cierta distancia (Figura 7). También se la caracteriza como un porcentaje entra la diferencia de altura o desnivel dos puntos de la superficie terrestre distantes uno del otro a 100 metros.
Se reconocen 7 clases de gradientes de pendiente:
Gradiente 0 - 0,5%: áreas muy planas, con escurrimiento del agua nulo a muy lento.
Gradiente 0,5-1%: áreas muy suavemente onduladas a suavemente onduladas, con escurrimiento muy lento a medio.
Gradiente 1-3%: áreas suaves a moderadamente onduladas, con escurrimiento medio a rápido.
Gradiente 3-10%: áreas fuertemente onduladas o inclinadas, con escurrimiento rápido.
Gradiente 10-25%: áreas fuertemente inclinadas o colinadas con escurrimiento muy rápido.
Gradiente 25-45%: áreas escarpadas o muy colinadas.
Gradiente >45%: áreas muy escarpadas en montañas
b) Dirección: es la orientación de la pendiente de acuerdo al compás de dirección establecido por los puntos cardinales (Figura 8). Para definir la dirección hay que observar pendiente abajo o en el sentido que circula el agua superficial.
Figura 7: Direcciones de pendiente
c) Longitud: para definir este componente de la pendiente es preciso establecer dónde se localiza el punto inicial y final del plano de la superficie terrestre (al igual que para calcular el gradiente) y establecer la distancia (Figura 7). Una clasificación aproximada de las longitudes de pendiente es:
Muy cortas hasta 200 metros.
Cortas entre 200 – 500 metros.
Medianamente largas 500-1.000 metros.
Largas 1.000-2.500 metros.
Muy largas más de 2.500 metros.
d) Forma: las forma de la pendiente se reconocen en dos direcciones: a) en la misma dirección de circulación del escurrimiento superficial del agua y b) en dirección al plano perpendicular a la circulación superficial del agua. De esta manera se establecen formas lineales, convexas o cóncavas y sus combinaciones.
Figura 8: Representación esquemática de las formas de la pendiente
(Fields Book for Describing and Sampling Soils Ver. 2.0 – NSSC – USDA 2002)
e) Complejidad: se reconoce como la uniformidad relativa del gradiente, longitud y dirección de la pendiente en términos generales. Se identifican dos tipos de pendientes desde el punto de vista de la complejidad: Simples o Complejas.
Las PENDIENTES controlan el movimiento lateral del agua tanto a nivel superficial como subterráneo. En cambio, el movimiento vertical de agua que ocurre adentro del pedón es controlado por la PERMEABILIDAD. Esta propiedad se interpreta en el nivel jerárquico de PEDÓN.
6.2.3 - Pedón/Individuo Suelo: en este nivel de INDIVIDUO SUELO el ciclo del agua se esquematiza de la siguiente forma:
Figura 9: Esquema del ciclo del agua a nivel de pedón.
Fuente: Adaptado de Shaxson y Barber, 2005
En este nivel jerárquico, tiene especial relevancia el volumen de suelo que almacena agua (stock). En tal sentido, la división entre agua aprovechable y no aprovechable la establece el límite inferior del individuo suelo que queda establecido hasta la profundidad que puede ser explorado por cualquier sistema raíces. El límite inferior lo establece algún impedimento físico que obstruya la exploración de las raíces o la napa freática que este puede estar a escasos centímetros de la superficie o a decenas, incluso centena de metros. Como podrá advertirse es prácticamente imposible considerar el agua del suelo como un compartimiento estanco, inmóvil: siempre está sometida a fuerzas que impulsan su movimiento. No obstante, para comprender como se almacena agua en un suelo es preciso hacer abstracción del movimiento y considerar al agua inmóvil aunque sea por un mínimo instante de tiempo. Sobre este supuesto entonces, el contenido de agua del suelo tanto en la zona saturada como no saturada depende de la relación entre los sólidos y vacíos del mismo: POROSIDAD.
En el suelo hay una gran variedad de poros cuyas características están vinculadas con la fase sólida denominada matriz del suelo que es el arreglo espacial de todos los componentes sólidos. Dicho arreglo es el que determina, por un lado, la POROSIDAD TOTAL del suelo es el volumen de suelo no ocupado por sólidos y por otro, los TIPOS DE POROS en función de una clasificación por tamaño y/o función y su distribución en la matriz del suelo.
La POROSIDAD TOTAL del suelo se puede expresar de manera relativa de la siguiente manera:
%P = Vf.Vs*100
Donde, Vf es el volumen total de poros y Vs el volumen total del suelo considerado (pedón, horizonte, ped, muestra, etc.)
En términos generales la porosidad total de la mayoría de los suelos se ubica alrededor del 50% del volumen total de suelo. Sin embargo, los rangos de variación de la porosidad difieren considerablemente entre diferentes tipos y condiciones de suelos. La textura es una propiedad determinante en este sentido. En general texturas mas arenosas tienden a tener una menor porosidad total mientras que texturas mas arcillosas ocurre lo contrario. Para medir la porosidad del suelo la forma mas corriente de hacerlo es mediante la determinación de la Densidad Aparente.
En cuanto a los TIPOS DE POROS en función de una clasificación por tamaño y función en relación a la dinámica del agua en el suelo mencionaremos de cara a la función de abastecimiento dos tipos de poros:
macroporos (diámetro medio aproximado > 10 μ)
microporos (diámetro medio aproximado < 10 μ)
Los macroporos controlan el ingreso y movimiento vertical del agua adentro del perfil, propiedad que se denomina PERMEABILIDAD. La porosidad también regula el abastecimiento de aire para la biota: en la medida que lo poros se vacían de agua el lugar es ocupado por gases que abastecen de O2 a las raíces.
A) PERMEABILIDAD es la capacidad con que el agua atraviesa en forma descendente el perfil del suelo. Dicha capacidad está determinada por el tamaño y cantidad de macroporos del horizonte menos permeable y que dichos poros estén libres de agua (no estén saturados por la presencia de una capa freática). Esta capacidad se mide como conductividad hidráulica saturada (cm h-1). El ingreso de agua al perfil del suelo se denomina infiltración. Esta propiedad está muy fuertemente relacionada con las características de los primero 5 – 10 cm de la capa superficial del suelo. Los tipos de Permeabilidad son:
Permeabilidad muy lenta: el agua casi no pasa a través del suelo. CHS (Conductividad Hidráulica Saturada) menor de 0,125 cm h-1
Permeabilidad lenta: suelos saturados con agua por un lapso muy prolongado con moteados en todo el perfil. CHS entre 0,125 y 0,5 cm h-1.
Permeabilidad moderadamente lenta: suelos saturados con agua por un lapso prolongado con moteados en alguna parte del perfil. CHS entre 0,5 y 2 cm h-1.
Permeabilidad moderada: la saturación con agua se limita a pocos días y la mayoría de los suelos están libres de moteados. CHS entre 2 y 6,25 cm h-1.
Permeabilidad moderadamente rápida: porosidad no capilar relativamente alta, no hay moteados. CHS entre 6,25 y 12,5 cm h-1.
Permeabilidad rápida: alta porosidad no capilar. CHS entre 12,5 y 25 cm.h-1.
Permeabilidad muy rápida: muy alta porosidad no capilar. CHS mayor de 25 cm.h-1.
Figura 10: Relación Textura, Porosidad y Permeabilidad.
Sobre la base del DRENAJE EXTERNO e INTERNO de los suelos se establecen las categorías de DRENAJE NATURAL del suelo.
Suelo muy pobremente drenado: el agua se acumula en superficie (Escurrimiento muy lento – Permeabilidad muy lenta). Estos suelos ocupan las depresiones, bajos, lagunas temporarias, entre otros. Presentan evidencias de moteados (procesos de óxido reducción) en todo el perfil. Corresponde a Relieve Cóncavo - Subnormal. La capa freática permanece sobre o muy cerca de la superficie del suelo la mayor parte del año.
Suelo pobremente drenado: el agua sale tan lentamente (Escurrimiento lento – Permeabilidad muy lenta) que lo mantiene mojado (saturado) gran parte del año debido a un nivel freático alto y/u horizonte de permeabilidad lenta o muy lenta, que dan lugar a condiciones de procesos de reducción permanente en alguna parte del perfil con moteados. Los suelos de ésta clase generalmente ocupan zonas topográficamente bajas. Relieve Subnormal.
Suelo imperfectamente drenado: el agua se elimina lentamente, lo que lo mantiene mojado por lapsos importantes del año pero no siempre. (Escurrimiento lento – Permeabilidad moderadamente lenta) Los suelos de esta clase ocupan topografías planas donde el escurrimiento es lento o hay adiciones por escurrimiento desde otros lugares. Estos suelos tienen por lo general un nivel freático alto y/o un horizonte de permeabilidad lenta.
Suelo moderadamente bien drenado: el agua sale con alguna lentitud de la superficie, lo cual puede mantenerlo mojado por pequeños lapsos de tiempo (Escurrimiento medio – Permeabilidad moderada). Suelen tener un nivel freático relativamente alto y/o un horizonte de permeabilidad moderadamente lenta y/o ciertas dificultades en la infiltración.
Suelo bien drenado: el agua nunca queda retenida en superficie (Escurrimiento medio a rápido– Permeabilidad moderadamente rápida). Pueden tener algún horizonte de permeabilidad moderada, pero no impide la percolación de agua y están libres de procesos de reducción (moteados) dentro del perfil.
Suelo algo excesivamente drenado: el agua se retira con rapidez en superficie (Escurrimiento rápido – Permeabilidad rápida). No presenta moteados ni nivel freático cercano a la superficie.
Suelo excesivamente drenado: el agua se retira con demasiada rapidez debido a su alta porosidad y/o por ser escarpados. (Escurrimiento muy rápido – Permeabilidad muy rápida)
Por otra parte, los microporos son los que retienen el agua adentro del suelo, de manera que el mismo se convierte en un almacén o repositorio de agua para la biota. Esta propiedad se llama CAPACIDAD DE RETENCIÓN HÍDRICA y está controlada por la tensión superficial y la capilaridad.
B) Capacidad de Retención Hídrica
La CAPACIDAD DE RETENCIÓN HÍDRICA del suelo es la relación entre un CONTENIDO HÍDRICO y un estado de ENERGÍA del agua del suelo.
a) Contenido Hídrico
El espacio interno del suelo definido por la porosidad puede estar, en un determinado momento totalmente lleno de agua (suelo saturado) hasta totalmente vacío de agua (suelo seco). Se considera por convención que un suelo no contiene más agua cuando adquiere peso constante al ser secado en estufa a 105°C.
El contenido hídrico se puede expresar de dos maneras: en relación a un volumen de suelo o una masa de suelo. El primero se denomina contenido hídrico volumétrico y normalmente se designa con la letra griega θ. La segunda forma de expresarlo se denomina contenido hídrico gravimétrico o másico y se designa con la letra w. Estas variables se pueden expresar como:
Donde: V1 es el volumen ocupado por agua, VA es el volumen de poros totales de la muestra de suelo; ml es la masa del agua y mts es la masa total de la muestra de suelo seca.
Las unidades correspondientes son:
a) Contenido volumétrico: peso volumen agua / volumen suelo
Unidades: m × ρw / m × Dap = kg × kg m-3 / kg × kg m-3 = m3 m-3
b) Contenido hídrico gravimétrico : peso agua / peso suelo
Unidades: m•g / m•g = kg • m s-2 / kg • m s-2 = kg kg-1
Normalmente se determina el CH gravimétrico pues es más fácil pesar agua + suelo que determinar su volumen. Luego, para transformar el contenido gravimétrico a volumétrico basta con multiplicar el peso de agua contenida en el suelo por la densidad aparente.
b) Potencial Energético del Agua
El potencial energético es una medida de la capacidad de realizar trabajo del agua del suelo. Esta capacidad se relaciona directamente con la energía potencial ya que la energía cinética es despreciable puesto que el movimiento del agua del suelo es muy lento. En consecuencia, se trata de una forma de medir, en unidades de energía la disponibilidad para las plantas.
Se parte del concepto que la máxima energía del agua es en su estado puro a 25 °C, supongamos un recipiente en la superficie del suelo. Cuando el agua ingresa al suelo, se pone en contacto con la fase mineral y gaseosa y es sometida a una serie de fenómenos físicos que le restan capacidad de trabajo o –dicho de otra manera: está menos disponible para las plantas. De acuerdo al proceso físico o químico a la que es sometida el agua en la matriz del suelo se define el POTENCIAL HÍDRICO del agua.
El POTENCIAL HÍDRICO del agua del suelo, se denota con la letra griega psi Ψ y las unidades de medida más usuales son el bar (B), kilo Pascal (kP), es la diferencia entre la suma de los potenciales que le restan capacidad de realizar trabajo (Ψw) y un estado de referencia de máxima energía libre o capacidad de realizar trabajo (Ψwº)
Ψt = Ψw - Ψwº
Las fuerzas que interactúan con el agua del suelo son fuerzas matriciales, osmóticas, gravitatoria, hidrostática y neumática. Constituyen los factores que controlan de forma positiva o negativa la energía del agua del suelo definiendo cada factor un tipo de potencial específico.
La sumatoria de potenciales se denomima potencial agua total o potencial agua del suelo y se expresa de la siguiente manera:
Ψt = Ψm + Ψo + Ψg + Ψp
Donde, Ψt: potencial agua total, Ψm: potencial mátrico, Ψo: potencial osmótico, Ψg: potencial gravitatorio y Ψp: potencial hidrostático.
Cuadro 9: Factores que controlan la energía libre del agua
1Negativa/positiva hace referencia si aumenta o disminuye la energía del agua respectivamente.
- En la zona no saturada de un suelo no salino el potencial agua total es siempre negativo siendo el más importante el potencial mátrico:
- Ψa = - Ψm ± Ψg
- En la zona no saturada de un suelo salino el potencial agua total es siempre negativo siendo los más importantes el potencial mátrico y osmótico:
- Ψa = - Ψm - Ψo ± Ψg
A los efectos de la Función de Abastecimiento el potencial más importante es el mátrico y es el que define el contenido de agua útil del suelo en condiciones salinas y no salinas. El gravitatorio es prácticamente irrelevante en la definición de la capacidad del suelo en acumular agua. Es por ello que en este material se desarrollará solo potencial mátrico y osmótico.
1. Potencial mátrico Ψm: Este potencial está determinado por las fuerzas que tienden a mantener al agua unida a la fase sólida del suelo por los fenómenos de adsorción y de capilaridad. Estas fuerzas, quitan, restan energía libre al agua y tienden a retenerla adentro de los microporos del mismo. En consecuencia el Ψm adquiere SIEMPRE un valore de signo negativo. Si bien este potencial le resta energía al agua, es el que le confiere al suelo la capacidad de acumular, retenerla sin que drene: es clave en la función de abastecimiento hídrico pues captura el agua de lluvia o riego y la mantiene en “reserva” para que abastezca las plantas. La presencia del mismo se constata por la succion o tensión que ejerce el suelo sobre el agua.
En suelos no saturados, donde existe la interfase sólido-líquido-aire con presencia de fenómenos capilares y de adsorción, este potencial es el de mayor importancia por su magnitud, alcanzado valores cada vez mayores cuando el suelo se va vaciando de agua (se seca). En suelos que no cumple esta condición el potencial mátrico no existe. La siguiente figura esquematiza este concepto:
Figura 11: Esquema de la relación Ψm y contenido de agua
Fuente: http://www.terragis.bees.unsw.edu.au/navigation/
2. Potencial osmótico Ψo: tiene su origen por la presencia de solutos en el agua en la solución del suelo donde se desarrolla una presión osmótica. Este potencial, al igual que el mátrico siempre es de signo negativo puesto que el agua pierde energía libre con respecto a su referencia que es el agua pura
El Ψo es relevante en suelos salinos donde la concentración de la solución del suelo adquiere magnitudes relevantes. Se puede aproximar asumiendo un valor del 36% de la conductividad eléctrica del extracto de saturación medida en mmhos/cm.
c) Curva de Retención o Capacidad Hídrica
Las curvas de RETENCIÓN o CAPACIDAD HÍDRICA son gráficas en un sistema de ejes cartesianos que surgen de la relación matemática entre el potencial mátrico y el contenido hídrico del suelo. Normalmente, el potencial mátrico se representa en el eje de las ordenadas (eje y). Los valores de potencial se pueden presentar en una escala directa (Bares o MPascales) o logarítmica (logaritmo en base 10) en cm de agua. Si bien los valores del potencial mátrico son siempre negativos en términos energéticos -porque le restan energía libre al agua; lo usual es presentarlos en las curvas con valores positivos en concordancia con lo que es la presión capilar (equivalente al potencial mátrico pero de signo positivo). Por su parte los valores del contenido hídrico se asignan al eje de las absisas (eje x) en valores porcentuales tanto sea para el contenido volumétrico (θ) o gravimétrico (w).
En la siguiente figura se presenta una curva de retención hídrica indicando la información que contiene la misma.
Fig 12: Curva de Retención o Capacidad Hídrica (Parra y Degioanni, 214)
Dentro del continuo de las curvas existen valores de importancia en especial para la función de abastecimiento hídrico a las plantas. Uno es el contenido hídrico a capacidad de campo (CC) que corresponde al agua retenida por el suelo luego de 2 o 3 días de drenaje libre posteriores a una precipitación o riego abundante. Este valor es un indicador de la capacidad de retener agua que tiene el suelo ya que considera toda el agua retenida luego de la percolación del agua de drenaje ubicada en los poros mayores. En general se considera que este estado se alcanza a un potencia mátricos de -33 kPa (0,33 bar) aunque no es igual para todos los suelos (se puede encontrar desde -10 kPa en suelos francos hasta -100 kPa para suelos arcillosos).
Otro valor importante en la curva es el punto de marchitez permanente (PMP). Se trata de un valor energético de retención tan elevado que las plantas no pueden abastecerse de agua (entran en marchitez permanente) y es el contenido hídrico correspondiente a un potencial mátrico de -1500 kPa (-15 bar), punto que coincide con la marchitez irreversible de la mayoría de las plantas mesofíticas.
El contenido hídrico comprendido entre el rango de CC y PMP es denominado agua útil (AU) que es la que abastece a las plantas. . Este concepto considera que no es aprovechable el agua retenida a succiones mayores a 15 bar ya que la mayoría de las plantas no la pueden extraer, ni tampoco el agua a succiones menores a 0,33 bar ya que esta no permanece (en suelos bien drenados), el tiempo necesario para ser absorbida debido a que drena rápidamente por estar alojada en los poros de mayor tamaño.
d) Capacidad para el Aire
El espacio poroso que se define para el intercambio gaseoso entre la raíz y el suelo es el volumen de poros existentes entre los potenciales mátricos 0 y 0,33 B. Por consiguiente:
Cap. Aire (%) = Porosidad Total - Cont. Hídrioc a CC.
Los gases de mayor interés desde el punto de vista de la función de abastecimiento al vegetal son el O2 y el CO2. La concentración de estos gases varían según la actividad microbiana, contenido de agua y profundidad del suelo mas el ritmo de renovación e intercambio con el aire de la atmósfera. En términos generales el aire del suelo contiene una mayor proporción de CO2.
6.3 - FUNCIÓN: Abastecimiento de calor
El sistema suelo obtiene su calor por incidencia de la radiación solar y pierde el mismo por emisión térmica como cualquier objeto terrestre. Por consiguiente la cantidad de calor que almacena depende del balance radiativo (input – ouput diario/estacional/anual), la capacidad calórica de las fases sólida, líquida y gaseosa, la difusividad térmica y la profundidad del suelo considerada. En la Figura 13 se presenta la variación de temperatura (medida de la cantidad de calor de un cuerpo) en relación al tiempo y profundidad del suelo.
Figura 13: Variación de la temperatura en el suelo (Campbell, 1995)
Como puede observarse, la mayor variabilidad de la temperatura se observa en los horizontes superiores para luego estabilizarse en profundidad. La temperatura del suelo afecta el crecimiento de las plantas desde la germinación de la semillas, crecimiento de las raíces, absorción de agua, abosorción y traslocación de nutrientes. A su vez regula la actividad microbiana: solubilizadora de nutrientes, control patógenos, entre otros aspectos.
6.4 - FUNCIÓN: Abastecimiento de nutrientes
Las plantas absorben en diferentes cantidades del ambiente que las rodea, además de agua, CO2 y O2, una serie de elementos minerales que son provistas por el suelo y que se los denomina nutrientes. A excepción del Carbono (C), Hidrógeno (H) y Oxígeno (O) que no son considerados nutrientes minerales, los elementos que se listan son considerados nutrientes y son: Nitrógeno (N), Fósforo (P), Potasio (K), Azufre (S), Calcio (Ca), Magnesio (Mg), Hierro (Fe), Zinc (Zn), Manganeso (Mn), Cobre (Cu), Boro (B), Cloro (Cl) y Molibdeno (Mo). También son considerados elementos requeridos por tipo de planta el Sodio (Na), Cobalto (Co), Vanadio (Va), Níquel (Ni) y Silicio (Si) (Bonadeo y otros, 2017).
Para que las plantas puedan absorber los elementos minerales estos tienen que estar en la solución del suelo. Para que los elementos minerales pasen al estado de solubilidad tienen que estar acumulados en un repositorio o depósito formando parte de la estructura de una roca, mineral o materia orgánica. Por otra parte, para que un elemento químico pase del depósito a la solución tiene que ocurrir un proceso de solubilización que llamamos meteorización química si el depósito es mineral o mineralización si el depósito es materia orgánica.
a) Depósito de nutrientes en la fase mineral.
A continuación se identifican los minerales que proveen los elementos químicos que son nutrientes de las plantas (Bonadeo et al, 2017):
-Calcio: Los principales minerales de los suelos que lo contiene, pertenecen a la serie de las plagioclasas, siendo la anortita la fuente primaria de Ca más importante. En los inosilicatos, los piroxenos contienen alrededor del 19 % de óxido de Ca (Oca) y los anfíboles el 12 %. También en biotitas y apatitas se encuentran pequeñas cantidades de este elemento. En regiones áridas y semiáridas la fuente dominante de Ca es la calcita (CO3Ca), la dolomita ((CO3)2CaMg) y yeso (SO4Ca.2H2O).
-Magnesio: Este elemento se encuentra en minerales primarios tales como biotita, dolomita, hornblenda, olivinos y serpentinas. También se encuentra en minerales secundarios tal como vermiculita que tiene un alto contenido de Mg y puede ser una significativa fuente del mismo.
-Potasio: Los minerales primarios más importantes son: feldespatos potásicos (ortoclasa y microclina), con más del 14 %; muscovita y biotita, las cuales tienen en su composición alrededor de un 10 % de este elemento. En cuanto a los minerales secundarios se lo encuentra en illitas, vermiculitas y cloritas. En general en el loess hay minerales que posee elevado contenido de K
El repositorio principal del resto de elementos químicos que son nutrientes para las plantas, son las rocas ígneas. Fe y Mn tienen una importante posición estructural en materiales silicatados. Cu y Zn también pueden ocupar posiciones estructurales en los minerales silicatados, incluyendo arcillas. También pueden estar en óxidos y en algunos casos sulfitos.
Cuadro 11: Fuente de elementos químicos
(Brady, 1990)
Rocas fostatadas: apatita, fluorapatita, hidroxiapatita, estrengita y vivianita
Rocas sultadas: yeso, epsomita, mirabilita, pirita y calcopirita
b) – Meteorización química
Este proceso químico, por el cual los elementos químicos se transfieren de las estructuras minerales a la solución del suelo, también denominado como intemperismo consiste en la alteración de la estructura molecular de los minerales mediante diferentes reacciones químicas por exposición al agua, oxígeno, dióxido de carbono y compuestos orgánicos. En este proceso es importante la superficie expuesta (superficie específica) del mineral o roca que interactua con su entorno para liberar elementos del estado sólido (estructura) a un estado soluble. El tamaño mas reactivo es el limo. De allí que suelos con alto contenido de limo son potencialmente más activos en el proceso de meteorización.
El primer paso en la meteorización química es, normalmente, la formación de una solución acuosa, constituyendo el medio donde se desarrollarán las diferentes reacciones que incidirán en la solubilización de los elementos químicos. La química de esta solución corresponde a la reacción de del H+, OH-, 02- y H20 de la solución con la fase mineral del suelo. Las reacciones químicas mas importantes en esta interfase son:
b) Hidratación: es la adición de moléculas de agua a un mineral formando “capas de solvatación”. Dichas capas disipan la carga del ion, debilitan la atracción electrostática entre este y la estructura cristalina del mineral para finalmente pasar a un estado soluble. En consecuencia, las moléculas de agua se van introduciendo entre las redes cristalinas debilitando la estabilidad del conjunto y favoreciendo la solubilización del mineral.
c) Hidrólisis: la atracción de los cationes sobre las moléculas de agua en la capa de solvatación es tan fuerte que la carga del catión repele los iones de hidrógeno (protones) disociando la molécula de agua. Esta reacción se llama hidrólisis, porque divide la molécula de agua, produciendo una desprotonación de la misma y liberando protones (acidificando). El proceso de hidrólosis es bastante mas complejo de como se describe en este párrafo.
d) Acidólisis: es la presencia de H en el medio proveniente de diferentes fuentes: hidrólisis o sustancias ácidas (acidos inorgánicos y orgánicos). Esta acidificación del medio produce la solubilizacion de cationes de la estructura de los minerales. A pH entorno a la neutralidad, Ca+2 y Mg+2 se remueven con mas facilidad de la estructura de los minerales mientras que Fe+3 y Al+3 lo hacen con menor facilidad. Este proceso depende de la variaciones de pH y de la pureza del mineral. A mayor pureza del mineral mas sólida es la estructura cristalina y por tanto mas dificil es su solubilidad.
d) Oxido-reducción: es otro de los mecanismos de la meteorización química y afecta al hierro. Depende del potencial redox (Eh) y del pH para su salida de las estructura de los minerales anfíboles y piroxenos.
Por último, se considera a la Meteorización biológica la puesta en solubilidad de elementos químicos por acción del bioma del suelo. En cualquier caso, todos los mecanismos enunciados son los que permiten poner en solución del suelo los elementos químicos de origen mineral que tendrán como destino nutrir la estructura vegetal.
c) Materia orgánica del suelo: depósito de elementos nutrientes.
La materia orgánica del suelo (MOS) tiene funciones relevantes tanto, en el orden físico (agregación, balance térmico, balance hídrico), como en el químico (CIC, buffer, provisión de nutrientes). Por otra parte, la MOS constituye el mayor depósito de C del planeta por lo que reviste de vital importancia en temas ecologicamente preocupantes como el calentamiento global.
Hasta ahora estaba relativamente acordado que tipo de estructuras químicas constituian la MOS, llamadas «sustancias húmicas» y que mecanismos hacian variar el contenido de C en el suelo: «la humificación/mineralización» . Sin embargo, a la luz de recientes investigaciones estos conocimientos están siendo reemplazados (Lehmann, J., & Kleber, M. 2015). Para conocer los nuevos conceptos sobre la composición de la materia orgánica ver el siguiente enlace de este Blog:
https://sueloscopio.blogspot.com/2020/03/materia-organica-del-suelo-breve.html
La Materia orgánica del suelo es el reservorio de macro y micronutrientes constituyentes de las estructuras químicas que la forman. Los macronutrientes de mayor relevancia son: Nitrógeno, Fósforo y Azufre (Bonadeo y otros, 2017).
Nitrógeno: una importante cantidad del N de la MO se encuentra como grupos aminos (NH2). Los compuestos orgánicos que contienen N son principalmente aminoácidos con una proporción entre el 20 a 50% y hexosaminas con un 5 a 10% del N orgánico total.
Fósforo: entre el 15 al 80 % del P de los suelos se encuentra en forma orgánica, dependiendo del orden de suelo, composición y contenido de MO. Los porcentajes más altos son típicos de suelos orgánicos y de suelos de ambientes tropicales. Del 5 al 10 % de P orgánico puede estar asociado al tejido microbiano viviente. Los compuestos orgánicos que son fuente de fósforo en el suelo en orden de importancia son el son fos - fatos de inositol (2-50%) fosfolípidos (1-5%), ácidos nucleicos (0,2-2,5%) y cantidades pequeñas de fosfoproteínas y fosfatos metabólicos. El resto se desconoce.
Azufre: el 90 % del azufre en horizontes superficiales de suelos bien drenados, no calcáreos, se encuentran en forma orgánica. Proviene de residuos vegetales y animales.
Una relación de stock de estos elementos en relación al carbono orgánico es: C/N/S 120/10/1,4 con amplia variación en los suelos.
d) Mineralización de elementos de la fase orgánica
El proceso de puesta en solubilidad de elementos químicos es por acción dominante del micobioma del suelo y se denomina mineralización. La mineralización del N orgánico del suelo es el proceso microbiano mas conocido y microorganismos dependiente, por el cual las formas orgánicas de N en los suelos son convertidas a formas inorgánicas (NH4 +, NO2- y NO3-). En suelos bien drenados, alrededor del 2 % del N orgánico es anualmente mineralizado. A modo de ejemplo, en suelos que contienen de 0,05 a 0,10 % de N. Dado que el NH4+ es la primera forma mineral producida, la mineralización de N es también llamada amonificación.
e) Solución del suelo: depósito de nutrientes solubles
El depósito de elementos solubles en el suelo lo constituye la solución del suelo. La misma constituye la fase líquida del suelo y solutos asociados proveniente de la meteorización o mineralización de la fase solida mineral y/o orgánica. También es la que forma, en contacto con partículas coloidales, el complejo de intercambio del suelo.
La solución del suelo podría considerarse como el componente acuoso del mismo a un contenido hídrico equivalente a capacidad de campo. Químicamente es una solución diluida de electrolitos y compuestos orgánicos hidrosolubles en equilibrio con compuestos sólidos y gaseosos. Obviamente que constituye el medio fundamental donde las plantas se nutren de los elementos químicos que necesitan a través de la absorción vía radicular.
La solución del suelo (no salino) es de baja concentración: la suma de cationes y aniones está en el orden de 0,02 molar. Los cationes predominantes son Ca, Mg y K en ese orden y Na, Fe, Cu y Zn en menor cuantía. Por otro lado, los aniones más abundantes son cloruros, bicarbonatos y sulfatos. En el siguiente cuadro se muestra un rango de concentraciones aproximado de la solución del suelo.
Cuadro 12: Rango de valores de concentración de solución del suelo (Barber, 1983)
*En condiciones anaeróbicas en suelos con drenaje deficiente.
Si bien la cantidad de elementos solubles en la solución es baja, se trata de una condición excluyente para que los elementos estén disponibles en el momento y en la cantidad que las plantas los necesitan. Para ello existen procesos de naturaleza físico - química que regulan inicialmente dicha disponibilidad. Dichos proceso son: el intercambio catiónico y el pH o reacción del suelo.
f) Intercambio catiónico. Los elementos químicos que se encuentran formando la solución del suelo, son principalmente los alcalinos y alcalino – térreos y tienen su origen en la meteorización química de los minerales originarios. Estos elementos, cationes, son casi exclusivamente y en orden cuantitativo decreciente: Ca++, Mg++, K+, Na+ y se los llama “bases intercambiables”. En suelos ácidos el Al+++ se hace presente pues se solubiliza en esas condiciones. También el Fe++ puede encontrarse en suelos pobremente drenados, junto con el Mn+. En el suelo, las bases (Ca++, Mg++, K+, Na+) se encuentran siempre en tres formas bien diferenciadas entre sí, y que son: no intercambiables, intercambiables o solubles. En la siguiente figura se esquematiza lo explicado en los párrafos precedentes.
Figura 15: Diagrama de las formas y posición de los cationes en el suelo (Hampp, 2006)
Los iones no intercambiables se corresponden, en primer lugar, a los que están formando las estructuras cristalinas de los minerales primarios del suelo. Una vez que el catión (base) se libera de esas estructuras por alguno de los procesos de meteorización, puede pasar a la solución del suelo en interacción con la micela coloidal. La micela coloidal es una partícula de naturaleza mineral (arcilla) u orgánica en un medio acuoso que se caracteriza por un tamaño < de 2 micrones de diámetro y que tiene intensa actividad eléctrica de superficie. Esta propiedad, si es electronegativa hace que ejerza una fuerte atracción sobre los cationes o bases que son de signo positivo. Las bases que más cerca de la micela se localizan forman la solución interna y en la medida que la partícula va perdiendo fuerza eléctrica con la distancia (cationes más lejos de la partícula) se forma la solución externa. Cuando una base es liberada de la estructura de un mineral se incorpora a la solución externa aumentando la concentración molar de la misma y esta se encuentra en disponibilidad como catión soluble. Cuando una base es absorbida por una planta o lixiviada en profundidad, la concentración molar de la solución externa obviamente que disminuye. Sin embargo este subsistema químico se mantiene relativamente constante en cuanto a la concentración de bases en la solución externa y esto se debe al equilibrio químico que se establece entre la solución externa e interna en la micela coloidal. Los cationes que se encuentran en este equilibrio se denominan bases intercambiables pues son adsorbido por el coloide. Cuando la reposición de bases intercambiables no es suficiente por la demanda de las plantas o por procesos de lixiviación intensos (sea por lentitud del proceso de mineralización o agotamiento de los minerales que son fuentes de alcalinos y alcalinos térreos) trae aparejado un empobrecimiento en el nivel de las bases en la solución del coloide y estas son sustituidas por H+ originados por la hidrólisis del agua, con la consiguiente acidificación del subsistema en su conjunto. Este equilibrio constituye la saturación con bases.
Saturación con bases: La saturación en bases, que es la relación porcentual entre la CIC de un suelo y la sumatoria de las bases de intercambio. Se vincula estrechamente pero no linealmente al pH. La diferencia que existe entre la CIC de un suelo, y la suma de bases Ca++, Mg++, K+ y Na+ cuantificadas en m.e./100g ó cmol/kg está ocupada por H+ es la insaturación con bases.
En regiones húmedas, la remoción de bases adsorbidas en el material coloidal por efecto de la lixiviación, ocurre en forma constantemente por intercambio catiónico. Las sedes de intercambio liberadas son ocupadas por el H+ del agua de lluvia, normalmente de reacción ácida, o por el H+ de otras fuentes como el CO3H2, NO3H, SO4H2, provenientes de la actividad biológica o de ácidos orgánicos.
La cantidad de cationes que el material coloidal del suelo puede adsorber por cada 100 gramos de peso se denomina Capacidad de Intercambio Catiónico. Se entiende que sólo son activas la fracción arcillosa y la materia orgánica, correspondiéndole al resto del material (arena y limo) una participación insignificante. Se expresa en m.e. 100 g-1 (m.e.%) o cmoles de carga kg-1 (SI) y numéricamente los valores son los mismos. En el Cuadro 13 figuran los valores del CIC de los materiales coloidales más comunes en los suelos:
Cuadro 13: Capacidad de intercambio catiónico de coloides
Los fenómenos de intercambio catiónico que ocurren en los materiales coloidales y por ende en los suelos mantienen siempre la equivalencia, es decir que son reacciones estequiometricas. Por Ej. cuando se produce el intercambio de Ca++ por K+ a la salida de 5 m.e. del primero le corresponden entrar 5 m.e. del segundo. Los cationes de intercambio presentes en el suelo normalmente cambian cuali-cuantitativamente según el tipo de suelo que se trate. En el caso de los Molisoles y Alfisoles los cationes predominantes en orden decreciente son Ca++, Mg++, K+, Na+ e H+, éste último en cantidades variables.
Intercambiabilidad de bases y potencial iónico. Efecto ión complementario. En los Molisoles bien drenados el Ca++ es el elemento que predomina en el sistema coloidal, con una presencia que supera por lo general el 50 %, pudiendo llegar a ser bastante mayor, en algunos casos más del 70%. Le siguen luego casi invariablemente el Mg++, K+, y finalmente Na+. La secuencia de bases indicada no es el resultado de una disponibilidad de bases relacionada a la meteorización química del material originario sino que se debe a la diferente energía de retención de cada una. En tal sentido, los cationes bivalentes son más fuertemente retenidos que los monovalentes y entre éstos el Ca++ más que el Mg++ y el K+ más que el Na+. Esta particularidad determina una lixiviación diferenciada que afecta más a los monovalentes que a los bivalentes y que trae como consecuencia las secuencias de bases establecidas. Excepcionalmente puede ocurrir que un material original muy rico en algún elemento como es el caso del K+ en el loess Argentino y también la presencia de Illitas determinen que a veces éste elemento por su concentración relativamente alta en la solución del suelo supere en concentración al Mg++ intercambiable.
La intercambiabilidad de un catión, además de su potencial iónico, depende también del potencial iónico de los iones que lo acompañan en el sistema. Esto significa entonces que el tipo de los iones acompañantes influyen sobre la intercambiabilidad de un determinado ión ya que puede afectar la fuerza de unión entre éste y el coloide. Por ejemplo una planta puede extraer más K+ de un suelo que tiene mucho Ca++ que de uno que no lo tuviera.
g) Reacción del suelo ó pH es una variable química de síntesis que permite interpretar una serie de propiedades químicas y físico-química de los suelos y que, en condiciones extremas, suele ser una limitante excluyente de determinados cultivos. En este contexto, se analizará la reacción del suelo como uno de los mecanismo que regula la disponibilidad de elementos químicos en la solución del suelo, particularmente a nivel del subsistema de intercambio catiónico.
La concentración del H+ activo presente en el agua del suelo es lo que en última instancia determina el parámetro químico conocido como pH. Esta concentración depende de las formas de H+ ionizable que existen en los suelos y estas varían dentro de los distintos grupos genéticos.
Los H+ presentes en los suelos se encuentran como H+ adsorbidos en la superficie del subsistema coloidal o complejo de intercambio al igual que las bases de intercambio o como H+ libres en la solución del suelo. De esta manera se producen en los suelos dos tipos de acidez:
Coloide H+n ⇔ H+ m
Donde:
n: N° total de H+ en la arcilla.
m: N° de H+ libres en la solución (no ionizados desde coloide).
Los H+ adsorbidos o intercambiables (H+n) son los que generan la acidez llamada potencial, de reserva o intercambiable, mientras que los H+ libres (H+m) son los responsables de la acidez actual o activa, cuya actividad se mide como pH. La acidez total es la suma de ambas.
La cantidad de iones H+ presentes en la solución del suelo en un momento dado es muy pequeña si se la compara con los que están en el intercambiador. Se calcula que en suelos arenosos sólo 1/1000 del H+ intercambiable se encuentra en la solución externa pudiendo llegar esta relación a 1/50 hasta 1/100.000 en suelos arcillosos.
Cuadro 14: Grados de acidez y alcalinidad, ión predominante en el complejo de cambio,
valores de pH y Órdenes de suelos (Hampp, 2006)
Solubilidad de bases en condiciones de acidez: En la medida que aumenta la acidez de los suelos, empieza a ser importante primero la cantidad de hidrógeno intercambiable y luego, a valores de pH menores de 5,5, la cantidad de Al+++, que en algunos casos puede llegar a ocupar el 40% de las posiciones de intercambio.
Los iones de hidroxialuminio, Al(OH)2+ y Al(OH)2+ , son productos de la hidrólisis del Al3+. Cuando el pH se hace menor a 5, se produce un fenómeno que tiene fuerte incidencia en la génesis del suelo. Las arcillas en ese medio, donde una importante proporción de la CIC está ocupada por H+, comienzan a descomponerse por solubilización de su Al estructural, el que a su vez pasa a ocupar sedes de intercambio; lo hace en forma de monómero en coordinación octaédrica con 6 moléculas de agua, Al(H2O)6, denominado aluminio hexahidronio. Este conserva un elevado potencial iónico y queda tan fuertemente adsorbido que no participa de las reacciones de intercambio comunes, pero ante un incremento del pH se hidroliza liberando H+, de acuerdo a las reacciones siguientes, donde para simplificar, se quitan las moléculas de agua del monómero, como se indica a continuación:
Al3+ + H2O → Al(OH)2+ + H+
Al(OH)2+ + H2O → Al(OH)2+ + H+
Al(OH)2+ + H2O → Al(OH)3 + H+
Al + 3 H2O → Al(OH)3 + 3H+
La conclusión es que en los suelos minerales ácidos, la acidez no está dada por el H+ intercambiable, que es muy poco, sino por reacciones del Al.
Las especies iónicas Al3+, Al(OH)2+ y Al(OH)+2 son todas relativamente intercambiables y como se puede ver en la sucesión de reacciones descriptas, cuando hay un aumento del pH van disminuyendo su carga y van liberando sedes de intercambio, es decir que se producen cargas que son dependientes del pH. Sin embargo, de las tres, la forma Al(OH)+2 es retenida con mucha energía e hidroliza solamente a pH muy elevado. En esta situación, también los H de los OH expuestos de las láminas de tetraedros de Al pueden hidrolizarse. El Al ligado a la materia orgánica lo hace en forma de complejos y su participación en el pH depende de la estabilidad de estos compuestos. De todos modos la influencia es baja.
En contraste con los minerales de arcilla, los compuestos orgánicos exhiben una adsorción preferencial de H+. Los compuestos orgánicos contiene grupos ácidos como los carboxilos e hidroxilos fenólicos, que son altamente selectivos para su asociación con protones. Estos son más difíciles de intercambiar que otros cationes y su liberación ocurre a través de reacciones dependientes del pH. Así es que un aumento del pH facilita la salida de estos H+ de las sedes de intercambio, y con ello se produce un aumento de la CIC. En los suelos orgánicos este tipo de reacciones son dominantes y están asociadas a valores de pH más bajo que los que ocurren con el Al en suelos minerales.
Este tipo de reacciones son las responsables de la no coincidencia de la suma de bases más el Al e H intercambiables (cuando figuran como tales en las tablas de datos analíticos) con la CIC del suelo, normalmente determinada a pH 7.
De acuerdo a lo expuesto, se considera que existe entonces en los suelos un tercer tipo de acidez denominada acidez no intercambiable y que se debe al Al(OH)+2, a hidroxilos de oxígenos no compartidos de las superficies basales de los minerales de arcilla y al H fuertemente adsorbido de la materia orgánica.
Solubilidad de bases en condiciones de neutralidad: En el caso de los suelos cuyo pH es mayor de 7 el complejo de intercambio está saturado totalmente de bases lo que generalmente coincide con suelos de material madre calcáreo con una neta predominancia del Ca++ en el intercambio; también existen suelos con presencia de sales solubles por lo general sódicas, donde el Na+ va a ocupar una alta proporción de las sedes de intercambio (algunos Molisoles, Aridisoles y Alfisoles). En estos suelos el pH puede alcanzar valores de 8.5.
Solubilidad de bases en condiciones de alcalinidad: alores de pH superiores a 8.5 corresponden a suelos que están en una etapa evolutiva más adelantadas donde las sales solubles se están perdiendo por lixiviación, lo que permite la hidrólisis del Na+ de intercambio, el que ioniza y reacciona con el agua formando OHNa que luego se combina con el CO2 del medio generando CO3 Na2. Esta reacción propia de los horizontes nátricos puede llevar el pH a valores de 10 o más.
El pH de los suelos salinos típicos, que generalmente tienen una concentración de sales mucho mayor que la Serie en cuestión, puede estar entre aproximadamente 7,5 y 8,5. Si las sales son predominantemente sódicas, cantidades importantes de ese Na+ se ubicarán en las sedes de intercambio, pero la alta concentración de la solución impide la hidrólisis de este catión y por consiguiente su efecto sobre el pH. Cuando ese suelo evoluciona porque algún evento mejora el drenaje o porque el clima se hace más húmedo, las sales son lixiviadas, el Na+ se hidroliza reaccionando con el agua:
Na+ + H2O → NaOH + CO2 → CO3Na2
Como el CO3Na2 es una sal muy alcalina, su efecto se refleja en el pH del suelo.
Se considera que hay otro tipo de acidez denominado acidez residual. Esta se define como la acidez que permanece en el suelo después de que la acidez activa y la intercambiable han sido neutralizadas. Esta acidez residual estaría asociada con iones de hidroxialuminio y con iones Al3+ e H+ unidos en forma no intercambiable a la materia orgánica y arcillas silicatadas.
6.5 - FUNCIÓN: Regulación de elementos tóxicos para las plantas
Esta función tiene por objetivo regular condiciones del suelo que pueden ser nocivas/letales para la vida de las raíces fundamentalmente y por ende la producción de biomasa. En esta instancia sólo se considera procesos que generan condiciones extremas en el suelo que implican la muerte de plantas o que no puedan vegetar. Los procesos que se presentan son: reacción de suelo, estado de óxido reducción y salinidad.
a) Reacción del suelo: el pH en condiciones extremas es un regulador de la presencia de iones fitotóxicos, como lo es en condiciones de acidez (pH < 5) el Al, en condiciones de alcalinidad (pH > 8.5) el Na y en condiciones de acidez y alcalinidad (ph 3 – 9) el Mn.
En el Cuadro 15 se muestra sobre una base de 2.568 plantas que tienen valor económico que cantidad pueden vegetar en los suelos según el rango de pH de los mismos.
Cuadro 15: Plantas adaptadas a diferentes rangos de pH.
Fte. ECOCROP (FAO)
b) Estado de óxido - reducción del suelo: se trata de un proceso de transferencia de electrones entre un átomo que los pierde de su órbita (se oxida) y otro que lo recibe (se reduce)
En los suelos el dador de e- más importante es la materia orgánica cuya oxidación es generada por los microorganismos para la obtención de la energía que necesitan para vivir. La fórmula general del procesos es la siguiente:
CH2O + H2O → CO2 + 4 e- + 4 H+
El C de la materia orgánica que se oxida, pierde electrones que son recibidos por un poderoso oxidante que es el oxigeno:
O2 + 4 e- + 4 H+ → 4 H2O
Este proceso ocurre básicamente en condiciones de aerobiosis, con presencia de O en la fase gaseosa del suelo (suelos bien drenados). Se trata de un Estado Oxidante. En la medida que los poros del suelo son ocupados por el agua (estado húmedo a saturado – suelos imperfecta a pobremente drenados) comienza a faltar oxigeno y se pasa a un estado reductor en las fases del Sistema Suelo. Dicho estado se mide en términos de potencial reductor: Eh (voltios) cuyos valores en el suelo van de 0,8 a -0,4 voltios.
Figura 17: Estados Redox en los suelos
¿Qué ocurre cuando en el suelo el Eh comienza a ser menor de 0,4 voltios?: falta O2 y por tanto comienzan a receptar e- otros átomos. El N es el primero en receptar, seguido por Mn, Fe, S y en condiciones muy reductoras el H y C. Alguna de la ecuaciones redox son:
NO3- + 2 e- + 2 H+ → NO2- + H2O (Eh: 0,5 – 0,2 a pH: 7)
MnO2 + 2 e- + 4 H+ → Mn+2 + 2 H2O (Eh: 0,5 – 0,2 a pH: 7)
FeOOH + e- + 3 H+ → Fe+2 + 2 H2O (Eh: 0,3 – 0.1 a pH: 7)
En estas condiciones reductoras, iones como el Fe y Mn cambian de estado: de ser insolubles pasan a ser solubles. Sin embargo este cambio de solubilidad no solo depende del Eh sino también del pH. El siguiente Gráfico muestra esta relación para el Mn según el estado redox y pH.
Fig. 18: Solubilidad del Mn según Eh y pH.
En síntesis, el estado redox del suelo tiene dos componentes que afectan la vida de las plantas: a) la anaerobiosis producida por cambios en la condición de drenaje y b) la fitotoxicidad por Mn.
c) Salinidad del suelo: este estado cobra relevancia en aquellos suelos en los que se produce una acumulación de sales más solubles que el yeso, suficiente para interferir en el crecimiento y/o inhibición del crecimiento de plantas. Las sales más comunes en estos suelos son cloruros, sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de calcio, magnesio, sodio y potasio en la solución del suelo.
El origen de una concentración salina en la solución del suelo que puede afectar la vida de las plantas puede deberse a condiciones genéticas del suelo o al uso y manejo de los mismos. En el primer caso el la presencia de una napa freática salina suele ser la fuente de sales hacia la zona de exploración radicular. En el otro caso, el riego con aguas con alta carga salina también son otra fuente de sales que pueden afectar la vida de las plantas.
El indicador más utilizado de la salinidad del suelo es la conductividad eléctrica cuyo valor es proporcional a la concentración de sales en solución y es función de la temperatura, por ello las lecturas se refieren a 25ºC. Es una medida indirecta de la salinidad. La medición de la conductividad eléctrica se puede realizar en diferentes relaciones suelo-agua, históricamente la más utilizada fue la determinación en un extracto de saturación (CEe), es decir en la solución del suelo cuando el mismo se encuentra
saturado. Actualmente se utilizan relaciones suelo:agua más amplias (1:1, 1:2,5 o 1:5) por lo que debe tenerse en cuenta esta dilución para interpretar resultados. La unidad más frecuentemente utilizada es la que corresponde al sistema internacional (SI): decisiemens m-1 (dS/m). Otra unidad que se ha utilizado durante años y todavía resulta frecuente encontrarla en la bibliografía es el milimhos cm-1. (mmhos/cm)
Algunas equivalencias entre unidades son:
mmho cm-1 = dS m-1 = mS.cm-1
dS. m-1 * 100 = mS m-1
dS m-1 * 1000 = µS cm-1 o µmho cm-1
dS m-1 * 640 = ppm o mg l-1 o µg ml-1
dS m-1 * 0.34 = % total de sales solubles en relación suelo:agua 1:5.
La salinidad afecta el crecimiento de las plantas por dos procesos:
Efecto osmótico: La concentración de sales hacen disminuir el potencial hídrico del suelo por efecto osmótico (aumento del potencial osmótico en términos absolutos, pérdida de energía libre del agua. Los efectos osmóticos conducen a la sequía fisiológica: a pesar de contar con agua el suelo las plantas no pueden desarrollar presiones mayores al potencial osmótico por tanto no incorporan agua a sus estructuras.
Efectos ión-específico: Aumenta la concentración de algunos iones que afectan la fisiología de la planta, que pueden resultar tóxicos o provocar desequilibrios en el metabolismo de nutrientes. El cloruro y sulfato de Mg son las sales más tóxicas, seguida por el sulfato de sodio y de potasio.
En condiciones moderadas de salinidad el grado de afectación es variable sobre el rendimiento de biomasa según el genotipo vegetal. En cambio, en condiciones extremas y dependiendo del genotipo vegetal la salinidad puede inhibir el desarrollo de una planta: desde la germinación, crecimiento y frutificación. En el siguiente cuadro se muestra sobre una base de 2.568 plantas que tienen valor económico que cantidad pueden vegetar en suelos según diferentes rangos de salinidad de la solución del suelo.
Cuadro 16: Plantas adaptadas a diferentes rangos de salinidad.
Fte. ECOCROP (FAO)
Una variante de suelos que han sido enriquecido por sales son los suelos sódicos. Estos suelos genéticamente están vinculados aunque difieren en cuanto a la fitotoxicidad. Los suelos con aporte externo de sales (por napa o riego) pueden ser salinos – sódicos o sódicos. El parámetro que se incorpora para su caracterización es el Porcentaje de Sodio de Intercambio (PSI) y se define como la cantidad de catión sodio que ocupa sedes de intercambio. Esta propiedad tiene fuertes implicancias en las propiedades físicas, físico-químicas y químicas del suelo. Desde el punto de vista de la fitotoxicidad se vincula con el pH, es decir con la fuerte alcalinización que puede alcanzar el suelo.
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