Edafología. Ciencias Ambientales

Lección 5 Propiedades del suelo. Propiedades físico químicas. Reacción del suelo.

Cuando nos referimos a la reacción del suelo, obviamente lo hacemos a la solución del suelo, si bien esta no es más que un reflejo de su fase sólida. De hecho se mide en una suspensión suelo/agua con una relación, generalmente, 1/1.

Como ya sabemos, cuando se inicia la alteración de la roca para dar origen al suelo, la única fase líquida que existe es el agua de lluvia, que presenta un pH ligeramente ácido como consecuencia del dióxido de carbono que lleva disuelto y que forma ácido carbónico; independientemente de la posibilidad de arrastrar pequeñas cantidades de ácido nítrico, procedente de la disolución de los diferentes óxidos de nitrógeno formados por las descargas eléctricas, que tienen lugar en la atmósfera, y que consiguen ionizar al nitrógeno del aire.

Esta solución ácida en contacto con los minerales que constituyen las rocas, provocan una hidrólisis de los mismos que afecta principalmente a los cationes que sirven de unión a las estructuras silicatadas de los mismos. Como quiera que los cationes más abundantes son calcio, magnesio, potasio y sodio, son estas las primeras bases que se liberan en forma de los hidróxidos correspondientes, reemplazando sus posiciones los hidrogeniones del agua. En menor medida aparecen los hidróxidos de hierro y aluminio, que quedan precipitados y en forma inactiva merced al pH alcalino que se genera por la disociación de las bases solubles.

La solución de ataque, inicialmente ácida se va volviendo alcalina pudiendo alcanzar un pH elevado que es capaz de solubilizar al esqueleto silíceo del mineral, en forma de ácido metasilícico, e incluso al aluminio que le acompaña en las capas tetraédricas que puede liberarse en forma de aluminato.

Este medio inicial, por lo grueso de su granulometría es muy permeable y permite la fácil percolación del agua a su través, por lo que una buena parte de los compuestos liberados son arrastrados fuera del incipiente suelo creado. En las fases de desecación se produce la recombinación de los iones presentes generando las estructuras arcillosas, que ya vimos al tratar de los procesos de alteración mineral.

Simultaneámente se va produciendo la descomposición del material orgánico que se deposita en la superficie del suelo generando una serie de compuestos de carácter ácido que también conocimos al tratar del proceso de humificación. De esta forma se produce un equilibrio entre la acidificación que genera el material orgánico y la basificación provocada por el material mineral. Como la fracción mineral suele ser mayoritaria, la tendencia del suelo sería hacia la basicidad, pues los escasos ácidos formados son muy débiles e inestables, los aluminatos solo son posibles a valores de pH muy elevados y el ácido metasilícico se descompone fácilmente en sílice y agua.

Una vez pasado el periodo inicial y cuando el suelo va adquiriendo un cierto desarrollo condicionado por su primera fase evolutiva, las bases que siguen liberandose encuentran un triple camino a partir de la solución. Unas son absorbidas por las plantas, otras son lavadas y un tercer grupo puede quedar retenido en el complejo de cambio. El lavado afecta con mayor intensidad a aquellos elementos de mayor solubilidad como son los alcalinos, que a su vez son los que generan bases más fuertes y con mayor incidencia en el pH del suelo, por lo que se produce un fuerte descenso de este una vez que se estabiliza el proceso hidrolítico y de neoformación de arcillas; el pH de ataque inicial, que puede alcanzar valores superiores a 9, baja considerablemente con la fuerte pérdida de alcalinos que ceden el puesto a los alcalinotérreos, cuyos hidróxidos más débiles se ven afectados por la presencia del dióxido de carbono, producido en la respiración de los organismos del suelo, formando bicarbonatos solubles cuyo pH se sitúa alrededor de 8.

Los nuevos minerales formados, junto a la materia orgánica necesitan satisfacer sus cargas negativas, adsorbiendo cationes en su superficie a cambio de hidrogeniones que van liberando con lo que se va consiguiendo una neutralización del medio. Como los aniones no abundan en el suelo, pues el principal procedente de la alteración mineral es el metasilicato que se descompone con facilidad, como vimos, las bases lavadas lo hacen en forma de hidróxido en gran medida, lo que conlleva un empobrecimiento en oxhidrílos, procedentes del agua, con la consiguiente sobrecarga de hidrogeniones.

La acidificación de la solución provoca el desplazamiento de los cationes del complejo de cambio que son reemplazados por los hidrogeniones excedentarios con la consiguiente insaturación del mismo. A medida que son liberados los cationes pueden ser arrastrados por la lluvia y el proceso continúa de forma indefinida. La acidificación no tendría límite si no fuese por la continuidad del proceso de alteración, que persiste mientras existan minerales primarios.

Como hemos podido observar, en la reacción del suelo intervienen tres actores principales: alteración mineral, humificación y clima.

Los climas húmedos son proclives a la formación de suelos ácidos, mientras que los climas secos lo son a la formación de suelos básicos. Como ya comprobamos al analizar los procesos de alteración, en climas húmedos predominaban las arcillas de baja actividad, lo que hace que las bases se retengan poco y su lavado sea más fácil. En los medios más secos predominanlas arcillas de elevada actividad lo que facilita la retención de las bases y su pérdida es mínima.

 

En cuanto a las rocas distinguiremos los tres tipos principales: ácidas, neutras y básicas.

Las rocas ácidas están dominadas por el cuarzo y por los feldespatos, principalmente ortosa con algo de plagioclasas; acompañados de mica, preferentemente moscovita con algo de biotita. Los restantes minerales son poco relevantes.

El cuarzo no da lugar a ningún mineral arcilloso y lo más que puede hacer es pasar a la fracción arcilla en su propia forma microdividido. No genera ninguna capacidad de intercambio catiónico ni libera base alguna.

Los feldespatos solo generan arcilla de tipo caolinítico y, eventualmente, ilita en los medios confinados. La CIC que aportan es baja y las únicas bases que aportan son potasio con algo de sodio y calcio, según el contenido en plagiclasas.

Las micas suelen abrirse a ilitas y la biotita puede generar vermiculita en medios no muy lavados. Su CIC es media y las bases principales son el potasio y el magnesio procedente de las biotitas pues el hierro se oxida y precipita rápidamente, al igual que los excedentes de aluminio.

Las escasez de bases liberadas hace que la saturación sea baja a pesar de que la CIC también lo es; en esas condiciones el pH es algo ácido y la reserva de bases muy escasa, por lo que por poco lavado que exista se puede llegar a valores fuertemente ácidos.

 

Las rocas neutras están dominadas por las plagioclasas con algún feldepato potásico; le siguen a corta distancia los anfiboles y más lejos las micas con predominio de la biotita. Completan su composición lo piroxenos y presentan algo de cuarzo.

El comportamiento del cuarzo es similar al que tiene en las rocas ácidas. Igual sucede con los feldespatos y las micas, solo que en este caso es habitual lo que allí era ocasional y viceversa.

Los silicatos en cadenas, piroxenos y anfiboles, como ferromagnesianos son proclives a la formación de esmectitas y vermiculita. Dan una CIC muy alta y liberan bases abundantes con predominio de alcalinotérreos y sobre todo magnesio. El hierro y los ocasionales excedentes de aluminio, quedan en forma precipitada.

La presencia de bases en estos suelos es relativamente abundante por la presencia de los inosilicatos pero, como la CIC es bastante elevada, la saturación no es completa aunque depende mucho del clima. El pH suele estar cercano a la neutralidad si bien está también muy influido por el clima, que resulta el factor determinante en los suelos desarrollados sobre este tipo de rocas.

Las rocas básicas está constituidas predominantemente por olivino acompañado principalmente por piroxenos.

El comportamiento del olivino es muy parecido al de los piroxenos, si bien la preferencia en la neoformación de arcilla es de vermiculita por el elevado contenido magnésico. También puede formar minerales 1:1 dioctaédricos de tipo antigorita o con sustituciones, los que se conocen como bertierinas. En estos casos la CIC es más baja. Estos minerales aparecen en medios lavados en los que haya una fuerte pérdida de sílice, que no es muy abundante en estos minerales tan básicos.

La presencia de bases es muy alta lo que lleva a una saturación elevada y a un pH netamente básico aunque no suele alcanzar el valor de 8.

 

La materia orgánica tiene un efecto contrario, todo el proceso de humificación es una constante fuente de grupos ácidos por lo que la tendencia inicial es a una bajada del pH.

La descomposición de los restos vegetales genera una serie de sustancias cuya característica principal es la presencia de varios grupos carboxílicos dentro de moleculas de masa baja o media, por lo que su importancia relativa es elevada. Ello genera una acidez elevada.

A medida que se inicia el proceso de humificación propiamente dicho, caracterizado por una polimerización y condensación de algunos de los compuestos anteriores, y de la incorporación de otros como cademas laterales del gran núcleo formado. La importancia relativa de los grupos carboxílicos decrece a medida que aumenta el tamaño de la molecula. La consecuencia es un disminución de la acidez con la maduración de las sustancias húmicas.

Si analizamos en conjunto las sutancias y procesos que influyen sobre el pH del suelo, encontramos que la máxima acidez aparecerá en los horizontes A, dominados por la materia orgánica, que será aun mayor cuando en la superficie del suelo aparezcan horizontes orgánicos de tipo H ú O. A medida que descendemos en el perfil el influjo de la materia orgánica decrece a la par que aumenta el de la alteración mineral, razón por la cual el pH irá creciendo. Este crecimiento se verá aumentado por la acumulación de las bases lavadas en los horizontes superiores, que a su vez se irán acidificando por esta pérdida.

La acidez del horizonte A hace que las cargas variables de la materia orgánica se desplacen hacia el lado positivo y que baje la capacidad de intercambio catiónico, como consecuencia de ello se produce una saturación en bases mayor aunque su contenido total no se vea alterado. Se da la paradoja de que el descenso del pH induzca una elevación de la saturación en bases. A medida que progresa la formación de sustancias húmicas de mayor evolución va aumentando el pH y todo sucede al revés. En este caso hay otro hecho que compensa al anterior, es la formación de complejos arcillo-húmicos; los puntos en que se produce la formación del complejo son grupos activos para el intercambio que quedan bloqueados, y si bien su número es muy reducido y la influencia sobre la capacidad de intercambio catiónico es baja, se produce un efecto estérico más importante porque las partículas arcillosas impiden el acceso alas posiciones de cambio de la materia orgánica, al tiempo que esta ejerce el mismo efecto sobre aquellas, con ello se produce una bajada efectiva de la capacidad de intercambio catiónico en los participantes en el complejo, con una subida simultánea del grado de saturación.

Todos estos efectos son una muestra de la complejidad del proceso de intercambio y de su relación con el pH. Por ello, como vimos en su momento, la capacidad de intercambio catiónico se mide en un medio tamponado a pH siete, lo que nos da un valor que no concuerda con el real pero que no depende de los avatares de las variaciones del pH. Esto lo hace más representativo del promedio a lo largo del año, ya que el pH oscila según avanzan los procesos que lo regulan, y más comparable con los restantes horizontes y con otros suelos semejantes o de la misma zona.

Para evitar las fluctuaciones en los valores del pH se realiza su medida de dos formas diferentes, la primera de la forma indicada al principio y la segunda en una solución iónica, que habitualmente es de KCl molar. En este segundo caso, se produce un reemplazamiento de los hidrogeniones del complejo de cambio por el potasio de la solución, lo que provoca un incremento de la concentración de hidrogeniones y como consecuencia una bajada del valor del pH, que suele estar alrededor de una unidad con relación al medido en agua. Cuando el suelo está saturado, no es posible la liberación de hidrogeniones por lo que ambos valores de pH deberían coincidir, no obstante se produce una bajada similar; en este caso el potasio añadido se intercambia por calcio del complejo que al ser una base más débil, y por tanto menos disociada, provoca un empobrecimiento en oxhidrílos que tiene un efecto semejante al incremento en hidrogeniones que se producía en el caso anterior.

En determinadas circunstancias el pH medido en una solución de KCl puede superar al medido en agua, la diferencia entre el primero y el segundo es lo que se conoce como DpH; cuando este valor es positivo hemos de interpretarlo como un predominio de las cargas positivas sobre las negativas en el complejo de cambio, por lo cual lo que sucede es un intercambio de iones cloro por hidróxilos del complejo, lo que supone un incremento en el valor del pH en lugar de la disminución observada en los casos anteriores. Un DpH positivo es un claro signo de presencia de sustancias muy ricas en cargas variables como son las alofanas, por lo que este valor se utiliza para determinar de forma rápida la presencia de ellas. Cuando se utiliza NaF en lugar de KCl, el pH puede alcanzar valores superiores a 10 en presencia de alofana; esa mayor subida se debe a la mayor afinidad del fluor por los hidróxilos y a la mayor fuerza de la sosa frente a la potasa.

Este valor no está afectado por las fluctuaciones estacionales, ya que se compensan con las variaciones que se producen en el complejo de cambio; no se trata de un valor real del pH de la solución del suelo pero si se acerca más a la realidad del valor del pH del suelo. Por esta razón a este valor se le conoce como "real" en contraposición al medido con agua que se le conoce como "actual".

Los valores de pH real y de capacidad de intercambio catiónico medida a pH de 7, representan mejor las condiciones permanentes del suelo.

 

El pH de la solución del suelo afecta profundamente a la solubilidad de los diferentes iones presentes, de este modo varía la asimilabilidad de los mismos por las plantas ya que estas solo pueden absorberlos en solución.

En otros casos el pH afecta a la actividad microbiana necesaria para provocar la transformación de ciertos elementos, que se liberan en formas no asimilables y han de sufrir una transformación química que permita su fácil absorción. Este es el caso del Nitrógeno cuyas formas inorgánicas son todas solubles independientemente del pH reinante por lo que no debería verse afectada su asimilabilidad por aquel. Sin embargo para valores de pH inferiores a 6 o superiores a 8 se atenúa la actividad bacteriana con lo que disminuye tanto la liberación de amonio como su oxidación a nitrato, y ello hace bajar la concentración de nitrógeno en forma asimilable.

En el caso del fósforo el pH puede inducir su fijación o su precipitación, solo entre valores comprendidos entre 6.5 y 7.5 su asimilabilidad es óptima. Cuando el pH se sitúa por debajo de 6.5, se inicia un incremento en el contenido en cargas positivas del complejo absorbente, ello provoca una fuerte fijación de los aniones sobre todo el fosfato que, por poseer una estructura similar a la de los tetraedros estructurales de las arcillas, puede incorporarse a ellas; este hecho provoca una inmovilización definitiva del mismo. Este fenómeno, siendo importante, no resulta muy transcendente porque el mayor número de cargas positivas pertenece a los oxihidróxidos de hierro y de aluminio y a la materia orgánica, que adquieren su máxima importancia en los horizontes B y A respectivamente. Cuanto menor es el valor del pH mayor es la fijación, pudiendo provocar fuertes carencias cuando el pH es inferior a 5.

Por encima de 7.5, el complejo de cambio y la solución del suelo son muy ricos en calcio lo que provoca una precipitación del fosfato tricálcico, que alcanza su máximo alrededor de 8.5 donde la asimilabilidad es mínima. Superado ese valor se inicia un desplazamiento del calcio por el sodio que da formas solubles.

El comportamiento del Azufre, presente en forma aniónica en el suelo, es parecido al del fósforo en la banda ácida del pH, por razones similares. No se comporta igual en la banda alcalina porque todas los sulfatos son solubles, en mayor o menor grado, cualquiera que sea el valor del pH.

Los nutrientes catiónicos como el potasio, calcio o magnesio, se encuentran en bajas concentraciones en los suelos ácidos, pues la acidez del suelo siempre se produce por una desbasificación, luego en las condiciones citadas estos elementos son, simplemente, escasos. La abundancia de potasio en las rocas ácidas hace que su disponibilidad decrezca a valores de pH netamente más ácidos que para los otros elementos. Los alcalinotérreos sufren un nuevo descenso a valores de pH alcalinos por efecto de su insolubilización como carbonatos.

Los micronutrientes son más solubles en medios ácidos por lo que en ellos su asimilabilidad es máxima, como ocurre con el hierro, el manganeso, el cobre o el cinc.

El caso del boro es diferente porque su forma habitual en el suelo es la ácido bórico, siendo así como se absorbe por las plantas. En medios alcalinos el boro se ioniza de la siguiente forma:

La forma ionica es retenida por los oxihidróxidos de hierro y aluminio y por la materia orgánica dada su gran afinidad con los oxhidrílos, pero esa misma afinidad es la que hace que estos lo desplacen cuando el pH se eleva hasta las cercanías de 9, razón por la cual aumenta su asimilabilidad en esos valores. Tanta puede ser su concentración que puede llegar a ser tóxico cuando es abundante en el suelo, pero esta circunstancia solo se produce en suelos salinos y alcalinos.

 

El pH teiene una influencia decisiva en los procesos genéticos del suelo, en la asimilabilidad de los nutrientes y en el desarrollo de la actividad microbiana del suelo; él se ve influido por la alteración mineral, la evolución de la materia orgánica, la absorción de iones por las plantas y el lavado del suelo. Todos los procesos que generan modificaciones del pH no coexisten en el tiempo por lo que se generarían bruscos cambios en la reacción del suelo, y dada la transcendencia de su valor para porcesos de enorme importancia, estos cambios podrían provocar modificaciones fatales en el comportamiento del suelo frente a los microorganismos y al desarrollo de las plantas. Por ello es necesario que estas modificaciones sean amortiguadas y el suelo dispone de los mecanismos necesarios para ello, es lo que se conoce como "poder tampón del suelo".

Este poder amortiguador está basado en una serie de equilibrios dinámicos de diferentes sistemas, entre los que destacan tres que corresponden a medios neutros, ácidos y alcalinos.

En los medios cercanos a la neutralidad la función amortiguadora la ejerce el complejo de cambio del suelo, como ya hemos visto. Los excesos de acidez se compensan por el intercambio de las bases del complejo por los hidrogeniones de la solución, mientras que los excesos de alcalinidad son compensados por el intercambio de hidrogeniones del complejo por bases de la solución. Ahora bien, cuando el pH es muy ácido, el complejo está prácticamente desprovisto de bases y no puede soportar una agresión ácida; de otro lado, cuando el medio es muy alcalino el complejo apenas posee hidrogeniones que neutralicen una agresión alcalina.

La materia orgánica está constituida por ácidos débiles en conjunción de sus sales con bases fuertes lo que constituye un tampon en sí misma. La arcilla también se comporta como un ácido débil como se desprende de la figura adjunta, en ella se observa la variación del pH del agua pura, de agua mezclada con arena y de una suspensión de arcilla, al ser adicionadas de una solución ácida o de una alcalina. Serían típicas curvas de valoración, en las que en el agua pura el ácido o la base añadidos se muestran con la fuerza que les es propia; en el caso de la arena el comportamiento es muy similar, pero en el caso de la arcilla, se muestra como un ácido débil o como una base débil en función del pH reinante, como era predecible.

La suspensión arcillosa admite la adición de cantidades importantes de ácido o de base sin modificar apenas su pH, actúa como un potente amortiguador.

En los medios ácidos, las bases están prácticamente ausentes y en el complejo de cambio solo existen hidrogeniones y un elemento muy abundante en el suelo como es el aluminio, que a esos valores es soluble y se encuentra disociado cualquiera que sea la forma molecular de su procedencia. Este aluminio presenta una capacidad tampón como se desprende de la figua adjunta. En ella se muestran las curvas de valoración de un ácido fuerte con una base fuerte, en ausencia de otros compuestos o en presencia de concentraciones crecientes de la sal alumínica correspondiente al ácido utilizado.

En la figura podemos observar como la cantidad de base necesaria para provocar la neutralización del ácido se va incrementando de forma proporcional a la sal alumínica añadida, sin que se modifique el valor inicial del pH.

La razón de ello debemos buscarla en la posibilidad que tiene el aluminio de formar iones con diferente grado de hidratación y diferente carga positiva, como podemos observar en las reacciones que se muestran a la izquierda. El exceso de hidroxilos va siendo captado por los iones alumínicos que modifican su estado, lo que hace que desaparezcan de la solución y el pH permanezca invariable. La adición de hidrogeniones por una acidificación del medio provocaría la inversión de las reacciones expuestas.

Para valores alcalinos del pH, cercanos a 8, el calcio de la solución se encuentra, en parte, en forma de carbonato.

Cualquier incremento de la acidez provocaría la formación de la sal ácida correspondiente e incluso la formación de ácido carbónico, que se descompondría, dada su inestabilidad, con desprendimiento de dióxido de carbono. Una adición de bases provocaría la precipitación del carbonato cálcico a expensas del bicarbonato de la solución. En este caso, la efectividad del sistema está condicionada por la posibilidad de eliminar el gas desprendido, requerirá medios bien estructurados y aireados, lo cual es fácil en presencia de los carbonatos que dan una buena estabilidad a la estructura. Una vez más se hace cierto el hecho de que los medios naturales se encuentran siempre bien compensados.

Cuando el pH se encuentra por encima de 8.5 el carbonato cálcico se encuentra precipitado y podría intervenir en caso de acidificación pero no en el caso de basificación. En estos casos el papel del calcio es sustituido por el sodio, siempre presente a esos valores de pH.

De este modo los fuertes cambios de pH solo son posibles cuando se agotan los sistemas reguladores, lo que solo es posible ante una acción humana o un fuerte cataclismo natural.

 

La acidificación del suelo es una de las causas más frecuentes de la pérdida de fertilidad por lo que es frecuente que se intente corregirla. Además de la frecuencia del problema, lo fácil de su solución hace que esta se lleve a cabo de forma casi habitual.

La neutralización debe hacerse con una sustancia de reacción débilmente alcalina para evitar modificaciones bruscas, cuya solubilidad no sea elevada para que no se lave con facilidad y pueda actuar de forma prolongada, que no contenga elementos extraños al suelo y que sea barata y no requiera de especiales manejos. Todas estas características parecen señalar a la caliza como sustancia ideal y de hecho es el material que se utiliza siempre para dar solución a este problema.

Cuando el suelo presenta deficiencias de magnesio asociadas a la acidez, puede sustituirse en total o en parte, por la dolomía.

Una neutralización de la acidez de la solución del suelo no sería una solución eficaz por cuanto la propia capacidad tampón del suelo, relacionada con su complejo de cambio, recuperaría en poco tiempo el pH modificado. Por ello es neceseario tener en cuenta el grado de insturación del complejo de cambio.

El mecanismo de acción de la caliza podemos observarlo en la figura. El exceso de hidrogeniones del suelo provocan la descomposición del carbonato cálcico, liberando, en última instancia, calcio y desprendiendo dióxido de carbono. El aumento de calcio en la solución hace que desplace a los hidrogeniones del complejo de cambio con lo se restaura la acidez inicial, si bien esta va siendo cada vez menor a medida que el complejo se va saturando.

La cantidad de caliza a añadir estrá en función de la insaturación del complejo de cambio y del tamaño del mismo. Se debe procurar que el pH no se incremente de forma brusca estimandose conveniente la subida de no más de una unidad por año. Para conseguir este efecto se debe procurar un incremento en la saturación del suelo no mayor de un 20 % absoluto.

La finura del material empleado será otro aspecto importante, cuanto mayor sea esta más rápida será su solubilización y la consecuente subida del pH. Lo mismo puede decirse de su pureza, que debe procurarse alta para evitar la entrada de sustancias extrañas al suelo, aunque lo habitual es que los diluyentes sean arcilla y algunos óxidos de hierro, que no entrañan problemas importantes.

Como es lógico, para elevar el pH en un determinado rango, las necesidades de caliza no dependerán tanto del pH inicial como de la capacidad de intercambio catiónico del suelo, de modo que suelos diferentes pero con el mismo pH, requeriran cantidades distintas de caliza.

La alcalinidad del suelo siempre está asociada con la presencia de sales sódicas por lo que su corrección la analizaremos cuando estudiemos la salinidad.

 

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A Lección 5

Actualizada 13/4/05