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Suelo

El suelo desde un punto de vista físico, se puede considerar como una mezcla porosa de partículas minerales, orgánicas, aire y agua con sustancias en disolución. En él, las partículas minerales y orgánicas forman la matriz sólida del conjunto, mientras que la solución y el aire ocupan los espacios huecos llamados poros que se forman entre la porción sólida (Porta et al., 1994).

Degradación del suelo

La degradación del suelo es un proceso complejo que provoca la capacidad productiva del mismo, a causa del deterioro de su medio físico, químico y biológico (Lal y Stewart, 1990). Según la FAO, la degradación del suelo, puede estar fuertemente mediatizada por muchos factores puramente ecológicos y otros de marcada índole antrópica. Agrega, además, que en el mundo sólo el 11% de las tierras son aptas para cultivo sin limitaciones, por tanto sin necesidad de mejora de cualquier tipo.

Las principales causas de esta degradación son la mala utilización de la tierra arable por prácticas inadecuadas de cultivo (35%), sobrepastoreo (34%), y la desforestación (20%). Según Lal y Stewart (1990), se distinguen tres tipos de degradación:

a. Degradación del medio físico: erosión (hídrica y eólica), compactación y formación de capas endurecidas.

b. Degradación del medio químico: disminución de la fertilidad y desequilibrio elemental por acidificación, sodificación, y formación de compuestos tóxicos.

c. Degradación del medio biológico: disminución orgánica del suelo, y reducción de la macro y microfauna del suelo.

Textura y estructura del suelo y sus efectos sobre el desarrollo de las raíces

Los suelos han sido descritos, por muchos años, en términos de las proporciones de partículas de diferentes tamaños que contiene. Dependiendo del tamaño, las partículas son clasificadas como arena, limo y arcilla, y la textura corresponde a una mezcla de estas partículas.

Las distintas proporciones en que se encuentran, ha generado lo que conocemos como clases texturales. Así un suelo de textura franca, es una mezcla de arena, limo y arcilla en rangos de 30 a 50% de arena, 30 a 50% de limo y 7 a 27% de arcilla. Los suelos francos son los de mayor valor para la agricultura, debido a que poseen una combinación de partículas que se traduce en un reservorio adecuado de agua, aire y nutrientes para el desarrollo de las plantas en cualquier situación (Martín De S.O., et al., 1993).

La naturaleza física y química del suelo afecta, directamente, tanto la tasa de crecimiento como la masa radical. El crecimiento está limitado por la porosidad del suelo, el tamaño de los poros y la movilidad de las partículas del suelo, cada uno de los cuales afecta la resistencia mecánica. Los extremos de las raíces pueden ejercer una presión de 15 a 25 bar y deformar el suelo. Una fuerza aún mayor se ejerce lateralmente por las raíces que desarrollan engrosamiento secundario (Venegas, 1980).

La profundidad de enraizamiento aumenta mientras la textura cambia de arena a arcilla. Esto sucede si ambos son profundos, bien drenados y no compactados. En suelos arenosos y limosos, las raíces principales son superficiales, pero con ramificaciones verticales. En suelos arcillosos las raíces principales penetran en el subsuelo en ángulo (Venegas, 1980).

Desde la perspectiva de las propiedades físicas del suelo, conocer la textura de él no es de gran valor si no se considera la estructura, fenómeno que ocurre naturalmente y consiste en la agregación de las partículas primarias de arena, limo y arcilla, formando partículas compuestas llamadas agregados, que pueden ser clasificadas de acuerdo a su forma y ordenación.

La estructura del suelo es una de las propiedades más importantes que afectan a la producción de cultivos, porque influye en la profundidad a la cual las raíces pueden penetrar, el volumen de agua que se puede acumular, y el movimiento del agua, el aire, los nutrientes, y la fauna del suelo (Bullock y Murphy, 1980). Narro Farías (1994), la define como “la manera en que sus partículas primarias (arena, limo, y arcilla) están ensambladas formando agregados, es decir unidades mayores con planos débiles entre sí".

Es importante señalar, que mientras la textura se puede considerar como una propiedad constante en cada horizonte del suelo, la estructura puede experimentar una gran variabilidad en función de cambios climáticos o manejos que se efectúen en él. La estructura proporciona una armazón tridimensional ocupada por sólidos que dejan numerosos espacios vacíos.

Estos espacios vacíos o “poros” pueden presentarse tanto dentro de los agregados como entre ellos, siendo por lo general el tamaño de estos últimos considerablemente superior al de los primeros. Bullok y Murphy (1980) definen la estructura como “la disposición espacial de las partículas primarias y poros, incluyendo el tamaño, forma y disposición de algunos agregados y los poros entre agregados”. Así el tamaño y la cantidad de poros presentes esta influido en gran medida por la estructura.

Las fuerzas que unen las partículas primarias dentro de los agregados son de naturaleza débil, por lo cual son susceptibles de ser destruidos con relativa facilidad. Entre los factores degradantes de la estructura, merecen destacarse la disminución de contenido de materia orgánica; el laboreo excesivo con implementos de labranza, como arados de vertedera y discos, y rastras de discos que van degradando el suelo al invertirlo; el impacto de las gotas de lluvia y escorrentía, que provocan procesos erosivos; y la compactación por el empleo de maquinaria y equipos agrícolas, la cual puede ser superficial o subsuperficial.

En la formación de las estructuras se pueden reconocer dos aspectos. El primero, es el desarrollo de relaciones entre las partículas, lo que le confiere estabilidad; y en segundo lugar, la separación de las unidades estructurales unas de otras, que confiere el tamaño y forma a las estructuras. La atracción que existe entre la arcilla y las partículas de mayor tamaño puede causar una marcada unión en un corto plazo. De esta forma, la formación de estructuras de la manera descrita puede variar de acuerdo con la naturaleza de la arcilla (Porta et al., 1994).

Por otra parte las arcillas con una alta proporción de iones calcio intercambiables forman agregados metaestables, que son estables en agua si no son sometidas a una fuerza lo suficientemente grande como para separarlos en sus partículas individuales; pero una vez que han sido separadas, muchos tipos de arcillas forman una pasta dispersa que necesita una concentración de ion calcio de 10-3 mol/L para la floculación.

Los suelos que contienen carbonato de calcio, particularmente si está finamente dividido, están frecuentemente floculados porque la concentración de ion calcio es generalmente mayor de 10-3 mol/L. El carbonato de calcio tiene un efecto cementante directo y contribuye a la estabilidad estructural. Monier (1965), define la estabilidad estructural como “la resistencia que los agregados del suelo oponen a las influencias desintegradoras del agua y a la manipulación mecánica”.

Los suelos inestables son aquellos que pierden fácilmente su estructura, cuando las lluvias caen sobre la superficie del suelo, o bien cuando el agua es retenida en su superficie.

Rol de materia orgánica en la formación y estabilización de la estructura del suelo

Hay muchas pruebas de que la materia orgánica del suelo estabiliza los agregados y poros estructurales. Aunque solo implica una pequeña fracción de la materia orgánica total, muchos estudios han demostrado buenas correlaciones entre la materia orgánica y la estabilidad estructural del suelo.

En 1940, se llevaron a cabo estudios que demostraron la importancia de los microorganismos en la formación de las estructuras del suelo.

En dichos estudios se encontró una marcada agregación de las partículas cuando se inoculó suelo estéril con sucrosa más una suspensión de suelo, mientras que donde se omitió la inoculación con suspensión de suelo no se produjo agregación. De esta forma se demostró la importancia de la acción microbiana en el proceso (Black, 1968).

La acción de los microorganismos parece afectar la estabilidad en al menos tres formas. Primero, los filamentos de los tejidos microbianos pueden formar una red dentro y alrededor de las partículas minerales. Segundo, ciertos organismos del suelo producen polisacáridos de naturaleza mucilaginosa que pueden cementar las partículas minerales. En tercer lugar, los microorganismos producen residuos orgánicos diferentes a los polisacáridos, que también ayudan en la agregación de las partículas.

Reid y Goss (1981), señalan que las plantas pueden modificar la estructura del suelo afectando a su formación y su estabilización, fundamentalmente, por las diferentes propiedades que poseen las plantas para producir material estabilizante en la rizosfera, como algunos polímeros que aglutinan partículas de suelo.

Los agentes ligantes orgánicos han sido clasificados en transitorios, temporales y persistentes dependiendo de su longevidad. Los transitorios incluyen algunos exudados microbianos y radicales de polisacáridos y mucopolisacáridos cuyo efecto dura sólo unas pocas semanas; los temporales se asocian principalmente con raíces e hifas fúngicas que duran solo unos pocos meses; y los persistentes incluyen compuestos orgánicos aromáticos ligados por cationes metálicos polivalentes a las superficies de arcilla y, también, a otros polímeros fuertemente adsorbidos. Entre los hongos filamentosos, que se multiplican en la materia orgánica degradable del suelo, hay especies cuyos micelios ligan arcilla o partículas del suelo a su superficie y pueden estabilizar las superficies de los poros del suelo sobre los que crecen (Black, 1968).

Cuando se hacen enmiendas de residuos orgánicos al suelo, se produce un rápido cambio en la estabilidad de su estructura. Esto es ocasionado en parte por la producción de mucopolisacáridos de las bacterias del suelo y, en parte, por el crecimiento de hifas fúngicas sobre partículas del suelo, pues algunas de estas hifas son adsorbidas sobre o adheridas a las superficies sobre las que crecen. Muchas de las bacterias del suelo producen mucosidades, bien como mucus extracelulares, capsulares o como mucosidades de la pared y es probable que la mayor parte de los polisacáridos sean de origen bacteriano (Black, 1968).

Infiltración del agua en el suelo

El agua penetra en los suelos cuando la superficie se moja, ya sea por lluvia o por riego. Si la cantidad de agua aplicada al suelo es poca, no se forman pozas de agua en la superficie del mismo, es decir la velocidad de infiltración es superior a la intensidad de lluvia o riego aplicado, pero cuando se aumenta la cantidad aplicada, llega un momento en que el terreno no es capaz de absorber toda el agua que se le aporta y se forman empozamientos superficiales. Si se continúa aplicando agua, ésta comienza a ocupar la totalidad de los poros del suelo, desplazando al aire, pasando a un régimen de conducción saturado.

El ritmo de la absorción de agua en el suelo se puede evaluar indirectamente a través de las medidas de velocidad de infiltración y conductividad hidráulica saturada. Las medidas de la infiltración del agua en el suelo, que corresponde a la entrada del agua en el perfil, son preferibles para evaluar el efecto de los poros sobre las propiedades hidráulicas del suelo (Wang et. al., 1996). Como el agua sólo transita a través de los poros, el flujo que circula será proporcional al diámetro de los poros, disminuyendo conforme los diámetros de ellos se reducen, pero esta disminución de velocidad, aparte del efecto geométrico, es aún en mayor grado para los poros pequeños, debido a que la movilidad de las moléculas de agua unidas a las partículas sólidas, es muy baja por los efectos de adsorción.

De esta forma, la cantidad de agua que entra en un suelo por unidad de tiempo, depende no solo de la capacidad del suelo para almacenar agua, sino también de la velocidad con que el exceso de ésta se mueve a capas más profundas.

Reacciones de superficie: adsorción e intercambio iónico

Los elementos químicos constituyentes del suelo pueden ocupar distintas posiciones (Porta, López-Acevedo y Roquero, 1994).

Los elementos químicos de una red cristalina se encuentran allí desde el momento en que se formó el mineral y hasta que los procesos de meteorización vayan permitiendo su salida de la red. Finalmente, la red colapsa y el mineral se desintegra. En la interfase sólido-líquido ocurren reacciones de superficie con uniones de distinto tipo entre los elementos y la superficie.

En la fase líquida, los iones disueltos precipitan al secarse el suelo y vuelven a disolverse cuando llueve o se riega. Los elementos de la fase líquida tienen una elevada movilidad, pudiendo ser traslocados dentro del suelo o perdidos por lavado. El comportamiento de un mismo elemento, su movilidad y disponibilidad para las plantas serán totalmente distintos según la posición que ocupa en el suelo.

En la interfase sólido-líquido ocurre el fenómeno denominado adsorción, definido como la asociación de materia, ya sean átomos, moléculas o iones, a las superficies de los sólidos. Esto hace que las concentraciones de las sustancias disueltas en la fase líquida sean diferentes a las que se encuentran en las proximidades de las partículas. La mayoría de las partículas del suelo tiene una débil carga eléctrica en su superficie generada por sustitución isomórfica (carga permanente) o por deprotonación de hidroxilos de los bordes de los cristales, de las superficies de los componentes amorfos y de los grupos funcionales de la materia orgánica (carga variable). Existen cargas negativas y positivas, pero generalmente predomina la carga negativa.

Efecto del pH sobre las cargas de las partículas del suelo

A pH ácidos pueden existir cargas negativas y positivas y el valor de pH al cual se igualan las cargas negativas y positivas se denomina punto de carga cero (pcc). A medida que aumenta el pH se incrementa la carga variable. Aunque las partículas del suelo tengan carga negativa no puede existir un desbalance eléctrico en el suelo, por lo tanto se produce una atracción de cationes de la solución de suelo, formándose una doble capa de cargas que se denomina "doble capa difusa".

La capa interna es la carga negativa de la partícula del suelo; la capa externa está formada por los cationes de la solución de suelo que son atraídos hacia la superficie de la partícula en proporción a la carga negativa disponible. Esto significa que un catión divalente como calcio (Ca++) o magnesio (Mg++) neutralizará dos cargas negativas de la superficie, mientras que los iones monovalentes como el potasio (K+), sodio (Na+) o hidrógeno (H+) neutralizarán una carga negativa cada uno.

En los suelos ácidos, el ion aluminio (Al+++), que puede estar combinado con uno o dos grupos hidroxilos (Al(OH)++, Al(OH)2 +), neutralizará tres, dos o una carga negativa respectivamente. Puede haber muchos otros cationes atraídos en pequeñas cantidades por las superficies coloidales. Algunos de ellos son micronutrientes de gran importancia en el desarrollo de las plantas.

Representación de la distribución de iones en un sistema sólido-solución.

La concentración de cationes es mayor en la superficie de la partícula cargada negativamente y va disminuyendo con la distancia hasta igualar a la concentración de la solución externa, punto que define el límite de la doble capa difusa. El espesor de la doble capa difusa es variable y depende principalmente de la carga de los iones y de la concentración de la solución externa. Mientras mayor es la carga de los cationes y la concentración de la solución externa menor es el espesor de la doble capa difusa.

En los suelos en que el Na+ es un catión importante, las dobles capas difusas tienen gran espesor y se produce un elevado traslape entre ellas, lo que origina fuerzas electrostáticas de repulsión que dispersa las partículas, especialmente si la concentración salina de la solución suelo es baja, ya sea debido al riego con aguas de baja salinidad o al recibir aguas de lluvias. Por otra parte, los suelos en que el Ca+2 es un catión importante, tienen dobles capas difusas de pequeño espesor, con escaso traslape, y las fuerzas de repulsión tienen poco efecto. Esto se traduce en la floculación de las partículas que permite la formación de agregados estables.

La dispersión del suelo en función del catión saturante disminuye en el orden Na+>K+>Mg+2>Ca+2

Los cationes que se encuentran en la doble capa pueden intercambiarse con los cationes de la solución de suelo, por lo que se denominan cationes intercambiables. Este intercambio se realiza en cantidades equivalentes de carga. Por ejemplo, un ión divalente (como Ca++) puede reemplazar a otro ión divalente (como Mg++), o puede reemplazar a dos iones monovalente (como K+). Así se mantiene la neutralidad eléctrica.

Representación del intercambio iónico

Los cationes intercambiables más comúnmente encontrados en los suelos pueden dividirse en cationes ácidos o acidez intercambiable: H+ y Al+++ (incluyendo las formas hidroxiladas) y los mal llamados cationes básicos o bases de intercambio: Ca++, Mg++, K+ y Na+. Los cationes ácidos, cuando son liberados a la solución de suelo, producen un aumento de la concentración de H+ y, por lo tanto, una disminución del pH. El Al+++ en solución acuosa tiende a hidrolizarse, es decir, a combinarse con agua liberando H+, según las ecuaciones siguientes:

Al+3 + H2O ⇔ Al(OH)+2 + H+

Al(OH)+2 + H2O ⇔ Al(OH)2 + + H+

Al(OH)2 + + H2O ⇔ Al(OH)3 + H+

Los cationes básicos o bases de intercambio no producen cambios de pH en la solución de suelo y su nombre probablemente proviene del hecho que, si aumenta su proporción en el complejo de intercambio, disminuye la de cationes ácidos y, consecuentemente, el pH será mayor.

Todos los cationes intercambiables están en constante movimiento, pero la atracción los mantiene unidos a los coloides con una fuerza suficiente para evitar que se pierdan fácilmente con el agua que se mueve a través del suelo. Esta acción es muy importante para la vida vegetal debido a que mantiene a muchos nutrientes en la zona radicular de los cultivos.

La solución de suelo está en equilibrio dinámico, en cuanto a su composición iónica, con los iones de la doble capa de los coloides. Esto significa que, si la solución pierde cationes básicos por lixiviación o por absorción por las raíces, se liberan bases de intercambio para mantener el equilibrio y los sitios negativos correspondientes se neutralizan con cationes ácidos. De esta manera el suelo se va acidificando, la carga negativa variable va disminuyendo, el suelo se va empobreciendo en su fertilidad y aparecen problemas graves de toxicidad, principalmente de aluminio.

El intercambio de cationes es el sistema natural mediante el cual las raíces de las plantas obtienen los elementos nutritivos como el calcio, el cual se encuentra atraído por las superficies cargadas negativamente de los coloides del suelo. El mecanismo consiste en la liberación de iones hidrógeno a la solución de suelo por parte de las raíces, estos iones hidrógeno se intercambian con iones calcio presentes en la doble capa que rodea a los coloides del suelo, con lo cual quedan los iones calcio en la solución de suelo de donde pueden ser absorbidos por las raíces.

La capacidad de intercambio de cationes (CIC) es una medida de la cantidad de cationes que un peso determinado de suelo puede mantener en forma intercambiable, a un pH dado; en otras palabras: La capacidad de intercambio de cationes (CIC) es una medida de la carga negativa que es capaz de desarrollar un suelo a un pH dado.

Los valores de pH más usados son 7,0 y 8,2. La CIC se expresa según el Sistema Internacional de Unidades, en centimoles de carga positiva por kilogramo de suelo (cmol+/kg), que es numéricamente igual a la unidad anterior de miliequivalentes por 100 g de suelo (meq/100g).

Como ya se ha señalado, la carga permanente es independiente del pH, a diferencia de la carga variable que depende marcadamente del pH del medio. Por lo tanto, en este último caso, la utilidad práctica de la CIC es cuestionable, si el pH de la determinación no coincide con el del suelo. Para obviar este problema, se recomienda estimar la carga negativa al pH del suelo, en lo que se denomina "CIC efectiva" (CICE), y que corresponde a la suma de los cationes intercambiables. Generalmente, los cationes ácidos, o acidez intercambiable, están constituidos principalmente por Al intercambiable, siendo el hidrógeno intercambiable proporcionalmente mucho menor, por lo que la CICE puede estimarse sumando los cationes básicos de intercambio más el Al intercambiable:

La capacidad de intercambio de cationes efectiva (CICE) es la suma de los cationes intercambiables: Ca+Mg+K+Na+Al.

La distribución de los cationes intercambiables en el suelo depende del material parental y de los cambios ocurridos durante su génesis. Sin embargo, en la mayoría de los suelos de pH 5,5 o superior el orden es Ca > Mg > K > Na. En los suelos sódicos, el Na ocupa el 15 % o más del complejo de intercambio. La saturación básica es el porcentaje en que se encuentran los cationes básicos intercambiables (Ca, Mg, K y Na) con respecto a la capacidad de intercambio de cationes (CIC). Generalmente es deseable un porcentaje de saturación básica alto.

Hasta este punto, se han considerado solamente los coloides que tienen carga negativa neta, debido a que generalmente es la condición dominante. Sin embargo, el término "neta" implica que también están presente sitios cargados positivamente, aunque en menor proporción.

Ciertos suelos tropicales ácidos contienen coloides con carga neta positiva, y estos coloides atraen e intercambian aniones solubles tal como los coloides cargados negativamente atraen e intercambian cationes solubles. Aniones solubles tales como nitrato (NO3 -), cloruro (Cl-) y sulfato (SO4 -2) son adsorbidos e intercambiados sobre las superficies cargadas positivamente, mientras que los cationes permanecen en la solución.

El fosfato (H2PO4 -) también es atraído hacia estas superficies, pero la unión es mucho más fuerte sobre las superficies de minerales que contienen hierro, aluminio y calcio, debido a mecanismos de adsorción específica que operan en los suelos cargados tanto positiva como negativamente.

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