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EL SUBSTRATO 3Dr. Félix Huaranga Moreno

Cátedra de Ecología y Medio AmbienteUniversidad Nacional de Trujillo

Diversidad de autores, sostienen que el sustrato constituye la superficie sobre la que se apoyan o desplazan los organismos o el material sólido en cuyo interior transcurre, total o parcialmente su vida.

1. Importancia

Las necesidades fundamentales para el organismo satisfechas por el sustrato son: soporte, abrigo y alimentación. Asimismo, el substrato es importante porque da protección a los organismos del reconocimiento de sus depredadores al confundirse su estructura y color con lo que les rodea (Clarke, 1978). Por lo que el color y estructura del sustrato, son elementos esenciales en la coloración protectora de la naturaleza.

Como aplicación práctica, la construcción de substratos artificiales es de vital importancia en muchas pesquerías; en razón de que las larvas de muchos organismos fundamentalmente marinos, son incapaces de proseguir su desarrollo si no disponen de un substrato adecuado para su implantación. Este hecho puede observarse en la ostricultura y mitilicultura; en donde el sustrato artificial es conocido como colector, y su presencia en cantidades suficientes en el momento crítico para la fijación o implantación de las larvas es necesaria para un cultivo óptimo y con altos rendimientos.

La obtención de un sustrato adecuado es de importancia capital para la vida de la mayoría de plantas y animales, por lo que en el transcurso de la evolución se observa la aparición de diferentes procedimientos encaminados a dar cumplimiento a esta necesidad. Uno muy generalizado consiste en la dispersión de esporas, semillas o larvas, en cantidades considerables, que asegure el que algunas de ellas caigan en terreno fértil.

La mayoría de plantas terrestres utilizan este método y, a pesar de que sólo una pequeñísima fracción de semillas alcanzan un terreno apropiado para su desarrollo, generalmente es suficiente para la perpetuación de la especie. De igual modo, las extraordinarias cantidades de larvas de animales

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en el momento de la fijación son a menudo exponentes del carácter crítico que reviste este proceso.

2. Clases de substratos

En los ecosistemas naturales se observan muchas clases de sustratos diferentes, ya que casi todos los objetos en última instancia constituyen un sustrato potencial. Los substratos más comunes son los múltiples derivados de las rocas, pero sin dejar de lado la existencia de una gran variedad de substancias que pueden servir de substrato. Se afirma, que nos es necesario que el sustrato presente una superficie dura. Por ejemplo, la película superficial que forma el agua es utilizada como sustrato por un grupo de organismos denominado neuston.

Muchas algas, ciertas plantas superiores como la lenteja de agua (Lemma sp.), los zapateadores (Gerridae) y los coleópteros giradores que viven en los estanques se apoyan sobre la fina película debida a la tensión superficial del agua (una fuerza que vencer de 73 dinas por centímetro a 20 ºC), constituyendo su habitual substrato. Los gusanos planos y caracoles pulmonados pueden incluso utilizar como substrato la cara inferior de la citada película y puede vérseles, cuando el agua está en reposo, desplazarse con seguridad por la interfase entre el aire y el agua. De modo análogo, las larvas de mosquitos anofelinos y culicinos pueden adherirse a la cara inferior de la película superficial (Fig. 1). Las particulares necesidades del mosquito en este estadio permiten al hombre exterminar eficientemente la plaga, por lo menos localmente, extendiendo aceite o substancias tóxicas por la superficie del agua.

Fig. 1. La superficie de los ambientes acuáticos como substrato.

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Otro sustrato importante en ambientes terrestres es la madera. En el ambiente aéreo, los hongos denominados carcomas, los termes y otros organismos encuentran en este material un substrato muy conveniente para sus actividades y para su alimentación. El conocimiento de sus relaciones ecológicas constituye en estos casos una materia de vital importancia económica.

De modo análogo, las construcciones de madera que se hallan sumergidas sirven de substrato a otras clases de hongos, del género Teredo sp. y a otras formas, las cuales revisten por ello, gran importancia económica. Es muy curioso el hecho de que, de que a pesar de que este género perfore la madera en todas direcciones, sus agujeros raras veces se encuentren y casi nunca establezcan comunicaciones con el exterior. Estos animales son capaces de detectar de algún modo la proximidad del límite de su substrato y detienen allí su perforación.

En los ambientes acuáticos, el substrato tiene una parte maciza, abundante en la zona litoral y que puede estar mezclada con piedras de tamaño y forma diversos o con arena y restos calcáreos de seres vivos (Fig. 2). Conforme se va profundizando, aquella disminuye y se convierte paulatinamente en un sustrato cada vez más particulado, hasta llegar a ser fango o arcilla.

Fig. 2. Substratos de la zona litoral (Foto propiedad del autor).

De acuerdo con el tamaño de las partículas, se puede referir a roca firme o macizos rocosos, cuando se trata de grandes extensiones inmóviles, es decir, que no se trasladan por la fuerza de las aguas; a peñas o rocas partidas en grandes pedazos aislados y difíciles de mover por las aguas; a cantos

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rodados o guijarros, cuando se trata de partículas de 64 mm; arena, si son partículas cuyo diámetro varía entre 0.02 y 2 mm; y fango o barro y arcilla, si las partículas son menores a 0.02 mm.

Podemos ocuparnos, por tanto, de un substrato duro e inmóvil, representado esencialmente por las rocas, pero también por los muelles, barcos (Fig. 3), boyas (Fig. 4), rompeolas (Fig. 5), etc.

Fig. 3. Barcos como substratos.

Fig. 4. Las boyas pueden también ser utilizados por los organismos como substratos.

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Fig. 5. Los rompeolas representan también a substratos del tipo artificial (Foto propiedad del autor).

En general este tipo de substrato es tanto más conveniente para la fijación de organismos vegetales o animales, cuanto más rugosidades y heterogeneidad tenga, o dicho de otra manera, cuanto menos liso sea. La mayor parte de la roca es basáltica, asociada con material de origen volcánico y, a veces, cubierta por caliza.

De otro lado tenemos un substrato móvil, en el cual se agrupan todos los otros tipos que se acaban de citar y que son susceptibles de moverse o trasladarse por la acción de las aguas. En ellos se encuentran, de preferencia, los organismos cavadores.

Los intersticios y poros que hay entre las partículas son importantes para la oxigenación y peligrosos por la aparición dañina de ácido durante el proceso erosivo o por algún fenómeno submarino; por la acumulación in situ de depósitos químicos, tales como nódulos de manganeso o fosforito, unidos a cobalto, níquel y cobre; por el transporte de los ríos que se desembocan en el litoral marino; y finalmente, por el arrastre de material de los bloques de hielo.

En los márgenes continentales, las arenas observadas son principalmente de cuarzo provenientes de la erosión continental y de detrito calcáreo. Su origen está en los aportes fluviales y eólicos, en cenizas volcánicas y en material glacial. Por lo general hay abundante intervención orgánica, en cuanto se refiere a valvas de moluscos, caparazones de crustáceos y equinodermos, escamas y huesos de peces. La parte mineral, según Alle et al (1965) asciende a un máximo de 70% de silicio, que puede ser algo rojizo, por la presencia de óxidos de hierro; azulado, por la de óxidos de manganeso; verdoso, por la de silicatos de hierro y potasio, denominados glaucomitas. Para Perés (1961), la mayor parte son gránulos de cuarzo mezclados con

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micas, feldespatos, algunos minerales pesados y hasta 50% de calcio de origen bentónico.

En el caso de la arena, son importantes para el establecimiento de biocenosis los siguientes factores: tamaño y dureza de los gránulos, composición química predominante, intersticios y contenido de materia orgánica (Fig. 6).

Fig. 6. El substrato arenoso (Foto propiedad del autor).

En el fango de la plataforma continental se pueden encontrar las siguientes fases: una fracción de gránulos de arena o polvo, de tipo mineral (micas y calcáreos, principalmente), y cuyo diámetro va de 0.002 a 0.2 mm; precoloides de 0.0002 a 0.002 mm (micas y minerales arcillosos) y coloides; y el humus, el cual se ligan hidrocelulosas, aminoácidos, etc., provenientes de materia orgánica diversa (Bourcart, 1958).

Los depósitos de la cuenca oceánica son de los tipos siguientes:

Fango calcáreo: compuesto de 30% a 95% de carbonato de calcio, procedente de restos de globigerinas y otros foraminíferos, o de pterópodos, con algunos restos de globigerinas. Los primeros están a una profundidad de 2000 a 5000 m y ocupan un tercio de la zona abisal. Los segundos están siempre a profundidades mayores a

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2000 m y son propios de mares tropicales y, más particularmente, del Atlántico.

Fango silicoso: compuesto de un mínimo de 20% de óxido de silicio y que puede contener algo de calcio.

En él se pueden encontrar depósitos de diatomeas, entre 12000 y 4000 m, principalmente en el Pacífico Norte y en el Antártico; o depósitos de radiolarios, entre 5 y 10000 m y que se han encontrado principalmente en el Índico y en el Pacífico Tropical.

Arcilla roja: formada por silicatos de hierro, manganeso y aluminio, y que ocupan el 50% del Pacífico y el 25% del Atlántico y del Índico, a una profundidad media de 5400 m.

De acuerdo con Bruun (1957), el fango calcáreo ocupa unos 128 millones de km2, el silicoso unos 18 millones, y la arcilla abisal, 102 millones de km2. La materia orgánica es, en todos estos depósitos, de origen pelágico más bien que bentónico.

3. El suelo como substrato

El conocimiento de algunos aspectos geológicos ayuda a entender el origen de los suelos, así como del paisaje o fisiografía donde tienen asiento. En general, todos los procesos geológicos influyen de una u otra forma en las características de los suelos. Por tanto, es importante tener nociones básicas sobre las transformaciones que sufre la superficie de la tierra (Geodinámica), la estructura y disposición de las rocas que la conforman (Geognosia), y parte de su historia (Geología Histórica o Estratigrafía).

a. Transformaciones de la superficie terrestre

En la transformación de las cordilleras y valles es importante el estudio de los plegamientos (Tectónica). Los pliegues reciben el nombre de anticlinal cuando son de estructura convexa, y de sinclinal cuando son cóncavos. En la Figura 7, aparece el esquema de tales plegamientos.

Con cierta frecuencia los estratos que forman los pliegues se hunden, o se rompen, dando origen a fallas de diversa índole. Los anticlinales y sinclinales generalmente van en secuencia, aunque no siempre, pudiendo ser modificados por la erosión.

Las corrientes de agua influyen significativamente en el corte de los estratos dando origen, tanto por la erosión como por el depósito de los materiales que arrastran a la formación de los valles. En las partes altas de las cordilleras, cuando el recorrido de las quebradas es todavía incipiente,

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se originan los valles jóvenes que tienen forma de V, como es el caso de las quebradas que descienden de la Cordillera Blanca al río Santa.

Fig. 7. Anticlinal y sinclinal.

A medida que los ríos tienen mayor recorrido, los valles se ensanchan mostrando formas en U, tal como se presenta el Santa en Caraz. Finalmente, hay valles maduros, cuya amplitud hace que se depositen grandes cantidades de material aluvial, por ejemplo, en el caso del Huallaga central.

En el Callejón de Huaylas también hay que considerar como destacado el fenómeno de la glaciación, que ha contribuido a formar buena parte de los suelos en la Cordillera Blanca. La glaciación es un proceso de denudación geológica natural, que en el pasado tuvo mucha relevancia en todo el Callejón.

b. Estructura y disposición de las rocas

El estudio de las características de las rocas (Petrología) ayuda a entender muchos aspectos físico - químicos de los suelos agrícolas. Según su origen las rocas se dividen en (Fig. 8):

Ígneas: Formadas por la solidificación del magma. Se llaman ígneas extrusivas cuando el magma sale de las grandes profundidades a la superficie de la tierra, y al enfriarse produce las masas de rocas. Las erupciones volcánicas (lavas, brechas, tufas, etc) son ejemplo de ígneas extrusivas. Se llaman ígneas intrusitas cuando al magma se

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detiene antes de llegar a la superficie, solidificándose sin salir a la misma. La erosión puede dejar al descubierto las rocas intrusitas.

Las rocas ígneas se clasifican en ácidas, que presentan colores claros, como por ejemplo el granito, la riolita, etc. Rocas neutras que muestran colores medios, como la diorita, granodiorita, andesita, etc. Rocas básicas, de color oscuro como el basalto, diabasa, etc.

Fig. 8. Tipos de rocas.

Sedimentarias: Se forman a partir de materiales derivados de otras rocas. Esos materiales, con el paso del tiempo sedimentan y endurecen dando origen a este tipo de rocas. La acción del agua es el factor más importante para dar origen a las rocas sedimentarias. En su clasificación se da importancia al componente más importante. Así, se llaman areniscas cuando domina el cuarzo; calizas, dolomitas si dominan los carbonatos; arcillositas si son importantes los materiales arcillosos; carbones, en el caso de dominancia de materiales orgánicos (carbono), etc.

Metamórficas: Son el resultado de la transformación de rocas ígneas y sedimentarias por acción de presiones muy potentes, calor, líquidos y gases. Tales acciones comprimen los materiales alineándolos dentro de cierto paralelismo o foliación, si bien hay metamórficas cristalinas no foliadas. Su principal clasificación se basa en la foliación, formando

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gneiss cuando la foliación es ruda e imperfecta; esquistos, con una buna foliación; pizarras donde la finura de la foliación es de grado máximo. Entre las rocas metamórficas no foliadas cristalinas destacan el mármol y la cuarcita.

4. Historia de La Tierra

La historia del globo terráqueo se puede saber a través del orden y secuencia de las rocas en la corteza terrestre. La edad más antigua corresponde al Pre-Cámbrico (más de 1500 millones de años). Después viene la Era Paleozoica hace unos 340 millones de años) donde aparecen los peces. A continuación viene la Era Mesozoica (125 millones de años atrás) apareciendo los reptiles y pájaros.

Para la agricultura tiene especial interés la Era Cenozoica, que es la actual y comenzó hace unos 60 millones de años. Dentro de dicha Era se encuentran los Períodos Terciario y Cuaternario. El Terciario duró hasta hace un millón de años, y constituye la época de los mamíferos y, tal vez, de la aparición del hombre.

El Cuaternario, o tiempo actual, se originó hace un millón de años, y es la época del hombre, plantas y animales modernos. Así mismo, ocurrieron las glaciaciones y desaparecieron los grandes mamíferos (dinosaurios). La agricultura se desarrolla principalmente en los del Terciario (por ejemplo en la Amazonía) y en los suelos del Cuaternario (todos los aluviales).

5. Formación de suelos

La formación del suelo es una consecuencia de la acción del clima y los organismos durante un lapso de tiempo sobre el material parental, condicionada por la topografía. Es decir, en el suelo hay cinco factores de formación que son: Clima, organismo, edad o tiempo, material parental y topografía. El suelo pues, es una función de la interacción de esos cinco factores (Fig. 9):

Material parental

El material inorgánico de los suelos proviene de la meteorización de las rocas mediante su desintegración ocasionada por agentes físicos, tales como los cambios de temperatura de las rocas, la acción del viento, la gravedad, etc. Así mismo, ocurre por meteorización química de las rocas mediante su descomposición por agentes tales como la hidratación, oxidación-reducción, carbonatación, etc. Muchas de las características de los suelos van a depender del material parental, o roca madre, que le dio origen.

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Fig. 9. Factores de formación de los suelos.

Clima

Entre las variables del clima la temperatura y precipitación son las de mayor influencia en la génesis del suelo. La influencia física de la temperatura se basa en las diferencias existentes entre los coeficientes de dilatación y contracción de los diferentes minerales que componen las rocas. Su influencia química tiene lugar porque la velocidad de las reacciones del suelo aumenta con la temperatura, por ejemplo, en regiones cálidas la materia orgánica se descompone más aprisa que en regiones frías. También hay tendencia a que el porcentaje de arcillas en el suelo aumente con el calor.

Con relación a la precipitación, el agua es el agente más importante para las reacciones químicas del suelo, por ejemplo, en la hidrólisis el agua se disocia y entra en combinaciones con los distintos minerales presentes. A medida que aumentan las lluvias el suelo se vuelve más ácido, disminuyendo las bases intercambiables (calcio, magnesio, potasio, etc.). Los suelos de regiones con lluvias escasas tienden a ser básicos, a veces, con problemas de exceso de sales. Regiones con alta precipitación, como es el caso de la Amazonía, muestran suelos totalmente meteorizados, con abundancia de arcillas en el subsuelo.

En el caso del Callejón de Huaylas por ejemplo, y particularmente Huaraz (3050 m.s.n.m.), su temperatura media es de 13,8 ºC, con una precipitación de 794 mm/año. En Recuay (3420 m.s.n.m.), la temperatura media es de 12 ºC y su precipitación de 700 mm/año. La temperatura aumenta (15-17 ºC) en dirección a Caraz, mientras que disminuye la precipitación, probablemente a unos 300 mm/año. Las lluvias son de carácter estacionario, concentrándose en los meses de noviembre a marzo.

Organismos

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Comprende a una gran cantidad de invertebrados, así como a microorganismos, principalmente bacterias y hongos, como macroorganismos, en especial, plantas y vertebrados. Su producto más importante y visible en los suelos es la materia orgánica.

Los organismos propician la meteorización de los suelos, bien por acción física como, por ejemplo, la penetración de las raíces en las fracturas de las rocas resquebrajándolas, o bien por acción química a consecuencia, por ejemplo, de la formación de ácidos orgánicos que ayudan a los procesos de descomposición de los materiales.

Los residuos de plantas, animales y microorganismos forman la materia orgánica, cuya conservación es vital para la producción agrícola. Cuando se pierde la materia orgánica el suelo tiende a ser estéril, siendo muy pobre o ninguno el crecimiento de las plantas que se siembran (Fig. 10).

Los suelos se dividen en orgánicos, cuando el contenido de materia orgánica es de 20% más en la capa arable. Inorgánicos, cuando el porcentaje de materia orgánica es inferior a 20. Los suelos orgánicos son muy poco comunes en los Andes, únicamente las denominadas turbas. Los suelos inorgánicos dan rangos, generalmente, comprendidos entre 1 y 6% de materia orgánica.

El humus, que es un compuesto amorfo de color oscuro, proviene de la degradación microbial de los residuos orgánicos y representa entre el 40 y 60% del total de la materia orgánica.

Fig. 10. La materia orgánica como parte del suelo. Edad

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Para lograr un suelo maduro (agrícola) es necesario que transcurra generalmente muchos años, suficiente para que los otros cuatro factores de formación puedan interaccionar dando origen a los horizontes que componen el perfil. Los suelos tienden a formarse más rápidamente en las regiones cálidas y húmedas, como es el caso de la Amazonía, mientras que sin humedad, como ocurre en el desierto peruano, pueden transcurrir miles de años sin que aparezca el suelo agrícola. Los suelos viejos tienen colores brillantes como el rojo, y los suelos jóvenes son de colores mates, como el gris o marrón claro.

La transformación del material parental en suelo depende de la constitución de las rocas. Así se requiere menos tiempo para rocas con abundancia de hierro, y mucho más si hay sílice. Un suelo derivado de cenizas volcánicas puede formarse en 50 años, y en cambio, pueden pasar 1000 años si el material es granítico. De cualquier manera, la formación completa de la capa arable requiere cientos de años para completarse, y el hombre puede destruirla en una hora si no toma medidas de conservación.

Topografía

Es muy importante en las regiones de montaña por su influencia en el drenaje, escorrentía, erosión y fluctuaciones del nivel freático. A medida que aumenta la pendiente disminuye la capa arable, pudiendo desaparecer si no existen prácticas de conservación. La erosión es un fenómeno relacionado directamente con la pendiente, como ocurre en el Perú. La erosión puede acabar no solo con la capa arable, sino con todo el perfil (Fig. 11).

Fig. 11. Topografía y erosión de suelos.

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La pendiente favorece el movimiento hacia debajo de los materiales que forman el suelo, quedando arriba rocas desnudas, y al final de la pendiente se depositan las mejores partículas; así se van empobreciendo las tierras situadas en las partes altas.

6. Procesos de edafización

La edafización o meteorización se define como el proceso de descomposición y desintegración de la corteza terrestre para dar origen a los suelos. La desintegración ocurre por fenómenos físicos, mientras que la descomposición se deriva de las acciones químicas.

a. Edafización física

Consiste en la alteración de las rocas y minerales por efectos de la temperatura, lluvia, color de los materiales, gravedad, glaciaciones, viento.

Con relación a la temperatura, se recuerda que las rocas son agregados de minerales, que poseen coeficientes de dilatación y contracción diferentes, lo cual origina diferencias de presiones que se traducen en la aparición y agrandamiento progresivo de fisuras. Con la continuidad de los cambios de temperatura la roca se resquebraja hasta partes cada vez más pequeñas. Los cambios bruscos de temperatura entre la noche y el día afectan mucho a las rocas con abundancia de sílice, como es el caso del granito de la Cordillera Blanca. Además de las rupturas de rocas, la temperatura produce la exfoliación debido a la baja conductividad de la superficie rocosa, lo cual hace que aparezcan capas sucesivas que se van separando y desintegrando de la masa global.

Las rocas obscuras absorben mayor cantidad que las claras, por tanto tienen cambios mayores de temperatura facilitando su meteorización. En una misma roca ocurre el mismo fenómeno entre minerales obscuros y claros.

En cuanto a la gravedad, las rocas tienden a moverse hacia la base de una pendiente por efecto de la fuerza gravitacional. En su camino encuentran distintos obstáculos con los cuales chocan, produciéndose fragmentaciones diversas de acuerdo con la dureza de la roca y la potencia del choque. La lluvia golpea a las rocas, y con el paso del tiempo producen algunas fisuras, que después se rellenan con sales arrastradas por otras precipitaciones, que al cristalizar representan una gran fuerza fragmentadora. El agua corriente arrastra rocas friccionándolas durante el camino, por tanto, meteorizándolas. Asimismo causa arrastres y desmoronamientos, todo lo cual ayuda a la edafización física.

La glaciación, especialmente importante en el Callejón de Huaylas significa el arrastre de las rocas por el desplazamiento de los hielos, fragmentándolas, tanto por acción directa como por el roce contra las

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paredes y fondo de las gargantas o morenas. Se puede apreciar tal fenómeno en cualquiera de las áreas donde están enclavadas las lagunas de la Cordillera Blanca. Buena parte de los suelos del Callejón tienen origen glaciar. El viento arrastra partículas, y las propulsa con velocidad suficiente como para causar impactos que, por abrasión o ruptura, meteorizan las rocas. La acción del viento es importante en las partes altas de las Cordilleras y en regiones áridas, desprovistas de vegetación suficiente como para detener el transporte de las partículas.

b. Edafización química

La hidrólisis: es el proceso predominante en la meteorización química de la corteza terrestre. Consiste en la reacción del agua con ácidos y bases, tendiendo a remover las bases y concentrar los ácidos e hidróxidos y sesquióxidos de hierro y aluminio. Es un fenómeno común en regiones lluviosas donde los efectos se traducen en la acidificación del suelo.

KAlSi2O2+HOH→HAlSi2O2+KOH

La hidratación: consiste en la introducción de moléculas de agua en una sustancia. De esta manera los materiales se ablandan, haciéndolos aumentar de volumen y disminuir su elasticidad, con lo cual se facilita la meteorización. Los feldespatos, micas y olivinas son muy afectados por la hidratación.

CaSO4+2H2O→CaSO4 .2H 2O

La carbonatación: es la acción del CO2 en sus distintas combinaciones sobre los materiales terrestres. La descomposición de la materia orgánica y la respiración del suelo hacen que el CO2 sea abundante, además del arrastrado por las lluvias. Generalmente el CO2 se une con el agua para formar ácido carbónico (H2CO3), que aunque es un ácido débil tiene mucha importancia en la meteorización del suelo. La carbonización tiene valor desde el punto de vista de fertilidad, ya que cambia compuestos de difícil solubilidad en otros más asequibles para las plantas, como ocurre con las calizas y los fosfatos tricálcicos.

La solución: significa la dispersión de sustancias sólidas por acción del agua, que en estado puro es un disolvente débil, pero no sucede en la naturaleza porque siempre va unida a sales y ácidos que aumentan unos 3000 millones de toneladas métricas/año de materiales de la corteza terrestre.

CaCO3+HOH+CO2→Ca(HCO3)2

Anhidrita Agua Yeso

Otoclasa(Teldespato)

Agua ÁcidoMetasilicico

Hidróxidode Potasio

Carbonatode Calcio

Agua Bióxido de Carbono

Bicarbonato de Calcio

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Ca(HCO3)2→Ca++¿+2 HCO3¿

La oxidación-reducción: es un proceso dependiente del estado de aireación y humedad en que se encuentre la corteza terrestre. Cuando aumenta la aireación se produce una combinación del oxígeno con los elementos y compuestos, dando origen a nuevos compuestos de más fácil meteorización. Es lo que ocurre comúnmente con los materiales de hierro.

4 FeO+O2→2 Fe2O3

La reducción: se da en presencia de humedad, ya que el agua al llegar al suelo hace disminuir la presencia de oxígeno, dando lugar a compuestos diferentes. Como el aumento y disminución del oxígeno, o de la humedad en el suelo es cambiante, así como las reacciones de oxidación se suceden en forma constante de manera reversible, desestabilizando los materiales y propiciando su meteorización (químicamente la oxidación significa pérdida de electrones y la reducción ganancia, tal suma o resta produce el cambio en los compuestos y elementos).

2 Fe2O3−O2→4 FeO

7. Origen del material de base

La naturaleza del suelo se debe en gran parte a la historia de los fragmentos a partir de la intemperización de la roca sólida, hasta que se convirtieron en componentes del suelo. Según su origen, la mayoría del material de base puede clasificarse como sigue:

a. Residual

Es el que se forma por la desintegración de la roca en el mismo lugar en que se encuentra.

En este caso, la intensidad de la intemperización es mayor donde los minerales de las rocas se encuentran en contacto directo con la atmósfera, dando lugar a que la capa superficial del material de base residual muestre la más completa descomposición física y alteración química.

A medida que la profundidad es mayor con respecto a la superficie, las partículas minerales son mayores y están menos alteradas químicamente, hasta que por último se integran con la roca madre.

Sesquióxido de Fierro

Oxígeno Óxido Ferroso

Óxido Ferroso

Oxígeno Sesquióxido de Fierro

(Hematita)

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b. Transportado

Este se compone de partículas minerales o derivados de éstas, las cuales han sido acarreadas desde sus lugares de origen por varios agentes.

Sus formas varían mucho según los agentes que lo transportaron, y, ya que la mayoría de agentes operan intermitentemente.

Por lo general, este tipo de material de base se presenta en capas con transiciones repentinas que no se integran con la roca madre como es característico del material residual.

Estos pueden ser de las siguientes clases:

Coluvial

Los materiales de base coluviales pertenecen al grupo transportado por que aquí las partículas han sido trasladadas por la fuerza de la gravedad. Adoptan una gran variedad de formas.

Son ejemplos los fragmentos de los riscos o de las pendientes rocosas escarpadas que se desprenden de vez en cuando y pueden acumularse en las partes bajas como talud. Este material es muy grueso, consta en su mayor parte de grandes fragmentos de rocas, las cuales tienen una superficie un tanto áspera e inestable.

No existe estratificación del material particulado en los depósitos coluviales.

Aluvial

Los materiales clasificados en esta categoría los depositan las corrientes de agua en forma de planicies de deslave, planicies inundables, terrazas de ríos, deltas y en abanicos aluviales.

El reconocimiento del material particulado puede hacerse de la siguiente forma: en primer lugar, las partículas tienden a ser redonda y lisas por la acción de las corrientes de agua; y en segundo lugar, los estratos se diferencian en que cada uno contiene partículas de un tipo especial de tamaño, dependiendo de la velocidad del agua que deposita la capa.

Los materiales gruesos los depositan corrientes de agua rápidas; por otra parte, las partículas finas las acarrean únicamente las corrientes relativamente lentas (Fig. 12).

El aluvión depositado por las corrientes se localiza en los márgenes de la mayoría de los ríos y los esteros, especialmente en las corrientes de agua con movimiento lento, tales como los ríos de la selva.

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Fig. 12. Suelos aluviales del Valle de Santa Catalina (Moche – Perú) (Foto propiedad del autor).

c. Glaciar

Los depósitos glaciares por lo general pueden reconocerse por el hecho de que partículas de todos los tamaños desde arcilla hasta cantos rodados se mezclan perfectamente sin distinción alguna y porque algunas veces las partículas mayores están pulidas o acanaladas en una o más de sus lados aplanados.

La naturaleza física y química del material parental glaciar depende en gran medida de la naturaleza de la roca madre que se halla en la ruta que seguido el hielo. Muy a menudo sucede que dos depósitos glaciares muy diversos yacen uno junto al otro o uno sobre el otro y cada uno está formado por material glaciar de diferente dirección.

d. Eólico

Corresponde al material transportado por el viento, comprende a:

Dunas: Conformado principalmente de partículas pequeñas de un tamaño casi uniforme y una composición química similar.

Pueden localizarse como en el caso del Perú, a lo largo del litoral marino y de los lagos como resultado de las corrientes de agua que erosionan los promontorios y depositan las partículas de arena resultantes sobre las costas de las bahías, y el viento transporta el material nuevamente hacia la tierra (Fig. 13).

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Fig. 13. Dunas litorales frente a Boca Pan (Zorritos – Perú).

Asimismo, comprende a las dunas formadas a lo largo de los valles de los ríos donde las grandes corrientes de agua depositan la arena en las llanuras inundables y, posteriormente ésta se seca y es alejada del lugar por los vientos. En las regiones secas, el desgaste de la arenisca y otras rocas puede producir arena que el viento transporta debido a lo ralo de la vegetación formándose las llamadas dunas arenosas, como es el caso de diversas zonas de la costa del Perú. (Fig. 14).

Fig. 14. Dunas arenosas cercanas al Carmelo (Virú – Perú) (Foto propiedad del autor).

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Loess: Es un depósito de partículas que han sido recogidas y transportadas a determinada distancia por el viento, y por lo tanto, su textura es más fina que el de las dunas o médanos. El loess común tiene un color amarillento; algunas veces el loess se origina en parte de las cenizas volcánicas.

e. Lacustre

El cual consisten de sedimentos grisáceos de aluvión que se acumulan en los fondos de los lagos. Este material consta de polvo depositado en la superficie del lago por el viento, de los sedimentos deslavados que van a dar al lago por las corrientes de agua, y por cubiertas o excreciones de los organismos muertos.

f. Marino

Este material ha sido transportado por las corrientes oceánicas, en parte por los innumerables riachuelos y por el viento.

8. Composición del suelo

El suelo cambia mucho de un lugar a otro. A veces encontramos pedregales o arenas en donde apenas crecen malezas; otras veces ubicamos suelos que tienen aptitud forestal o para pastoreo, los que no son rentables para dedicarlos a labores agrícolas; hay suelos pesados o arcillosos, que cuesta trabajar, pero que dan cosechas, otros son tierra pura, en que se da cualquier cultivo. Hay suelos en que la capa de tierra es muy delgada y otros en que es profunda. Hay suelos que se inundan y llenan de agua, y otros que se tragan el agua rápidamente. Esta variedad depende de la composición del suelo (Fig. 15).

Fig. 15. Principales componentes del suelo.

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El suelo es más liviano que la roca. Esto se debe a que una parte del suelo es aire, el cual está en los poros. Otra parte está formada por agua. Una parte menor está constituida por materia orgánica, o sea el producto de plantas y animales muertos y cuyos restos ya forman parte del suelo. El resto corresponde a fragmentos rocosos, minerales, arena, limo y arcilla (Tabla 1). La proporción en que se presentan estos elementos constitutivos del suelo varía de un lugar a otro, en promedio es la siguiente: 25% de aire, 25% de agua, 5% de materia orgánica y 45 de fragmentos rocosos, minerales, arena, limo y arcilla.

TABLA 1. Óxidos, iones y minerales más comunes del suelo (Ronov et al., 1969).

En óxidos En iones En minerales% en peso % en peso % en volumen

SiO2 55.20 O 46,60 Plagioclasa 39.00Al2O3 15.30 Si 27,72 Feld. Alcalino 12.00Fe2O3 2.80 Al 8,13 Cuarzo 12.00FeO 5.80 Fe 5,00 Piroxeno 11.00K2O 1.90 Ca 3,63 Micas 5.00MgO 5.20 Na 2,83 Anfiboles 5.00CaO 8.80 K 2,59 Olivino 3.00Na2O 2.90 Mg 2,09 Arcillas 4.60TiO2 1.60 Dolomita 0.50P2O5 0.30 Magnetita 1.50MnO 0.20 Otros 4.90

9. Perfil del suelo

El resultado de las interrelaciones de los factores y procesos edáficos dan lugar a los suelos agrícolas. En realidad el resultado es la conformación de perfiles compuestos de capas, la superior de las cuales es utilizada en las labores de cultivo. En general, el perfil (Fig. 16) consta de tres capas, u horizontes principales, designados con las letras A y B para el suelo, y para el subsuelo según su carácter se les designará con las letras C, D ó E.

El horizonte A es el más importante para el productor por cuanto es la capa que se maneja en las labores agrícolas y de la cual depende el más alto porcentaje de nutrición de las plantas. Los horizontes A y B constituyen el suelo genético desarrollado por los procesos de edafización.

El horizonte B es el más importante para determinar la clasificación de los suelos. En la Figura 16 se aprecia un mayor detalle en cuanto a la subdivisión de horizontes, si bien puede llegarse a distinciones más precisas.

Por ejemplo, Ap que es el horizonte superficial producto de la arada, B21 a la capa que tiene estructura prismática dentro del B2, etc.

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Fig. 16. El perfil del suelo.

10.El perfil y la clasificación de suelos

En síntesis la clasificación de los suelos se basa en el grado de desarrollo alcanzado por los perfiles. Así en principio se habla de suelos crudos cuando hay poca o ninguna evidencia de desarrollo de los horizontes; suelos inmaduros donde se reconocen de manera imperfecta los horizontes A y B, en especial este último; suelos maduros cuando la diferenciación de los horizontes del perfil es completa.

Existe gran diversidad de clasificaciones. Una que tuvo mucho éxito dividía a los suelos en zonales caracterizados por tener el desarrollo completo del perfil, reflejando una alta influencia de los factores de formación, principalmente clima y organismos (ejemplo, los suelos del piso de la selva amazónica, llamados en esta clasificación lateritas), intrazonales cuando tienen un desarrollo más o menos perfecto, pero influye alguna característica local sobre los efectos del clima y organismos (ejemplo, los llamados suelos salinos), azonales que corresponden a suelos no desarrollados (por ejemplo, los aluviales) (Fig. 17 y 18).

Por el momento en el Perú se siguen los postulados de la denominada “7ª Aproximación”, fundamentada en las propiedades del perfil, dividiéndose en diez órdenes, de acuerdo a la presencia de horizontes de diagnostico dentro de las capas A y B. Esos órdenes son: Entisoles, no tienen horizonte de diagnóstico; Inceptisoles, tienen horizonte A, pero carecen del B (o es

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incipiente); Vertisoles, los que contienen 30% o más de arcillas expandibles en sus horizontes; Andisoles, son los suelos desérticos; Molisoles, cuando tienen un horizonte A molíco, que significa una saturación de bases superior al 50%; Espodosoles, son los que tienen horizonte (A2) espódico, que es una capa blanca debido al lavado de sus componentes, y tiene textura arenosa gruesa; Histosoles, son los suelos orgánicos; Alfisoles, tienen un horizonte B argilico (acumulación de arcillas); Ultisoles, también con horizonte B argilico, pero mucho más carentes de bases que el anterior; Oxisoles, tiene un horizonte B óxico, donde se acumulan sesquióxidos de hierro y aluminio, y es muy ácido. Los tres últimos órdenes son los suelos tropicales, de colores brillantes rojizos, rojo amarillentos.

Fig. 17. Suelos zonales, sus características.

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Fig. 18. Suelos azonales, intrazonales, sus características.

11.Características de los suelos

a. Físicas

Textura: físicamente el suelo es un conjunto de partículas orgánicas y minerales de distintos tamaños que se llaman separados, diferenciándose por los límites de sus medidas. Existen siete grupos de separados que van desde arena muy gruesa (1 a 2 mm de diámetro) hasta la arcilla (0.002 mm o menos) (Fig. 19).

El limo tiene un diámetro comprendido entre 0.05 y 0.002 mm. La textura del suelo es consecuencia de la mezcla de los separados en distintas proporciones, dando origen a la clasificación textural de los suelos. Los suelos francos tienen la mezcla más adecuada para las labores agrícolas. Existen doce clases texturales: arcilloso, arcillo arenoso, arcillo limoso, franco arcillo arenoso, franco arcillo limoso, franco

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arenoso, franco, franco limoso, limoso, arenoso franco, arenoso. Esos nombres se derivan del dominio de un separado (v.g. arcilloso), o de la combinación proporcionada entre ellos (franco), o de su combinación con el dominio de uno de ellos (franco arenoso), o dos de ellos (franco arcillo limoso), determinados con el triángulo de textura (Fig. 20).

Fig. 19. Diámetros de los separados en la determinación de la textura de un suelo.

Fig. 20. Triángulo de textura.

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Estructura: es el arreglo o agrupación de las partículas individuales. La agregación varía en tamaño y estabilidad dando origen a tipos estructurales, siendo los más frecuentes: Granular, que son agregados redondeados más o menos porosos (es la estructura deseable en agricultura); laminar o en forma de pequeñas láminas; prismática y columnar que aparece en el horizonte B, donde el eje vertical del agregado supera al horizontal; blocosa con aristas bien pronunciadas y ejes similares en tamaño.

Por el mal manejo del suelo, en especial ocurre cuando se practican labores agrícolas en suelos muy húmedos o encharcados, se pierde la estructura, y se habla de suelos amasados (estructura masiva), condición indeseable donde las partículas están unidas en fragmentos irregulares (Fig. 21).

Fig. 21. Tipos de estructuras presentes en los suelos.

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Otras características importantes son las densidades y la porosidad.

Densidad: La densidad real es el peso de las partículas sólidas del suelo, mientras que la densidad aparente es la relación entre el peso de un volumen dado de suelo seco (a la estufa 105 - 110ºC), y el peso del volumen de agua desalojada por él.

Porosidad: es el espacio ocupado por el aire dentro de un volumen de suelo seco (a la estufa).

Humedad: y en especial, la capacidad del suelo para retenerla es otro aspecto fundamental. Se puede definir de muchas formas, pero la parte más aplicable a prácticas de campo es referirla a puntos críticos o de equilibrio. En su manera simple pueden expresarse así (Fig. 22):

Fig. 22. Tipos de agua presentes en el suelo.

Coeficiente higroscópico: Es la cantidad de agua retenida por el suelo en equilibrio con la humedad relativa conocida. El agua se encuentra retenida a un pF 4.5 o 31 atmósferas. A nivel práctico es el suelo en su mayor grado de sequedad en su ambiente natural.

Punto de marchitamiento: Es la cantidad de agua que tiene el suelo cuando las plantas se marchitan de manera permanente. Su pF es 4.2 o 15 atmósferas.

Capacidad de campo: Es la cantidad de agua que retiene el suelo contra la fuerza de la gravedad. Se encuentra en un pF 2.54 o 1/3 de atmósfera.

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Punto de saturación: Es el estado del suelo cuando todos los espacios porosos están ocupados por el agua.

El agua aprovechable de un suelo es la comprendida entre el punto de marchitamiento y la capacidad de campo. Lo ideal es que la humedad de un terreno esté próxima a la capacidad de campo.

b. Químicas

El pH

La reacción del suelo, expresada en términos de pH, indica cuál es el estado de acidez o basicidad de los suelos. En la práctica se considera que un suelo es neutro cuando el pH está comprendido entre 6.5 y 7.2. Menos de 6.5 el suelo es ácido, y más de 7.2 el suelo es básico. La acidez significa que el suelo tiene una saturación de bases muy pequeña, y es propio de las regiones donde la lluvia es abundante. Por el contrario, la acumulación de sales hace subir el pH, hecho común en regiones áridas. En general, la mayor parte de las plantas útiles para el hombre crecen mejor en suelos con pH próximo a la neutralidad, en razón de que es en este rango en donde los diferentes nutrientes son absorbidos con mayor facilidad. Sin embargo, hay excepciones como en el caso de la papa que se da en suelos ácidos y el algodón en suelos básicos (Fig. 23).

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Fig. 23. Diagrama que nuestra la relación del pH del suelo con la disponibilidad de elementos nutritivos que requiere la planta.La escala del pH va desde valores de 0 a 14, pero en los suelos se han encontrado valores entre 3.5 y 10. El término se usa para expresar la concentración de iones H+ y el valor del pH es el logaritmo del recíproco de la concentración de iones H+.

En un pH de 7 la concentración de iones H+ es igual a la concentración de iones OH-, un cambio en el pH indica cambio en la concentración de iones H+ y OH-. Un pH menor que 7 indica que la concentración es ácida y es alcalina si el pH es mayor que 7.

La acidez del suelo

En los suelos se distingue la acidez actual y la acidez total o potencial. La primera, se expresa por la concentración de iones H+ actualmente disociados en la solución suelo y se expresa por el pH.

La segunda corresponde a los iones H+ de cambio adsorbidos (o al Al+++ que libera iones H+) que se disocian progresivamente en la solución suelo. La solución total se mide por volumetría y corresponde a la cantidad de cationes metálicos necesarios para saturar el complejo adsorbente, es decir, reemplazar la totalidad de iones H+ (o Al+++) de cambio.

Por lo tanto, mientras más bajo sea el pH (menor de 6) más desaturado será el complejo adsorbente.

- El Al+++ cambiante como fuente de acidez

En muchos suelos con pH menor de 5, el ión Al+++ cambiable predomina sobre el ión H+, por ello el Al+++ en presencia del agua se disocia liberando H+.

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La concentración del H+ en la solución suelo se incrementa como resultado de la disociación del H+ cambiable de la micela –H, siendo por consiguiente el Al+++ cambiable fuente de H+.

La alcalinidad o basicidad del suelo

Los cationes básicos Ca, Mg, K y Na, tienden a elevar el pH por generar iones OH, por hidrólisis:

La capacidad de intercambio catiónico (CIC)

La capacidad de intercambio catiónico (CIC) es una de las propiedades más importantes de los suelos. La CIC es un proceso reversible mediante el cual las partículas sólidas del suelo absorben iones de la fase acuosa y, a la vez, liberan otros cationes manteniendo el equilibrio entre las fases sólida y líquida del suelo.

Este fenómeno se debe a las cargas electrostáticas que poseen los coloides del suelo, como son la materia orgánica y las arcillas. Los cationes de cambio más importantes son el calcio, magnesio, potasio y sodio (bases cambiables). Merced al fenómeno de la CIC las plantas pueden nutrirse de los cationes que requieren para su crecimiento (Fig. 24).

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Fig. 24. Funcionalidad de la capacidad de intercambio catiónico. Los nutrientes del suelo

Los elementos nutritivos son todas aquellas sustancias que las plantas necesitan del suelo para poder sobrevivir y producir. En general se estima que las plantas requieren de manera esencial los elementos: Nitrógeno (N), Fósforo (P), Potasio (K), Calcio (Ca), Magnesio (Mg), Azufre (S), Boro (B), Molibdeno (Mo), Manganeso (Mn), Cobre (Cu), Hierro (Fe), Zinc (Zn), Cobalto (Co). Los tres primeros, NPK, son requeridos por las plantas en cantidades grandes y por eso se les denomina elementos mayores. Por ejemplo, en el Callejón de Huaylas hay mayor abundancia de K, bajo en P, intermedia a baja en N (Tabla 2).

TABLA 2. Nutrientes esenciales y forma iónica como son absorbidos por las raíces de las plantas.

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Para el manejo de suelos debe considerarse que el nitrógeno es un elemento que se pierde fácilmente en el suelo, ya sea por lixiviación cuando el suelo recibe un exceso de agua, o por la volatización cuando se aplica superficialmente y coincide con temperaturas cálidas. Por su parte el fósforo solo funciona plenamente en suelos de reacción próxima a la neutralidad, ya que en suelos ácidos o básicos, es retenido por el suelo, quedando indisponible para las plantas. El potasio es también un elemento muy móvil que se lixivia fácilmente.

c. Bioquímicas

La materia orgánica de los suelos es formada mediante procesos biológicos (Fig. 25). El suelo recibe una biomasa vegetal que alcanza en el trópico húmedo 10 000 a 12 000 Kg/ha/año, y en zonas más templadas entre 5 y 7 TM/ha/año. Además hay que sumar la biomasa microbial que puede representar, en un tiempo dado entre los 1000 y 10000 Kg/ha, y la biomasa animal de 150 a 1000 Kg/ha.

Todas estas fuentes de biomasa son recibidas en el suelo, donde parte de sus residuos sufren una degradación total hasta convertirse en CO2, agua y minerales.

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Fig. 25. Microorganismos y descomposición de materia orgánica.Mientras otra porción, por degradación microbial, va a formar el material amorfo de color oscuro denominado humus, y que tiene propiedades de intercambio iónico como las arcillas. El contenido de materia orgánica de los suelos, generalmente oscila entre 1 y 6%, y sus constituyentes principales son carbohidratos, lípidos, ligninas, proteínas, etc. El contenido de materia orgánica disminuye con el aumento de la temperatura ambiental, y con la profundidad del perfil.

Los microorganismos del suelo compuestos por bacterias, hongos, algas, actinomicetos y protozoarios, son los causantes de todas las reacciones bioquímicas que se producen en el suelo. Algunas como las mineralizaciones del nitrógeno, fósforo y azufre, son fundamentales para que las plantas puedan alcanzar su etapa productiva. Debe recordarse que, buena parte de los elementos nutritivos que alimentan a las plantas

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provienen de la descomposición de la materia orgánica por los microorganismos.

La relación carbono/nitrógeno (C/N), que es una de las medidas más importantes de la fertilidad de los suelos está gobernada por los microorganismos a través de las reacciones de inmovilización/mineralización (Fig. 26).

Fig. 76. Reacciones de inmovilización / mineralización.

Cuando la reacción C/N es mayor de 30-35/1 domina la inmovilización, y las plantas tienen serios problemas de competencia con los microorganismos para tomar los elementos nutritivos que requieren. Cuando la relación C/N queda entre aquellas cifras y 15-17/1 se presenta cierto equilibrio entre la mineralización e inmovilización, mejorando la situación de las plantas. Por debajo de esa última relación, domina la mineralización y las plantas aprovechan, sin competencia dañina, los elementos nutritivos. La situación más favorable para la producción agrícola es cuando el suelo presenta una relación C/N 12-10/1.