UNIVERSIDAD DE CHILE

FACULTAD DE CIENCIAS AGRARIAS Y FORESTALES

DEPARTAMENTO DE INGENIERIA Y SUELOS

SUELOS, UNA VISION

ACTUALIZADA

DEL RECURSO

PUBLICACIONES MISCELANEAS AGRICOLAS Nº 38

SEGUNDA EDICIÓN

SANTIAGO CHILE 1994

 

UNIVERSIDAD DE CHILE

FACULTAD DE CIENCIAS AGRARIAS Y FORESTALES

DEPARTAMENTO DE INGENIERIA Y SUELOS

 

 

 

 

Capitulo I

EL SUELO COMO SISTEMA ABIERTO

Walter Luzio L.

Ing. Agrónómo, M.S.

Departamento de Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales, Universidad de Chile

1. EL SUELO COMO UN SISTEMA BIOLOGICO.

Si bien el suelo está constituido esencialmente por componentes orgánicos e inorgánicos estables, esto no implica que el sistema sea estático; por el contrario, es totalmente dinámico puesto que es capaz de mantener una vida animal y vegetal. Estos organismos vivos contribuyen a fijar las propiedades y el comportamiento del suelo y por ende afectan directamente la actividad del hombre.

En el caso de las plantas, su sistema radical absorbe agua y nutrientes y libera C02, además las raíces modifican las relaciones estructurales y cambian la composición de la solución suelo. La incorporación de los residuos vegetales al suelo no sólo aumenta la acumulación de materia orgánica en él, sino que también ejerce una marcada influencia en los procesos pedogénicos o de formación de los suelos.     

Por otra parte, el suelo está poblado por una enormidad de organismos animales macroscópicos y microscópicos cuya actividad conjunta promueve y acelera la descomposición de los residuos vegetales usando energía desde una fuente y liberando energía por otra. Se puede plantear que el suelo es una verdadera fábrica de componentes donde permanentemente algunos desaparecen para que aparezcan otros.

Si el conjunto se mira desde el punto de vista de la utilización de los suelos por el hombre, resulta como muy deseable una abundante actividad biológica, pues siempre ella redundará en un mejoramiento de las condiciones físicas y nutricionales del suelo.

2. EL SUELO COMO UN PRODUCTO DEL MEDIO.

El origen primario de los suelos se encuentra en las rocas, las cuales por efecto de un conjunto de procesos simultáneos y secuenciales de gran complejidad, se van desmenuzando hasta convertirse en pequeños fragmentos. Estas transformaciones no sólo involucran cambios físicos sino también modificaciones químicas y físico-químicas. Mientras los materiales geológicos (las rocas) se encuentren sufriendo estas modificaciones, aún no puede denominarse un suelo. Solamente cuando aparezcan las arcillas como producto de una síntesis de minerales y comience a acumularse materia orgánica, se puede denominar un suelo.

Estas acciones constituyen el primer paso de una serie de procesos, pues de allí en adelante comienza a producirse una redistribución de componentes en el suelo, de los cuales la misma arcilla es uno de los más significativos. Conjuntamente se produce un transporte de carbonatos en profundidad y de otras sales más solubles. La intensidad y profundidad con que se produzcan estos cambios van a constituir un reflejo de las condiciones del medio, es decir, la cantidad e intensidad de las precipitaciones y las fluctuaciones de temperatura, sólo por considerar los dos factores más preponderantes.

Con el tiempo, los materiales parentales sufren modificaciones tan profundas que ya no son reconocibles como tales, pues se han producido cambios en la apariencia física, es decir, en la morfología. Existirán diferencias desde la superficie hacia las capas más profundas, de tal

manera que el suelo superficial será de un color más oscuro-por efecto de la mayor acumulación de materia orgánica. El suelo subsuperficial será de una mayor densidad por efecto de la acumulación de arcillas. Estas capas claramente diferenciadas se denominan horizontes que, cuando se consideran colectivamente constituyen el perfil del suelo.

De este modo, el medio ambiente ha impreso su sello en la formación del suelo a través de la influencia climática sobre un determinado material parental que se encuentra en una condición topográfica definida. El conjunto de procesos, que incluye como esencial a la incorporación de materia orgánica, ha actuado a través del tiempo y el espacio dando origen a la diferenciación de los suelos que muestran, en la actualidad, una gama casi ilimitada de características y propiedades.

3. EL SUELO COMO PARTE DEL PAISAJE

El suelo forma parte del paisaje y como tal, la posición que ocupa en el relieve, constituye un factor determinante en las propiedades que ese suelo tendrá.

En la práctica, la topografía determina la distribución de los suelos en el paisaje, de tal manera que dos suelos de morfologías marcadamente contrastantes pueden coexistir adyacentes, ocupando posiciones diferentes en el relieve, pero ambos en equilibrio con las condiciones locales.

Las diferencias que presentan ambas clases de suelos se deben a combinaciones de microclimas, procesos internos y procesos superficiales que afectan de manera distinta a los materiales originales dependiendo de la posición que ocupan en el paisaje.

De los factores del relieve, el más significativo es la pendiente (y su gradiente), pues afecta a las propiedades del suelo a través de la distribución de agua en el perfil, la tasa de escurrimiento superficial y la erosión.

En las areas onduladas, las partes depresivas se caracterizan por la presencia de sectores de acumulación de las aguas de escurrimiento y de los sedimentos derivados de las partes más altas; además, estos sectores pueden estar influenciados por un nivel freático alto, el cual tiene un efecto considerable en el suelo. De esta forma, los suelos de las partes depresivas del paisaje desarrollan colores más oscuros a causa de una mayor acumulación de materia orgánica y mayor humedad. En cambio, los suelos de los sectores más altos son localmente más secos y poseen menor contenido de materia orgánica, además son comúnmente más delgados.

Estos ejemplos de carácter general permiten visualizar que las propiedades que presenta-un suelo determinado están íntimamente asociadas y dependen del segmento de paisaje que se encuentren ocupando.

4.-MODIFICACIONES AL SISTEMA SUELO.

El suelo como sistema abierto está sujeto a la acción de procesos que actuán desde el momento inicial de la formación del suelo. Estos procesos están produciendo cambios y modificaciones permanentes en los suelos, algunas de las cuales son lo suficientemente rápidas como para apreciarlas y cuantificarlas en períodos cortos.

Estos procesos afectan a los diversos productos de la meteorización de las rocas tanto solubles como insolubles, incluyendo sales, minerales de arcilla y óxidos, así como los diversos productos orgánicos de la descomposición de los residuos vegetales. Ellos son las adiciones,las sustracciones (remociones), las transferencias (redistribuciones) y las transformaciones.

4.1. Las adiciones.

Las adiciones se refieren a las siguientes clases de materiales:

-          residuos vegetales;

-          ácidos carbónico y nítrico (este último producido por las tormentas eléctricas)

-          polvos finos y precipitación radiactiva

-          productos de erosión, llevados ladera abajo por el agua de escurrimiento o por movimiento  bajo la  acción de la gravedad;  materiales aluviales

-          materiales eólicos

-          materiales morrénicos

-          materiales volcánicos.

Solamente los tres primeros se consideran como adiciones normales a los suelos. Los demás se los considera como anormales, a menos que se agreguen a los suelos en cantidades lo suficientemente pequeñas como para ser inmediatamente incorporados y asimilados a la.formación del suelo.

La adición de materiales volcánicos, en Chile, ha pasado a ser casi un tipo de adición normal, a causa de la extensión e importancia del volcanismo cuaternario en el país. Ha habido y hay en la actualidad un permanente rejuvenecimiento de los suelos por la adición de nuevas tefras, lo que proporciona más material parental que se debe meteorizar y nuevos residuos de meteorización tales como óxidos de Fe, Al y Mn. Estos materiales son especialmente importantes en los suelos de ñadi ya que, al ser translocados, contribuirán a la formación del horizonte plácico (fierrillo).

4.2. Las sustracciones.

Por sustracciones o remociones se entiende la completa eliminación de uno o más componentes desde el perfil del suelo. Las remociones afectan a las sales simples y otras sustancias solubles en agua o que pasan rápidamente al estado de dispersión coloidal. El agente de remoción es el agua y el proceso se denomina lixiviación.

La remoción completa sólo ocurre cuando la precipitación es mayor que la evapotranspiración potencial.

Las sales solubles que se remueven por lixiviación incluyen los carbonatos, bicarbonatos, cloruros, sulfatos, nitratos y nitratos. La remoción progresiva de ellos sigue el orden indicado en la serie de POLYNOV, de velocidad relativa o facilidad de remoción por lixiviación.

SERIE DE POLYNOV:

Clso 4

Ca

Na

Mg

KSi02

Fe203

A1203

1000

570

30 24 1312

2 0,4 0,2

 

Esto explica por qué los suelos que se encuentran en zonas con climas húmedos no tienen sales solubles en la solución suelo, ni tampoco acumulaciones de carbonatos. Así también esos suelos poseen una baja saturación de bases como producto de la fuerte lixiviación, lo cual

se debe a que existe un equilibrio entre los cationes en solución y los cationes en posición de intercambio.

La sílice es también susceptible de ser eliminada en forma de silicatos, acido silícico o sílice coloidal, después que es liberada de los minerales de las rocas por hidrólisis. La remoción de la sílice marca la etapa final de la lixiviación e indica que se ha alcanzado la senilidad en la evolución del suelo.

Se entiende por soluviación al proceso de solución de los minerales y eluviación de los productos de meteorización exclusivamente por efecto del agua; debido a que el Al y el Fe férrico son menos solubles que otros constituyentes de los minerales, ellos tienden a acumularse como resultado de un proceso de soluviación.

4.3. Las transferencias

Por transferencias o redistribuciones, se entiende la remoción de materiales de la parte superior del perfil del suelo, incluyendo la capa húmica y su depositación en las capas inferiores. Nuevamente aquí es el agua el agente principal y el proceso puede ser considerado como un proceso de lixiviación, parecido al ya mencionado, pero es restringido o más lento. La restricción de la lixiviación se puede atribuir a precipitaciones inadecuadas o a la presencia de algún impedimento que reduce la velocidad de percolación.

Las transferencias son la causa principal de la diferenciación en horizontes.

Entre los componentes que son transferidos o redistribuidos se encuentran el carbonato de calcio y magnesio, el sulfato de calcio, el hierro, el aluminio, el manganeso, la arcilla y la materia orgánica.

Carbonato de calcio

El carbonato de calcio es poco soluble (0,013 g/L), mientras que el bicarbonato lo es mucho más (1,2 g/L); por lo tanto, este último representa la forma de movilización de la caliza. El agua de lluvia cargada con CO2 tiene, frente a la caliza, un poder disolvente relativamente elevado. En los horizontes superiores, normalmente más ricos en humus, el C02 producido por la actividad biológica y la descomposición de la materia orgánica acelera la descalcificación. Por esto las acumulaciones de caliza se observan normalmente en los horizontes más profundos .

El depósito de caliza puede difundirse y repartirse uniformemente en la masa del horizonte iluvial. A veces toma el aspecto de eflorescencias y también de concreciones de dureza variable.

Hierro

Entre otros compuestos de elementos metálicos que son depositados en la solución suelo estan los de Al y Fe que se transfieren en forma de quelatos ( # ) desde la capa orgánica superior del perfil y posteriormente se descomponen y precipitan en el horizonte B come óxidos o peróxidos.

Con respecto al Fe, éste es sensible a las condiciones de óxido-reducción del medio y se comporta de un manera diferente según se encuentre en estado férrico o ferroso.

Por un aumento del pH pasan del estado de iones solubles al de hidratos insolubles; esta conversión alcanza más rápidamente al Fe férrico, de donde resulta que las sales ferrosas  Pueden transferirse más fácilmente.

Fe+++ Fe(OH)3

___________------------------------------------------------------------------------------------

Fe++ Fe(OH)2

_________________________------------------------------------------------------------

---------------------------------------------------

---------------------------------------------------

1    2    3    4    5    6    7    8    9    10    11    12    13    14    pH

_________________ fase  soluble (sales ionizadas)

------------------------------- fase  insoluble (hidróxidos)

 

La primera fila corresponde a un medio oxidado y la segunda a un medio reducido.

Se entiende por queluviación al proceso mediante el cual los minerales se descomponen y los productos de meteorización son eluviados en presencia de agentes quelantes; los iones son removidos de acuerdo con su susceptibilidad a la quelación; de esta manera el proceso remueve más rápidamente al Fe y al Al que al si.

Las acumulaciones de Fe son de naturaleza variada y se presentan bajo distintos aspectos. El Fe puede encontrarse en ellas como óxidos, hidróxidos ferrosos y férricos o sulfuros. El ferroso se acumula en estado difuso o de capas y sus coloraciones tienden al gris, o también verdoso, azulado o negruzco (sulfuros). Las acumulaciones de Fe férrico ofrecen una amplia gama que va desde el estado difuso a concreciones de formas diversas. Los hidratos adquieren tonalidades amarillas o anaranjadas; los óxidos son más bien pardos o rojos. Cuando se encuentra en estado difuso, se reparte uniformemente en el horizonte y lo colorea. Estas coloraciones se modifican según sea el elemento que acompaña al Fe. A menudo el Mn está asociado en proporciones variables en las concreciones, produciendo una coloración más oscura que va desde el pardo al negro.

También forma capas o revestimientos asociado al humus o a la arcilla. En este último caso, asociado al humus constituye el horizonte Bsm (plácico) de los ñadis, cuya formación se ha producido por la depositación en capas sucesivas de los compuestos ferro-húmicos, por procesos de queluviación en ambiente reducido.

Aluminio

El aluminio tiene un comportamiento parecido al del Fe, con la diferencia que éste no es sensible a las condiciones de óxidoreducción; el hidróxido de Al por el contrario se ioniza a partir de cierta alcalinidad. Del estado de ión trivalente pasa al estado de hidróxido insoluble

[A1(OH)3] en un pH próximo a 4 y posteriormente pasa al estado de ión aluminato (A102) entre pH 10 y 12.

Al+++ A1(OH)3  A10

______________ ____________

--------------------------

-----------------------------------------------

---------------------------

1     2   3   4   5   6 7   8   9   10   11  12   13   14   pH

________________ Fases solubles

--------------------------- Fases insolubles (Estado Ionizado)

 

Este comportamiento está, además, influenciado por otros factores, por lo que depende extremadamente del medio. En condiciones muy ácidas (pH < 4), el Al es translocado, como ocurre en la podsolización; en esta translocación puede ir acompañado o no del Fe. En medio menos ácido, neutro o alcalino, se produce una acumulación total o parcial de Al bajo la forma de hidróxidos de aluminio (laterización); también en este caso puede ir acompañado de Fe (ferralitización) o no (bauxitización).

Manganeso

También precipita en forma de dióxido formando manchas de color negro, en contraste con los colores amarillo o rojizo de los precipitados que contienen Fe. Se reduce más fácilmente y se oxida más difícilmente que el Fe en un medio ácido. Siendo más móvil puede alcanzar mayores profundidades en el suelo.

Arcilla

La arcilla se dispersa y migra en medio ácido y el fenómeno se ve facilitado por la presencia de humus en estado disperso. En medio alcalino y sódico la arcilla migra igualmente hacia los horizontes más profundos. La arcilla coloidal es uno de los componentes más importantes que se transloca desde los horizontes superiores del perfil y se deposita en los horizontes inferiores en forma de películas sobre las paredes de los poros o las caras de los agregados. Estas películas se denominan "clayskins" o "cutanes". El carbonato de Ca impide la migración de la arcilla, porque la mantiene en estado floculado, siendo en estado disperso el verdadero mecanismo de migración. Por esta razón el horizonte argílico de acumulación de arcillas silicatadas iluviadas sólo puede comenzar a formarse después que los carbonatos han sido eliminados.

Materia orgánica

La materia orgánica también puede ser transferida desde la capa orgánica hacia la parte inferior del perfil, donde se deposita en forma de una capa cerosa de color negro, en el horizonte B.Esta capa cerosa constituye un rasgo de iluviación que también es un cután.

El agua de percolación y los animales del suelo, especialmente las lombrices, trasladan la materia orgánica desde los horizontes superiores ricos en materia orgánica hasta profundidades variables.

4.4. Las trasnformaciones.

Estas afectan principalmente a los minerales del suelo y, como -en los casos anteriores, el agua es el principal agente.

Los minerales primarios y los fragmentos de roca que se encuentran en el perfil son susceptibles de sufrir hidrólisis, lo cual los transforma, in situ, en diversas clases de minerales de arcilla tales como la caolinita.

Micas

Las micas cambian progresivamente de color a medida que aumenta la meteorización desde la biotita negra fresca hasta el pardo oscuro o desde el amarillo brillante al amarillo apagado.

Estos cambios se deben a la oxidación del Fe ferroso, siendo el producto final la vermiculita. También se ha señalado a la clorita como un producto final de la meteorización de las micas.

Anfíboles

Se han señalado varias tendencias, aun cuando prevalece la meteorización hacia clorita. En casos demal drenaje, la clorita se puede alterar hacia un montmorrillonoide. También se ha señalado que se meteoriza directamente hacia gibsita, la cual se puede resilicificar para formar caolinita.

Feldespatos

Se ha mencionado una meteorización hacia gibsita que se puede resilicificar para formar caolinita. También se ha descrito que se meteoriza directamente hacia caolinita, halloysita e illita.

Vidrios volcánicos

Fundamentalmente se meteorizan hacia minerales de corto rango de ordenamiento como la alófana, imogolita y ferrihidrita, pasando por una serie de componentes intermedios que poseen diferentes grados de cristalización. Esos componentes de corto rango de ordenamiento pueden a su vez evolucionar hacia formas más cristalinas como halloysita, metahalloysita y caolinita. En condiciones de lixiviación extrema pueden evolucionar directamente hacia gibsita.

REFERENCIAS

Buol, S.W., Hole, F.D., McCracken, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. The Iowa State University Press, Ames. 406 p.

De Coninck, Fr.     1978.     Physico-chemical aspects of Pedogenesis. Rijksuniversiteit, Gent. ITC. 154 p.

Hausenbuiller, R.L. 1985. Soil Science. Principles and practices. 3 ed. Dubuque, Iowa. Wm C. Brown Publishers, 610 p.

Wada, K. 1986. Ando Soils in Japan. Kyushu University Press. 276 p.

Wilding, L.P., Smeck, N.E., Hall, G.F. 1983. Pedogenesis and Soil Taxonomy. I. Concepts and interactions. Developments in Soil Science 11 A. Elsevier. 303 p.

  (#)      Los quelatos son complejos químicos formados por la acción de agentes quelantes sobre los metales. Los agentes quelantes poseen la capacidad de mantener los elementos metálicos en un estado soluble, no ionizado, de manera que pueden ser fácilmente transportados por lixiviación hacia la parte inferior del perfil o absorvidos sin dificultad por las plantas en un amplio rango de pH.

Capitulo II

LOS SUELOS DE CHILE

Walter Luzio L.

Ing.Agrónomo M.S.

Depto. Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales, Universidad de Chile.

1. SUELOS DE REGIONES DESERTICAS

(18°- L.S. a 29°- L.S).

1.1.          Suelos de altura.

Esta zona comprende las áreas ubicadas por encima de la cota 1.500, es decir incluye lo que podría llamarse el "piedmont" de la Cordillera , los cordones montañosos y el Altiplano propiamente tal.

En el Altiplano la característica dominante es el régimen térmico de los suelos, que se ha considerado como críico, el cual unido al permanente déficit hídrico ha dado origen a un régimen

orgánico de desarrollo débil. De esta manera un gran porcentaje de los suelos se les puede considerar como esqueléticos, con un perfil A - R, con bajos contenidos de materia orgánica y profundidad no superior a los 40 cm sobre roca. Estos suelos se clasifican como Lithic Cryorthents.

Un segundo grupo de suelos importantes corresponde a aquellos derivados de materiales volcánicos. A causa de las condiciones de meteorización muy débil, la evolución de estos materiales es limitada, de tal manera que, en general, son claramente visibles las características y propiedades de los materiales parentales. Por esta razón los suelos no alcanzan a cumplir los requisitos mínimos para ser considerados como Andisols y por lo tanto se han clasificado como Cryorthents y, en el caso que logren desarrollar un horizonte B cámbico, como Camborthids.

En numerosos planos y cuencas de depositación se desarrollan suelos formados por sucesivas depositaciones de sedimentos de muy diferente naturaleza mineralógica, a causa de los arrastres producidos por las lluvias torrenciales de corta duración. Estos suelos muestran una clara estratificación producto de estas sedimentaciones pero mantienen la característica de escaso desarrollo que domina en toda la región. Se trata de suelos de texturas gruesas con gravas y estructura masiva o de grano simple. No hay más horizonte diagnóstico que un epipedón ócrico y los suelos son de perfil A.- C.

En las regiones de mayor altura hay cuencas cerradas con drenaje restringido donde se han producido procesos de paludización, generando suelos orgánicos y suelos minerales con alto contenido de materia orgánica. Estas cuencas se conocen localmente como bofedales. Los suelos orgánicos están constituídos por materiales fíbricos, especialmente en la ringla superior. Aquellos cuyo nivel freático corresponde a aguas corrientes no evidencian rasgo de reducción, por lo tanto, no tienen un régimen ácuico. Se clasifican como Cryofibrist y Cryohemist. En el caso de los suelos no orgánicos, la mayor parte de ellos sí tienen régimen ácuico, con presencia de materiales y horizontes gley a escasa profundidad. Aun cuando en algunos casos el horizonte superficial califica como epipedón hístico, frecuentemente no posee el espesor suficiente para ser considerado como tal. El contenido de materia orgánica en superficie es alrededor de 10% y el de carbonatos puede ser alto (22% en las Vegas de Turi) con presencia de costras y eflorescencias. Algunos suelos son tambíén altamente salinos con conductividades que pueden llegar a los 150 mmho/cm. Se les ha clasificado como Cryaquents y Cryaquepts.

Finalmente, es necesario mencionar los suelos de los valles cordilleranos. Estos son estrechos, con un piso relativamente plano y laderas abruptas con abundante pedregosidad. La mayor parte de los suelos son Cryorthents.

1.2.             Suelos de la Depresión Intermedia.

En las pampas no salinas existe un régimen de humedad arídico y los suelos presentan escaso desarrollo aun cuando es posible encontrar suelos con horizontes cámbico, cálcico y petrocálcico. Son de granulometría media a gruesa con estratificación marcada, lo cual determina que pueda existir un incremento de arcilla en el horizonte cámbico (Bw) que no corresponde, evidentemente, a procesos de translocación. Se les clasifica como Camborthids.

En el caso de las pampas salinas, éstas constituyen amplias áreas con elevada concentración salina cuyo origen está relacionado con importantes procesos de sedimentación pleistocénicos. En los salares propiamente tales (Pintados, Bellavista, Zapiga) se encuentra una costra superficial extremadamente dura, no soluble en agua y sin efervescencia al HC1. Su espesor puede llegar a los 60 cm. En profundidad se suceden varias estratas de granulometría diversa conformando un perfil A - C. El pH de los suelos fluctúa entre 8,6 y 9,8 y el porcentaje de Na+ intercambiable puede llegar a 70%. La mayoría de estos suelos corresponden a Salorthids.

En los Valles que cruzan de este a oeste los suelos son todos de origen aluvial, de texturas gruesas con diferentes grados de salinización y sodificación y caracterizados por marcadas estratificaciones. Aun cuando la superficie que ocupan estos valles es una mínima parte de la superficie desértica total, tienen bastante importancia agrícola, pues constituyen las únicas áreas del desierto que púeden tener alguna utilización agropecua,ria. Los principales valles son los de Azapa, Camarones, Lluta, Loa, Copiapó y Huasco.

1.3.              Suelos de la Cordillera de la Costa.

En los lomajes de la Cordillera de la Costa existe una gran variabilidad en los suelos tanto en textura, pedregosidad, profundidad como en color y grado de desarrollo. Sin embargo, una característica común a la mayoría de ellos es la marcada influencia coluvial proveniente de su ubicación en pendientes metaestables. Muchos suelos son esquelético-francos a través de todo el perfil.

En la plataforma de abrasión que se origina en una falla longitudinal de dirección norte-sur y que forma el acantilado que constituye el macizo montañoso costero, los suelos que dominan son de textura gruesa (arenosa) y ocupan las terrazas bajas de relieve plano. También hay influencia de procesos coluviales en la base de las pendientes del acantilado. Los suelos son Torripsamments y Torriorthents.

2. SUELOS DE LAS REGIONES ARIDAS Y SEMIÁRIDAS

( 29°- L.S. á 330- L.S.)

En esta zona las precipitaciones son de mayor magnitud que en la zona desértica, fluctuando entre 80 mm en el extremo norte (290- L.S.) y 250 mm en el extremo sur (33°- L.S.).

Los suelos presentan mayor desarrollo, evidenciado por la presencia de horizontes diagnósticos tales como el cámbico y el argílico.

2.1. Suelos de las zonas Costeras.

En este sector se reconocen claramente dos clases de formaciones geomorfológicas: las terrazas marinas y los cerros del batolito costero. Los suelos que se desarrollan en ambas formaciones presentan diferencias notorias.

En las terrazas marinas se pueden diferenciar, a su vez, los suelos de escaso desarrollo, los suelos con horizontes argílicos y los suelos sobre sedimentos calcáreos.

Los suelos de escaso desarrollo, corresponden a dunas estabilizadas en terrazas bajas e intermedias casi planas y con pendiente uniforme.

Los suelos son profundos, de texturas gruesas (franco arenosa, arenosa) a través de todo el perfil, con baja capacidad de retención de agua y un contenido de materia orgánica que no excede 1%. Se clasifican como Torripsamments.

En terrazas marinas más altas correspondientes al Plioceno, se encuentran suelos con horizontes argílicos en los cuales la iluviación de arcilla se presenta como cutanes gruesos y prominentes. El incremento de arcilla entre el epipedón ócrico y el horizonte argilico, de más de 20%, determina que los suelos sean clasificados como Paleargids. En algunos sectores los horizontes argílicos han sido recargados con Na+, probablemente a causa de las numerosas transgresiones marinas que han ocurrido en el área. En este caso se trata de horizontes nátricos y los suelos corresponden a Natrargids.

En sectores localizados, como es el área próxima a la Bahía de Tongoy, hay terrazas marinas en las cuales los materiales calcáreos constituyen los principales sedimentos. Estos materiales calcáreos, que actúan como sustrato de los suelos, se encuentran fuertemente cementados y compactados, constituyendo horizontes petrocálcicos que se conocen localmente como "lozas". Los suelos se clasifican como.Paleorthids.

Los suelos formados directamente a partir del batolito costero muestran menor desarrollo que los suelos formados en las terrazas marinas. Los suelos más incipientes se encuentran en pendientes fuertes donde son frecuentes los afloramientos rocosos. Se trata de suelos delgados, sometidos a erosión hídrica en los que ha habido una importante pérdida de nutrientes; la saturación de bases no supera 65%. Corresponden a Torríorthents. Aquellos que desarrollan un horizonte B Cámbico son más profundos; pueden llegar hasta los 100 cm y, en general, se encuentran en pendientes menores. Se les clasifica como Camborthids.

2.2. Suelos de las zonas interiores.

En estas zonas el relieve es muy escarpado, con valles angostos y profundos que presentan un patrón intrincado de drenaje. Las pendientes de los cerros pueden alcanzar 60%, por lo cual los procesos de erosión son activos aun cuando las precipitaciones son moderadas a escasas.

Los cerros y colinas de origen granítico, que corresponden al relieve dominante en esta área, tienen pendientes que van desde 20 a 60%. Los suelos tienen una profundidad promedio de 70 cm sobre la roca fuertemente meteorizada. Generalmente presentan un horizonte cámbico bien desarrollado que se identifica por un incremento de arcilla, una,estructura más fuerte o un matiz más rojo. Se les clasifica como Xerollic Camborthids.

En posición de cerros también se encuentran suelos desarrollados sobre caliza. Los suelos son de color pardo, de textura franco arcillo arenosa y franco arcillo limosa, con buena estructuración y buena penetración de raices. Sin embargo, la profundidad rara vez supera los 50 cm a la roca calcárea, por lo cual se trata de suelos de aptitud muy limitada. Se les clasifica como Camborthids.

2.3. Suelos de los Valles.

En general, los estudios de suelos de los valles son antiguos con la excepción del estudio del Valle del Elqui de 1979. De él se puede concluir que existe una dominancia de Camborthids y de Torriorthents. Esto implica que los suelos presentan evolución suficiente para formar un horizonte cámbico aun cuando su material parental son sedimentos aluviales recientes.

3.-SUELOS DE LA REGION CENTRAL

(332 L.S. á 380- L.S.)

Esta región abarca desde la cuenca del río Aconcagua por el norte, hasta la ciudad de Collipulli por el sur, es decir, comprende una zona donde domina el régimen de humedad de los suelos xérico y el régimen de temperatura térmica.

3.1.Suelos de altura Y del Piedmont de Los Andes.

Es necesario diferenciar a aquellos sectores que se encuentran sobre los 3.500 m de aquellos que se encuentran bajo los 3.500 m pudiendo llegar hasta los 800 m. En el primero de los sectores, los suelos son esqueléticos sobre roca con abundantes afloramientos rocosos y pendientes fuertes. Corresponden a Cryorthents. También aparecen en estas áreas pequeños sectores con suelos orgánicos que podrían corresponder a Humaquepts que no se pueden comparar con los bofedales de más al norte por sus dimensiones y posición que ocupan en el paisaje; la mayor parte de estos probables Humaquepts tienen pendientes que fluctúan entre 4 y 10%.

En todos estos sectores de altura hay gran alteración de las superficies por movimientos de remoción en masa y procesos erosivos intensos. Así, la mayor parte de las bases de las pendientes están jalonadas de taludes de escombros, principalmente de granulometría gruesa.

Como es de suponer, prácticamente no existen estudios de suelos en estos sectores, y los conocimientos actuales derivan de observaciones puntuales.

En el segundo sector, los materiales parentales dominantes son las cenizas volcánicas que han dado origen a suelos más evolucionados que desarrollan un horizonte B cámbico, de color o de textura. Solamente aquellos en los que ha habido formación de minerales de corto rango de ordenamiento se pueden considerar como Andisols; los demás, que no han alcanzado ese grado de desarrollo, se denominan Entisols.

En el concepto de Andisol se incluyen suelos tan importantes como Diguillín, Bramadero, Santa Bárbara y San Fabián. Son suelos profundos que ocupan posiciones de lomajes suaves, con un horizonte superficial de color oscuro y abundante materia orgánica. La densidad aparente es

inferior a 0,8 gcm-3 con un ligero incremento en profundidad. Presentan texturas medias a través de todo el perfil y con estructura moderada a débil.

3.2 Suelos de la Depresión Intermedia.

En este sector, los suelos se encuentran ocupando diferentes posiciones en el paisaje, situación que unida a la variabilidad en los materiales parentales ha dado origen a una gran variedad de suelos.

3.2.1. Suelos de terrazas antiguas. Estas terrazas de origen aluvial y aluvio-coluvial constituyen formas bastantes estables en el paisaje. La mayor parte de los suelos han evolucionado hasta tal punto que presentan un horizonte cámbico, y algunos de ellos tienen un horizonte de iluviación de arcilla (argílico) que representa un grado mayor de desarrollo. Se trata de suelos constituidos por sedimentos de granulometría variable, moderadamente profundos con contenidos de materia orgánica moderada a baja. Cuando los suelos presentan un horizonte argílico, se clasifican como Xeralfs como sucede con la Serie Pataguilla en la Región Metropolitana y la Serie Trilico en la VIII Región; de lo contrario corresponden a Ochrepts (Inceptisols).

Asociados a posiciones ligeramente más bajas en el relieve se encuentran suelos que presentan un horizonte superficial de color oscuro, bien estructurado con una saturación de bases superior al 70% y con un contenido de materia orgánica entre 2 y 4%. Algunos de estos suelos se encuentran sobre un depósito de gravas y ripios gruesos con una matriz arenosa o franco arenosa de origen aluvial. Este sustrato se puede encontrar entre los 40 y 120 cm de profundidad y los suelos se clasifican como Xerolls (Series Cachapoal, Paine y otras).

En estas áreas los sedimentos volcánicos adquieren una gran importancia, pues tienen una amplia distribución dando origen a suelos de características muy diferentes. Por una parte se presentan los depósitos laháricos gruesos como los que constituyen el suelo Arenales. Por otra parte, se encuentran los depósitos de cenizas holocénicas que han dado origen a Andisols profundos, de texturas medias, alto contenido de materia orgánica y elevada retención de P, tal como la Serie Arrayán. Y también se presentan depósitos de cenizas pleistocénicas con una evolución más avanzada de tal manera que las características de suelos volcánicos sólo es reconocible por la presencia de algunos vidrios volcánicos y las naturaleza de la fracción arcilla. En este caso se encuentran los suelos de la Asociación Collipulli.

En el extremo norte de este sector hay sedimentos calcáreos de cierta importancia que han dado origen a Mollisols de escasa profundidad sobre un horizonte cálcico o petrocálcico como es el caso del suelo Huechún.

3.2.2. Suelos en posiciones depresivas.  En esta posición del paisaje es conveniente hacer una diferenciación entre los suelos que tienen régimen de humedad ácuico de aquellos que no lo tienen. En el primer caso se encuentran suelos en cuencas cerradas donde además de un nivel freático alto por períodos prolongados los suelos, tienen salinidad y sodicidad; un ejemplo es la cuenca de Batuco, donde se encuentra la serie Batuco. Con problemas de drenaje y alto contenido de carbonatos se encuentran al sur de la ciudad de Santiago las Series Valdivia de Paine y Agua del Gato (Calciaquolls).

En posiciones semejantes del relieve se encuentran suelos, con alto contenido de arcillas expandibles (2:1) que se clasifican como Vertisols. Se encuentran en sectores como Batuco y Polpaico y más al sur en Linares y Parral.

3.2.3. Suelos coluviales y en terrazas recientes. Los suelos son de texturas gruesas, de profundidad media y con diferentes grados de desarrollo. Desde el suelo Chicauma que es un Entisol que se encuentra sobre un sustrato aluvial de gravas y arenas hasta el suelo Piedmont Lo Vásquez (Palexeralf) que es un suelo muy desarrollado que ocupa la posición de abanicos aluviales y que está asociado a la serie Lo Vásquez.

3.3 Suelos del Sector Costero.

Las áreas que corresponden a planicies de depositación marina tienen un relieve casi plano en las partes altas y con pendientes fuertes en las caidas. Los materiales han desarrollado suelos profundos de granulometría muy variable, y con horizontes B de color o estructura (Ustochrepts) o bien un horizonte B de iluviación de arcilla (Haplustalfs).

Se reconoce como unidad fisiográfica separada a las áreas de cerros de la Cordillera de la Costa. Aquí el material parental dominante es granito y la evolución de esta roca es la que ha dado origen a los suelos del área. Los suelos son de colores rojizos, arcillosos, con desarrollo de un horizonte de iluviación de arcilla. Se clasifican como Ustalfs en la vertiente oeste de la cordillera de la costa y como Xeralfs en la vertiente este.

4.-SUELOS DE LA REGION CENTRO-SUR

(38°- L.S. a 432 L.S.)

4.1     Suelos de la Cordillera y Precordillera de los Andes.

El relieve es fuertemente ondulado y, en sectores, escarpado. Los suelos se han originado a partir de materiales volcánicos de diferente granulometría lo que ha influído en el desarrollo diferencial de los suelos.

Los suelos desarrollados a partir de las tefras más gruesas (cenizas gruesas y lapillis) sólo han formado un horizonte superficial con alto contenido de materia orgánica y muy delgado. El subsuelo es normalmente areno francoso grueso o gravoso. Corresponden a Entisols y ocupan los sectores más escarpados del relieve. Ejemplo de este grupo son los suelos Los Nevados y Antillanca.

Ocupando posiciones de lomajes con relieve fuerte, pero no escarpado, se encuentran trumaos que se han desarrollado a partir de tefras más finas. Son suelos profundos con buen drenaje y alto contenido de materia orgánica. Su aptitud es principalmente forestal y en algunos sectores puede ser ganaderoforestal. La serie Puyehue que se clasifica como Andisol es un buen ejemplo de este tipo de suelos. Aun cuando no existen estudios detallados y sistemáticos de suelos en todas estas áreas, se han detectado algunos suelos que presentan procesos de podsolización, pero cuya distribución exacta no se conoce. Estos procesos se han producido en las cenizas volcánicas basálticas que se encuentran sobre escorias o brechas soldadas. La serie Chanleufú se ha clasificado como Spodosol.

4.2. Suelos de la Depresión Intermedia.

En toda esta área dominan los materiales volcánicos recientes (holocénicos) con buen o mal drenaje y los materiales volcánicos antiguos (pleistocénicos), profundamente evolucionados.

Las cenizas volcánicas recientes han desarrollado suelos profundos (trumaos), de texturas franca, franco limosa o franco arcillosa, de colores pardo o pardo amarillento, con elevado contenido de materia orgánica en el horizonte superficial y también a través del perfil. Poseen una elevada capacidad de retención de agua y buena permeabilidad; son suelos que no presentan problemas de drenaje. Tienen altos niveles de fertilidad aun cuando poseen una elevada retención de fosfatos. Ocupan los sectores de lomajes suaves y las terrazas aluviales y lacustres. La mayoría de los trumaos de este sector se clasifican como Hapludands.

En los relieves planos y posiciones más deprimidas del paisaje, estas cenizas volcánicas recientes han dado origen a suelos de mal drenaje conocidos localmente como ñadis. Tienen un mayor contenido de materia orgánica en el horizonte superficial que los trumaos y tienen menor espesor de perfil; el sustrato de los ñadis está constituído por un depósito fluvioglacial de gravas redondeadas y arena intersticial que presenta diferentes grados de cementación. En la mayoría de estos suelos se desarrolla un horizonte delgado, rojizo-negro, duro, quebradizo,

entre el suelo y el sustrato fluvioglacial. Se trata de un horizonte impermeable al paso del agua y las raíces que se define como un horizonte plácico y que se conoce en la región como fierrillo. A estos suelos se les clasifica como Placaquands.

En condiciones de lomajes suaves a moderados se encuentran suelos pardo rojizos y rojizos con alto contenido de arcillas y con horizontes argílicos de iluviación de arcillas y estructura fuerte a través de todo el perfil. Un ejemplo de estos suelos es el suelo Metrenco.

Más al sur se encuentran suelos de colores rojizos o pardo rojizos también en posición de lomajes, bien evolucionados y que se han originado a partir de cenizas volcánicas antiguas (pleistocénicas). Ocupan importantes sectores de la X región en la Depresión Intermedia y hacia la Cordillera de la Costa.   Los principales suelos son la serie Cudico, Fresia y Crucero, clasificados como Haplohumults.

4.3    Suelos de la Cordillera de la Costa.

En esta zona se pueden diferenciar dos unidades fisiográficas de importancia: las terrazas marinas cuaternarias y, la Cordillera de Nahuelbuta propiamente tal. En la primera, los suelos son profundos, pardo oscuro o pardo amarillento oscuro, de texturas medias y con estructura débil. El relieve es plano o casi plano y los suelos tienen buen drenaje. La serie Puerto Saavedra es un ejemplo de esta clase de suelos. En la segunda unidad el relieve es escarpado, los suelos presentan colores rojizos, horizontes arílicos bien desarrollados y alto contenido de arcilla. Se han originado a partir de la meteorización del mica esquisto y cartográficamente corresponden a una asociación Paleudalfs-Hapludands.

En la Isla grande de Chiloé e islas adyacentes, la distribución de los suelos continúa en forma semejante al sector sur de la provincia de Llanquihue. En los lomajes hay trumaos profundos, de buen drenaje, de texturas medias que, en profundidad, se hacen más finas. En estos horizontes inferiores aumenta la pegajosidad (tixotropía), característica que es más marcada en los suelos de la Isla que en los suelos del continente. También presentan problemas de fuerte retención de P. La serie Mechaico es un suelo representativo de estos sectores que, al igual que los demás trumaos, se clasifica como Hapludands.

En los sectores más planos y depresivos de la Isla Grande hay extensas áreas de fiadis, normalmente delgados, en los cuales el fierrillo se presenta como un horizonte frecuente. Hay casos en los cuales este horizonte se puede encontrar, incluso, en los suelos de lomajes. El fiad¡ Calonje es el más extenso en todo el sector norte de la Isla y corresponde a un Placaquands.

5. SUELOS DE LA REGION SUR

(43° L.S. a 55°- L.S.)

En esta región existen pocos estudios de suelos, principalmente por las dificultades de acceso y las condiciones climáticas extremas que impiden desarrollar estudios sistemáticos de larga duración. Por lo tanto, la información que se tiene proviene de observaciones y estudios locales y puntuales.

En las áreas escarpadas de Chiloé continental y la provincia de Aysén se asocian trumaos bien evolucionados en los lomajes de la precordillera a otros suelos derivados de materiales volcánicos en los cuales dominan las propiedades de los materiales de origen, es decir, los vidrios volcánicos. Estos últimos suelos son de texturas gruesas, marcadamente estratificados, con bajos niveles de fertilidad y baja retención de humedad que, generalmente, se encuentran enlas áreas más escarpadas del paisaje. Los trumaos corresponden a Hapludands; los de texturas gruesas que han desarrollado las propiedades ándicas corresponden a Udivitrands y aquellos que no manifiestan ningun desarrollo corresponden a Entisols.

En extensos sectores insulares y continentales se asocian suelos orgánicos (Hemist-Saprist) con suelos derivados de materiales volcánicos, incluso muchos suelos orgánicos tienen como material de partida las tefras de los numerosos volcanes del sector; generalmente él subsuelo es fuertemente pegajoso (tixotrópico).

La presencia de Spodosols ha sido mencionada en diferentes oportunidades, particularmente, en Magallanes. Dadas las condiciones climáticas y vegetacionales de la región, es muy probable que los fenómenos de podsolización sean muy frecuentes.

Estudios recientes han demostrado la presencia de suelos de origen volcánico con diferentes grados de evolución, incluso con abundantes minerales 2:1.

Finalmente, en la Antártida (Península Fildes) las prospecciones preliminares de suelos indican que todos tienen un permafrost a menos de un metro de profundidad. Se trata de suelos gravosos, con escaso contenido de materia orgánica y muy limitado desarrollo que, por la presencia de permafrost, se clasifica como Inceptisols.

REFERENCIAS

Luzio, W., Alcayaga. S. 1990.    Mapa de Asociaciones de Grandes Grupos de suelos de Chile. VI Congreso Nacional de la Ciencia del Suelo. Sociedad Chilena de la Ciencia del Suelo y Universidad de la Frontera, Temuco. 285-294.

Alcayaga, S., Luzio, W. 1987. Clasificación Taxonómica de los suelos de las zonas semi-áridas, sub-húmedas y húmedas de la Región Central de Chile. V Simposio Nacional de la Ciencia del Suelo. Sociedad Chilena de la Ciencia del Suelo y Universidad Católica de Valparaiso. 251-257 más mapas.

Soil Survey Staff., SCS - SMSS. 1990. Keys to Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph N4 19. 422 p.

 

 

Capitulo III

MORFOLOGIA DE SUELOS

Wilfredo Vera Elizondo

Ingeniero Agrónomo M.S.

Manuel Casanova Pinto

Ingeniero Agrónomo Departamento Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales Universidad de Chile

1. INTRODUCCIÓN

El suelo incluye diversos constituyentes (minerales, orgánicos, sólidos, líquidos, gaseosos, vivos o inertes), los cuales no se disponen u ordenan en él al azar; es decir, el suelo posee una morfología, una "anatomía". Es un cuerpo continuo dentro del cual es peligroso y arbitrario separar unidades definidas por un perfil vertical, que después de ser caracterizado, se clasifica y mapea.

Dado que el suelo es un sistema dinámico, está sujeto a transformaciones y a una evolución, como producto de la transferencia de sus constituyentes a tasas constantes o irregulares.

Para estudiar este recurso se debe observar, medir, representar e interpretar la información de su organización morfológica, lo cual se realiza a niveles diferentes, desde el paisaje hasta el "microscópico".

En este capitulo se pretende recordar algunos conceptos básicos de la morfología de los suelos y, señalar aquellos cambios que ha experimentado la terminología que hoy en día se utiliza, a fin de uniformar el "idioma" entre los distintos profesionales que en determinadas circunstancias tienen que analizar información edafológica en los ámbitos que se desempeñan.

2. CONCEPTOS Y DEFINICIONES.

Antes de caracterizar las distintas propiedades morfológicas de los suelos, se estima pertinente definir previamente algunos conceptos básicos:

Suelo: es el material mineral no consolidado sobre la superficie de -la tierra que sirve como medio natural para el desarrollo de las plantas. Este material mineral ha sido alterado e influenciado por los factores ambientales y genéticos tales como material parental, clima, organismos y topografía, a través del tiempo, y cuyo producto final, el suelo, difiere del material que lo originó en sus características y/o propiedades físicas, químicas, biológicas y morfológicas.

Horizonación: incluye las condiciones y procesos que favorecen la expresión de las características anisotrópicas de los materiales parentales; por consiguiente, los suelos originados a partir de estos presentan varios horizontes.

Hauloidizáción: incluye los procesos y condiciones proisotrópicas mediante las cuales la horizonación se inhibe, retarda, o los horizontes se alteran o mezclan.

Horizonte de suelo: es una capa de suelo, aproximadamente paralela a la superficie del terreno y diferente a la capa adyacente en sus características y/o propiedades físicas, químicas, biológicas y morfológicas.

Perfil de suelo: es una sección vertical de suelo que incluye todos sus horizontes y se extiende hasta el material parental.

Pedón: es la expresión tridimensional del suelo, con dimensiones tales que permiten estudiar las formas y relaciones de los horizontes. La superficie varia entre 1 y 10 m2. Si los horizontes son intermitentes o cíclicos y se repiten a intervalos lineales de 2 a 7 m, el pedón incluye la mitad del ciclo. Si el ciclo es menor que 2 m, o todos los horizontes son continuos y de espesor uniforme, el pedón tiene un área de 1 m2 aproximadamente. Si los horizontes son cíclicos y se repiten a intervalos mayores que 7 m, el pedón vuelve a ser 1 m2, y más de un suelo estará representado generalmente en cada ciclo..

Polipedón: es un volumen de suelo formado por más de un pedón. Tiene un área mínima de 1 m2 y un área máxima no especificada. Corresponde al concepto concreto de cuerpo suelo en un paisaje, y es el nexo esencial entre el volumen básico de suelo (pedón) y las unidades taxonómicas, que serán analizadas en un capitulo posterior.

Solum: es un perfil de suelo incompleto, que muestra el efecto de la acumulación de materia orgánica, meteorización de los materiales, eluviación e iluviación de arcilla, humus u otros componentes relativamente inmóviles. En otras palabras corresponde al concepto de suelo genético, desarrollado por procesos de formación de suelos.

Sequm: es una secuencia tridimensional de características del suelo. Por lo tanto, existe una secuencia vertical o sequum vertical de propiedades desde la superficie del suelo hasta una profundidad en donde aparece el material geológico y, una secuencía lateral o sequum lateral que equivale a una sucesión de suelos vecinos.

3. TEXTURA Y FRAGMENTOS MINERALES DEL SUELO.

El material mineral del suelo está constituido de fragmentos de roca, minerales primarios y secundarios. Todos ellos se encuentran en un rango amplio de tamaño de fragmentos y partículas, dependiendo de la clase de roca parental y de su grado de meteorización. De manera que se les ha dividido convencionalmente en fracciones de tamaño, gruesa y fina, para facilitar su descripción.

Cuando se pretende definir un límite superior de tamaño de partícula, que pueda ser incluido correctamente en la definición de suelo, prácticamente hay unanimidad en la literatura en considerar suelo a aquellas partículas de diámetro equivalente igual o inferior a 2 mm. En

consecuencia, cualquier fragmento de diámetro superior a este valor se denomina "fragmento grueso".

3.1.              Fragmentos gruesos del suelo.

Puesto que muchos suelos en áreas de origen glaciar, particularmente en regiones áridas y semiáridas, exhiben fragmentos diversos, así como también afloramientos rocosos en superficie, su descripción debe incluir información relativa a la abundancia, tamaño, forma y naturaleza de estos materiales. Ellos presentan una importancia práctica y genética especial.

3.1.1.             Abundancia.

La abundancia de estos fragmentos se debe diferenciar en

-          afloramientos rocosos (Cuadro 1)

-          fragmentos en superficie (Cuadro 2)

-          fragmentos en el perfil (Cuadro 3)

 Cuadro 1. Porcentaje de superficie con roca expuesta en los afloramientos rocosos.

Clase Porcentaje de la superficie con

roca expuesta

1 < 0,1

20,1 -

2,0

32,0 -

10,0

410,0 -

25,0

5 25,0 - 50,0

650,0 -

90,0

7 > 90

Fuente: SCS, 1981.

Cuadro 2. Porcentaje de superficie y separación de fragmentos en superficie.

Abundancia Separación acorde al diámetro

Clase (%) 25 cm 60 cm 120 cm

 ------------ m----------------  ------------

1 < 0,01 > 25 >'60 > 120

2 0,01 - 0,10 8-25 20 - 60. 37 - 120

3 0,10 -3,0 01-8 3 -20 6 -37

3,00 -15,00 0,5 - 1 01-3 02-3

5 15,00 -50,00 0,1 - 0,5 0,2 - 1 0,5 - 2

6 > 50 < 0,1 < 0,2 < 0,5

7 > 50 continuo (no suelo)

Fuente: SCS, 1981.

Cuadro 3. Porcentaje del volumen de fragmentos en el perfil del suelo.

Clase Porcentaje Términos descriptivos

1 < 15  no: gravoso, pedregoso, etc.

2 15 - 35 gravoso, pedregoso, etc.

3 35 - 60 muy: gravoso, pedregoso, etc.

4 > 60 extremadamente: gravoso, pe

dregoso, etc.

Fuente: SCS, 1981.

3.1.2.                   Tamaño y forma.

En este sentido no existe un esquema de clasificación universalmente aceptado. No obstante, de los distintos sistemas que se muestran comparativamente en la Figura 1, Chile ha adoptado aquel definido por el Departamento de Agricultura de Estados Unidos (USDA).

1. British Standard Institute

2. Massachussets Institute of Technology

3. Deutche

4.United State Department of Agriculture

Figura 1. Sistemas de clasificación de fragmentos gruesos, acorde con su diámetro equivalente y forma.

3.1.3.                   Naturaleza.

La descripción debe en lo posible incluir la naturaleza del fragmento (granito, cuarzo, feldespato, etc), de lo contrario bastará con indicar el tipo de fragmentos. Además, se debe incluir el grado de meteorización de aquellos, distintos del cuarzo como: no alterados, meteorizados o fuertemente meteorizados.

Al igual que para los fragmentos gruesos, de los distintos sistemas de clasificación de partículas de diámetro inferior a 2 mm, que muestra la Figura 2, en Chile se emplea el ordenamiento definido por el USDA.

1.   United State Department of Agriculture

2.   International Soil Science Society (Atterberg)

3.   United State Public Road Administration

4.   American Society of T_esting Materials

5.   British Standard Institute

6.   Massachussets Institute of Technology      

7.   Deutche

8.   United State Bureau of Soils

Figura 2. Sistemas de clasificación de partículas de suelo, acorde con su diámetro equivalente. Escala logarítmica.

3.1.4. Importancia.

La presencia de fragmentos gruesos determina en gran medida la eficacia de ciertas prácticas agronómicas, en este contexto se consignan algunos ejemplos.

Cuando una muestra de un horizonte superficial, (15 cm, por ejemplo) de un suelo es preparada para su análisis, se seca al aire y luego se tamiza al menos a 2 mm; el material que queda sobre el tamiz se descarta.

Si se asume que esta muestra representa la situación en una extensión de una hectárea y si se considera -9ue la densidad aparente de un suelo varia entre 1,0 y 1,8 g cm(1.000 - 1.800 kg cm -3) la masa de este horizonte superficial (15 cm) puede fluctuar entre 1,5 y 2,7 millones de kg, es decir, en promedio, una hectárea de 15 cm de espesor pesa 2 millones de kg.

Cuando se pretende determinar los niveles de nutrientes en el suelo a base de muestras, es común expresar éstos en términos de partes por millón (ppm). Así, un resultado de 30 ppm de P205 para el horizonte antes aludido implica que para su masa de 2 millones de kg se espera una reserva de fósforo de 60 kg de P205, en el entendido que dicho horizonte no posee partículas o fragmentos de un diámetro superior a 2 mm.

En consecuencia, si no se considera a los fragmentos gruesos presentes en los suelos, se corre el riesgo de subestimar las necesidades nutricionales de las plantas. Algo similar ocurre cuando se hacen recomendaciones para la aplicación de enmiendas a los suelos, donde por el mismo motivo se podría sobreestimar las dosis de productos sugeridos para la habilitación.

Por otra parte, en el cálculo gravimétrico del contenido de humedad de los suelos, comúnmente, tampoco se considera la presencia de fragmentos de diámetro equivalente superior a 2 mm. De este modo, si el volumen ocupado por un horizonte es de 1.500 m3 , (0,15 m x 100 m x 100 m) y se calcula en el laboratorio un contenido de humedad a base de volumen de 25%, se podría concluir que en dicho horizonte se tiene un volumen de agua de 375 m3. Sin embargo, si ese horizonte superficial posee sólo un 20% de piedras el volumen hídrico real seria de 300 m3.

Una técnica bastante antigua y efectiva en la conservación del agua del suelo es el cubrimiento artificial ("mulching") de éste con gravas en un espesor de hasta 5 a 10 mm, al favorecer la infiltración e impedir la evaporación. Estos cubrimientos pueden también ayudar a reducir la erosión hídrica y eólica. Si son de colores claros, ellos enfrían el suelo y si son de colores oscuros (cenizas volcánicas, por ejemplo) incrementan su temperatura.

El principal problema de esta técnica radica en que tanto la extracción, el transporte como su distribución en el terreno redunda en altos costos; más aún, una vez que se aplica la grava no puede ser removida, no se descompone y puede en el futuro dificultar las labores y el uso de los terrenos.

Numerosos autores sugieren que los fragmentos superficiales, además de actuar como barreras para las pérdidas evaporativas, pueden inducir movimientos laterales de calor y vapor, de tal modo que bajo los fragmentos se acumularía agua en cantidades suficientes para constituir una fuente hídrica de muchas plantas de desierto; especialmente si el suelo está relativamente seco, la temperatura es elevada y la cubierta de fragmentos es discontinua.

En términos de la dificultad que opone la pedregosidad o rocosidad a la maquinaria de labranza y cosecha, las siete clases definidas anteriormente, pueden tener las implicancias que se señalan en el Cuadro 4.

Cuadro 4. Uso potencial de las siete clases de suelos.

Clase Uso potencial

1 Los vegetales se cultivan sin limitaciones

para la maquinaria.

2 Los vegetales se cultivan con algu

nas limitaciones para la maquinaria.

3 Especies para heno que requieran laboreo

limitado o infrecuente, para cosechas fre

cuentes.

4 Praderas mejoradas.

5 Praderas naturales.

6 y 7 No apropiadas para la producción económica

económica de cultivos

Fuente: SCS, 1981.

3.2. Fragmentos finos o separados del suelo.

Se denominan separados de suelo a aquellas partículas de tamaño inferior a 2 mm. De ellas, la arena (a) el limo (L) se consideran relativamente inertes y conforman el "esqueleto" del suelo. En tanto que la arcilla (A), por su elevada actividad físico-química y por analogía se entiende como la "carne" del suelo. En conjunto estos tres separados constituyen lo que se denomina la "matriz" del suelo.

3.2.1. Textura.

Se llama textura a lá composición elemental de una muestra de suelo, definida por las proporciones relativas de sus separados individuales a base de la masa.

La obtención de los distintos porcentajes se logra a través de técnicas diversas, las que involucran la eliminación previa de agentes de agregación (carbonatos o materia orgánica) de separados. Comprende, además, una dispersión de partículas y su posterior cuantificación.

Este fraccionamiento del material mineral inferior a 2 mm de diámetro, se conoce como análisis granulométrico o mecánico y se lleva a efecto mediante tres técnicas de uso común: el hidrómetro, la pipeta y el tamizaje.

Con los resultados del análisis mecánico, se podria entonces asignar a la muestra una de las clases texturales especificas empleando un Triángulo Textural; o bien, preparar una Curva de Frecuencia de Partículas según su tamaño, de la cual será posible obtener conclusiones adicionales.

a)   El triángulo textural y las clases texturales. Los triángulos texturales son utilizados por quienes deben interpretar los resultados provenientes del análisis mecánico de los suelos. La Figura 3 incluye tres tipos de triángulo utilizados por los edafólogos, de los cuales el más empleado es el diseñado por el USDA.

Figura 3. Sistemas de clasificación de las clases texturales.

Cuadro 5. Clases texturales del suelo.

CLASE TEXTURAL A L a

1. arenosa (a) (x +      1,5 x) < 15 85

2. areno francosa (aF) (x +      1,5 x) > 15 85 - 90

(limite

superior)

(x +       2 x) < 30 >70 - 85

(limite

inferior)

3. franco arenosa (Fa) (x +       2 x) > 30 52 (y A

<- 20)

< 7         < 50 43 - 52

4. franca (F) 7 - 27     28 - 50 < 52

5. franco limosa (FL) 12 - 27     50 --

< 12        50 - 80 --

6. limosa (L) < 12        80 --

7. franco arcillo arenosa.(FA) 20 - 35    < 28 45

8. franco arcillosa 27 - 40     --- 20 - 45

9. franco arcillo limosa (FAL) 27 - 40     --- < 20

10. arcillo arenosa (Aa) 35        --- 45

11. arcillo limosa (AL) 40        --- 40

12. arcillosa (A) ≥ 40          < 40 < 45

Fuente: SCS, 1981.

A = arcilla; L = Limo; a = arena.

Con excepción de la clase franca, los nombres de las clases texturales identifican al o los separados texturales que dominan las propiedades del suelo, aunque rara vez un suelo está constituído de un solo separado (Cuadro 5).

En ocasiones es conveniente agrupar los suelos en sólo tres categorías amplias (Cuadro 6).

Los nombres de,las clases texturales básicas podrán modificarse cuando están presentes en el suelo materiales orgánicos, fragmentos gruesos y un determinado tamaño de arena . Así por ejemplo, se puede describir una misma clase textural como:

-Franco arenosa "mucky" (con material orgánico bien descompuesto)

-Franco arenosa "peaty" (con material orgánico no descompuesto)

- Franco arenosa muy      gravosa    (gravas en un 35 - 60%).

-Franco arenosa pedregosa (piedras en un 15 - 33%).

-Franco arenosa gruesa (arenas gruesa y muy gruesa > 25%, otras < 50%).

Cuadro 6. Las tres categorías texturales generales de suelos.

Categorías Generales Clases texturales

a) Suelos arenosos:

Textura gruesa .................. Arenosa (ag, a, af, amf)

areno francosa (aFg, aF, aFf y

aFmf).

b) Suelos francosos:

Textura moderadamente

gruesa................................. Franco arenosa (Fag, Fa,

Faf).

Textura media.................... Franco arenosa muy fina

(Famf), Franca, Franco limosa

y Limosa.

Textura moderadamente

fina..................................... Franco arcillosa, Franco

arcillo arenosa, Franco arci

llo limosa.

c) Suelos arcillosos:

Textura fina........................ Arcillo arenosa, arcillo

limosa, arcillosa.

Fuente: SCS, 1981.

b) Curva de frecuencia de partículas CFP . Estas curvas se construyen empleando tamices, a fin de fraccionar al máximo los suelos, de acuerdo al diámetro desus separados. En el eje de las ordenadas se indica el porcentaje acumulado de partículas que pasan cada tamiz (a la izquierda) y las que no lo pasan (a la derecha); en tanto que en el eje de la abscisa, el diámetro de partícula en escala logarítmica.

El punto de inflexión de la CFP indica el tamaño de partícula más frecuente. La existencia de más de un punto de inflexión podría indicar la presencia de más de un suelo, por ejemplo una muestra compuesta; o tal vez que el material tiene una gradación pobre, esto es, que no todos los tamaños de partícula estarían presentes (Figura 4).

Cuanto más vertical e inclinada es la CFP o parte de ella, expresa, respectivamente, una mayor y menor uniformidad en el tamaño de partículas, así también una menor y mayor tendencia a la compactación del suelo.

Figura 4. Curva de frecuencia de partículas de suelos con distinta textura.

Figura 5. Curva de frecuencia de partículas de fracciones limo y arena.

Para un intervalo de tamaño determinado de partículas es posible, estimar a través de las CFP el porcentaje de ellas a partir del área inferior de la curva entre los tamaños que definen el intervalo en cuestión.

Finalmente, si se descarta la fracción arcilla y la curva de los otros dos separados tienden a confundirse, los materiales ofrecen garantías suficientes de homogeneidad; en caso contrario, es evidente la presencia de una discontinuidad litológica, como se advierte en la Figura 5.

c) Importancia. Los suelos que contienen 15 a 30% de arcilla, 40 a 55% de arena y 15 a 30% de limo (algunos francos, franco arcillo arenosos y franco arenosos) presentarán escasos problemas ante el tráfico de implementos y maquinaria, de drenaje o de disponibilidad de1nutrientes y agua.

En consecuencia, se les cataloga como suelos óptimos para el crecimiento de las plantas y para la producción agrícola. Esto constituye una simplificación, ya que en condiciones ambientales diversas y para especies vegetales diferentes, un suelo de estas características puede ser inapropiado como medio de crecimiento.

En la medida que la clase textural del suelo tienda a cualquier vértice del triángulo textural, se suscitará una serie de problemas. Así, en términos generales, las clases texturales extremas determinan suelos con las siguientes características:

Suelos arenosos : buena conductividad hidráulica, baja capacidad de retención de humedad, bien aireado, generalmente con un bajo contenido de nutrientes, baja capacidad de adsorción, fácil arraigamiento y laboreo.

Suelo arcilloso : drenaje pobre, alta capacidad de retención de humedad, usualmente con un alto contenido de nutrientes, alta capacidad de adsorción, pobre arraigamiento y difícil de labrar.

No obstante, el concepto de textura per se de un suelo u horizonte no debe ser analizado sólo en términos de la clase textural en que se le incluya. Más importante resulta su análisis respecto de los gradientes texturales que se verifiquen entre la totalidad de los horizontes o estratos del suelo.

Cualquier cambio pronunciado en profundidad de esta propiedad y del tamaño de fragmentos gruesos, conlleva un efecto detrimental sobre el movimiento del agua, la penetración de raices y el movimiento de aire; en pocas palabras, la planta, al encontrarse con una profundidad de suelo efectiva limitada, no puede desarrollar su potencialidad.

Muchos suelos aluviales manifiestan estratificaciones depositacionales. En ellos, el grado restrictivo dependerá de lo abrupto de la transición y del espesor de las unidades divergentes. Por otra parte, están aquellos suelos denominados "duplex", que también interrumpen el paso del agua a nivel de la interfase que separa horizontes de textura muy contrastante.

4. COLOR DEL SUELO.

El color es una de las características físicas más obvias del suelo, es fácil de repetir y su empleo es bastante cómodo para identificar y evaluar un suelo, ya que dentro de un marco regional o local es posible inferir de él una serie de características que no pueden ser visualizadas con facilidad y precisión.

Salvo por su efecto en el balance de calor superficial (aporte o pérdida de energía), el calor tiene una limitada influencia sobre el funcionamiento del suelo.

4.1.             Elementos e interpretación del. color.

Las sustancias principales que confieren al suelo su color son el humus y compuestos minerales que intervienen como pigmentos.

El color del suelo es particularmente útil para realizar numerosas predicciones acerca del suelo. No obstante, su importancia es mayor a nivel local y las generalizaciones que se hacen resultan inciertas; de manera que sólo dentro de un área limitada, el color puede asociarse a propiedades edáficas tales como:

 - cantidad y distribución de la materia orgánica,

-  extensión de la meteorización mineral,

- naturaleza del material parental,

-  humedecimiento o sequedad del suelo,

- estado de aireación, etc.

4.1.1.        Colores oscuros.

Sugieren una mayor cantidad de materia orgánica que los colores claros, no obstante:

a)       algunos materiales orgánicos no son necesariamente oscuros, pues la extensión a la cual la materia orgánica oscurece los suelos depende de la naturaleza química, la cantidad presente y la forma del material orgánico.

b)       algunos suelos son casi negros debido a recubrimientos de los terrones y cuando éstos son destruidos aparecen colores, significativamente más claros. Estos recubrimientos generalmente son de naturaleza orgánica, pero si estas películas efervecen al aplicar N202, indican la presencia de Mn y un gran potencial de toxicidad.

c)       en zonas con altas precipitaciones el color oscuro es producto de un drenaje

restringido.

Los colores pardos en horizontes profundos (horizonte B, por ejemplo), generalmente significan que el suelo tiene un buen drenaje. Así, compuestos oxidados de Fe y Mn producen colores rojos, pardos, negro-pardo o pardo-negro.

Los suelos húmedos, debido a que reflejan menos luz que cuando están secos, parecen más oscuros y más intensamente coloreados.

4.1.2.        Colores gris, gris claro y azuloso.

La interrelación entre color y aireación, usualmente refleja la influencia obstructiva del agua sobre el flujo de aire en el suelo. La aireación pobre se verifica cuando los poros permanecen llenos de agua durante periodos prolongados.            Cuando esto ocurre, el Fe y el Mn asume formas químicamente reducidas, lo cual imparte coloraciones grises o azulosas al suelo, típica de la gleización.

La frecuencia de anegamiento de un suelo se puede juzgar a partir de la naturaleza y.espesor de los horizontes gley, acorde con la distribución de los colores gris y pardos (Cuadro 7).

Cuadro 7. Relación entre anegamiento de un suelo y la distribución de los colores gris y pardo.

Distribución de los colores Anegamiento

gris y pardo

Completamente gris Permañente

Gris dominante, con vetas Muy frecuente, probablemente

O moteados oxidados en un todo el invierno, con algo

10 - 20% del horizonte de penetración de raices en

verano.

- Areas equivalentes de gris Frecuente durante el invier

Y pardo no, infrecuente en verano.

- Pardo dominante, con manchas Ocasional, probablemente

grises. insuficiente para matar

raices.

- Completamente pardo Inexistente.

4.1.3.        Manchas o moteados rojizos o amarillentos.

En algunos ambientes indican condiciones alternantes de oxidación y reducción. Son concentraciones de material, en las cuales el Fe es uno de los componentes más importantes.Los compuestos reducidos de Fe (silicatos, óxidos, hidróxidos, carbonato, fosfato, sulfuro) son de colores verdosos, amarillentos, azulados o gris hasta la gama de los colores oscuros.

Sin embargo, las segregaciones de Fe no son necesariamente el resultado de oxidaciones y reducciones asociadas a un nivel freático fluctuante. Los colores mezclados pueden responder a una meteorización diferencial del material parental, en lugar de un drenaje impedido.

Los colores claros se deben a la abundancia de minerales de colores claros o incoloros. Los horizontes superficiales de suelos evolucionados rara vez presentan estas tonalidades; salvo en regiones secas, áridas y semiáridas. Lo más frecuente es encontrar estos colores en suelos poco evolucionados, esqueléticos y decapitados por efectos de la erosión.

Los elementos que tienden a provocar estos colores son la sílice, carbonatos en un grado muy alto de pureza, el yeso, los cloruros o las arcillas, también desprovistas de impurezas.

En síntesis, los colores claros se forman en horizontes exentos de materia orgánica, con presencia de sales y cuando compuestos coloreados son desplazados por lixiviación o meteorización.

4.2.           Determinación del color.

El color del,suelo puede ser juzgado cualitativamente de memoria o puede ser evaluado cuantitativamente por comparación con tablas de color estándar basadas por ejemplo en el sistema de notación Munsell.

El sistema Munsell usa tres elementos para realizar una notación especifica.,de color, los cuales se muestran gráficamente en la Figura 6.

4.2.1.        Hue (tono o composición espectral).

Identifica la calidad del color registrado por el ojo en relación con la longitud de onda de la luz que llega al ojo. El sistema Munsell está basado en 5 hues principales: rojo (R), amarillo (Y), verde (G), azules (B) y púrpura (P). Cinco hues intermedios representan puntos medios entre cada par de h~ue principal y son: amarillo-rojo (YR), verde-amarillo (GY), azulverde (BG), púrpura-azul (PB) y rojo-púrpura (RP).

Figura 6. Sistema Munsell para la notación del color del suelo.

4.2.2 Value (claridad o extensión del negro y blanco).

Indica el grado de claridad u oscuridad de un color en relación con una escala gris neutra (acromática). El value se extiende desde el negro puro (0/) al blanco puro (10/).

El hue es una medida de la composición cromática de la luz que llega al ojo, y el valué es una medida de la cantidad de luz que llega al ojo en condiciones estándar de luminosidad.

4.2.2.        Chroma (profundidad o saturación del color).

Es la pureza del color espectral e indica el grado de dilución de un color para el gris neutro de un mismo value. Las escalas de chroma para suelos se extienden desde /0 para colores neutros a un chroma /8 como expresión más fuerte del color usado para suelos.

Al escribir la notación el orden de las variables es, por ejemplo:

4.3.             Nomenclatura para el olor del suelo.

La nomenclatura para la descripción del color del suelo consiste en la combinación de:

NOMBRE DEL COLOR + NOTACION MUNSELL. Por ejemplo, Pardo oscuro (7,5YR 3/2).

En toda descripción se deben incluir ambos términos, ya que ninguno por separado es adecuado, para todos los propósitos.

Normalmente la designación de color se considera en húmedo. Sin embargo, el color en seco es útil para muchos objetivos; en ese caso se debe dejar clara indicación.

4.4.             Condiciones para medir color,

La calidad e intensidad de la luz que cae sobre la muestra, el contenido de humedad y la rugosidad o suavidad de ésta, afectan la cantidad y calidad de la luz reflejada desde la muestra al ojo.

La impresión visual del color a partir de los colores estándar es segura sólo en condiciones estándar de intensidad y calidad luminosa.

Como las tablas Munsell son usadas en terreno, es importante que la luz sea blanca, de manera que la muestra refleje un color verdadero y que la cantidad de luz sea adecuada para la distinción visual entre los múltiples colores de la tabla.

La determinación puede ser incierta si se realiza muy temprano en la mañana, ya avanzada la tarde y cuando la atmósfera es brumosa.

4.5.             Origen el color del suelo.

El origen del color del suelo comprende aquellos factores o procesos que contribuyen a manifestar la presencia y difusión de elementos de coloración, denominados elementos cromágenos. En este sentido, es notoria la influencia general de la textura del suelo, puesto que los elementos cromógenos actúan más intensamente en suelos arenosos que dentro de los arcillosos (Cuadro 8).

El proceso más simple de coloración de los suelos corresponde a aquel en que persisten en el tiempo los elementos cromógenos del material parental, dando origen a suelos que reciben la denominación de litocrómicos, caracterizados generalmente por ser pobres en humus.

La melanización y leucinización, constituyen un conjunto de procesos referidos a cambios en el valor del color del suelo, ya sea por la adición o pérdida, respectivamente, de materia orgánica (el caso más común) o bien por transformaciones de compuestos orgánicos de colores oscuros (melanizados) a otros de colores claros (leucinizados), o viceversa.

La lutefacción comprende un conjunto de procesos que contribuyen a dar al suelo una tonalidad amarilla o amarillenta. El cromógeno de los suelos con esta coloración son la goethita yo la stilpnosiderita, productos de la alteración de silicatos férricos o ferromagnesianos.

La tendencia general de enrojecimiento del subsuelo en transectos y zonas altas, desde regiones polares a ecuatoriales, es una expresión de la dispersión a través de todo el suelo y se debe a una oxidación progresiva del hierro. Tres procesos estarían explicando este fenómeno en los suelos, aunque se desconoce el mecanismo exacto involucrado: Braunification o brúnificación, Rubifacción y Ferruginación. Estos procesos reflejan una liberación de hierro a partir de minerales primarios, conjuntamente con una dispersión de óxidos de hierro en cantidades crecientes, otorgando a los suelos coloraciones pardas, pardo rojizas y rojizas, respectivamente. En particular, las tonalidades rojizas intensas se atribuyen generalmente, a_la presencia de óxidos férricos no hidratados, como la hematita.

El término ruso "gley" fue originalmente utilizado para describir arcillas azul grisáceas, en una condición de anegamiento permanente. En la actualidad se emplea para describir cualquier forma que determine una restricción en el drenaje del suelo. Esta condición de gleización hace que tanto el Fe como el Mn, por procesos biológicos, asuman formas reducidas que imparten coloraciones típicas. Así por ejemplo la forma reducida del Fe (ferrosa) posee una gran movilidad y puede ser pérdida del sistema vía lixiviación. Si el ion ferroso persiste en el sistema, reacciona para formar sulfuros (si hay S) y compuestos relacionados. Esto imparte colores verde y azul-verde a muchos compuestos reducidos del suelo. Si el Fe permanece en la forma de hidróxido ferroso (lepidocrocita) en el suelo, se generan moteados anaranjados relativamente altos en materia orgánica.

No obstante, la coloración final del suelo es producto de una superposición de procesos y factores cromogénicos, lo cual determina una asociación de colores y tonalidades en el suelo. Cuadro t. Elementos cromógenos comunes en los suelos.

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Fuente: SCS, 1981.

 

5. ESTRUCTURA DEL SUELO.

El término estructura del suelo, se relaciona con la organización o agregación natural de sus separados individuales, en grandes unidades conocidas como partículas secundarias o agregados (peds). Estas unidades están separadas por planos de debilidad caracterizados por persistir en el lugar, por más de un ciclo de humedecimiento-desecamiento del suelo.

Ya que las partículas difieren en tamaño, forma y orientación, además de estar variablemente asociadas e interligadas, en conjunto pueden constituir agregados de configuraciones complejas e irregulares, cuya caracterización resulta difícil, si no imposible. Adicionalmente, la estructura del suelo es inherentemente inestable por naturaleza; de allí su escasa constancia en el tiempo, como asimismo su limitada uniformidad en el espacio.

La caracterización completa de la estructura de un suelo contempla tres elementos relevantes: forma o tipo, tamaño y grado estructural.

5.1. Formas o tipos estructurales.

Se reconocen varias formas básicas de agregados (Figura 7) en los suelos. En las descripciones detalladas de algunos suelos, se informan suplementariamente sus variaciones. No obstante, las formas básicas son las que se indican en los párrafos siguientes, en los cuales se incluyen además ejemplos de ocurrencia y sus propiedades principales.

Laminar: su formación comúnmente es producto del laboreo de suelos de textura moderadamente fina, en su estado plástico. Sus agregados son aplanados, como capas o láminas, los cuales usualmente están sobrepuestos o traslapados.

Se dice también que la estructura laminar se verifica en suelos arcillosos depositados recientemente y sus características típicas serian : un alto grado de compactación, las raices no pueden penetrarlos y éstas tienden a formar enredaderas horizontales a lo largo de la superficie superior, el agua no percola y si lo hace es con dificultad; finalmente, su contenido de materia orgánica es variable, aunque usualmente es bajo.

Figura 7. Esquema de tipos estructurales.

Una forma particular de este tipo lo constituye la estructura laminar lenticular, que se reconoce por contar con láminas más espesas al medio y más delgadas hacia sus extremos.

Prismática: su formación comúnmente se asocia a drenaje restringido y a un marcado humedecimiento-desecamiento estacional. Normalmente se observa en horizontes subsuperficiales de textura fina.

Sus agregados pueden ser 5 a 6 veces mayores en sentido vertical que horizontal, a modo de pilares. Están limitados por caras verticales planas o ligeramente subredondeadas, las cuales están típicamente moldeadas por los agregados adyacentes. Sus vórtices son angulares o redondeados, pero la parte superior de los prismas es algo indiferenciada y normalmente plana. El contenido de materia orgánica en suelos con este tipo de estructura es, en general, bajo (inferior a 1%) (1).

Columnar: los agregados individuales son similares a los prismas y están limitados por caras verticales planas o ligeramente redondeadas. No obstante, -la parte superior de estas columnas, en contraste con la de los prismas, es muy diferenciada y normalmente redondeada. Al igual que la estructura prismática, es común en horizontes subsuperficiales de suelos arcillosos, particularmente, en regiones semiáridas. Se le asocia a suelos con alto contenido de sodio, ion que le otorga , a cierto grado de humedad, una característica especial :su dispersión.

Bloques: los agregados son poliédricos y equidimensionales, en los cuales las partículas primarias se han orientado en torno a un punto. En general se sitúan en la parte superior de horizontes B. Sus caras o limites también se aprecian moldeadas por los agregados circundantes. Dentro de este tipo de estructura los especialistas distinguen bloques angulares de subangulares.

Los bloques subangulares están limitados por planos que se intersectan en ángulos relativamente agudos. Estas estructuras se presentan en horizontes inferiores situados bajo horizontes más-superficiales estructurados con bloque subangulares; o bien, en horizontes superficiales de suelos de textura fina. Comúnmente están asociados a drenaje pobre o imperfecto. Las raices finas penetran escasamente estas unidades estructurales, lo cual limita la disponibilidad de agua para las plantas si estos bloques angulares son de gran tamaño. Por último, el nivel de materia or ánica de ellos, en general es bajo a muy bajo (menos de 1 a 3%) (1).

Los bloques subangulares presentan caras planas y redondeadas a la vez, pero los vértices de sus caras planas son principalmente subredondeados. Se sitúan en horizontes subyacentes a otros con estructura granular. Se pueden apreciar, por ejemplo, en suelos de textura media y fina después de tres años ocupados por empastadas. Las raices los penetran con más dificultad que en los de estructuras granulares y, la disponibilidad de agua para los vegetales dependerá de la textura que posea el suelo; así, la disponibilidad será moderada en suelos

arcillosos y mejorará si la textura es más gruesa. Por otra parte, el contenido de materia orgánica será, en general, medio a bajo (2% a 4%).

Granular: los agregados son aproximadamente esféricos o poliédricos y están limitados por caras curvadas o muy irregulares, las cuales no se observan moldeadas por los agregados más cercanos. Se aprecian en horizontes superficiales, especialmente en aquellos de textura media. Se pueden formar bajo bosques antiguos con árboles de hoja ancha, en suelos bien drenados con praderas de corta duración y en suelos laboreados superficialmente.

Estas unidades son penetrables por raices finas, presentan un buen balance aireagua y esta última en exceso drena fácilmente. Su contenido de materia orgánica es, en general, moderado (3% a 5%).

Hasta unos pocos años atrás, la literatura edafológica distinguía dentro de estas estructuras esferoidales dos tipos, granular y migajosa. Hoy en día, esta última que se caracterizaba por poseer agregados porosos y un contenido de materia orgánica generalmente más elevado, como producto de una formación en suelos con una flora más abundante, se incluye entre los términos obsoletos señalados por el Glosario de la Ciencia del Suelo, editado en Estados Unidos (1987).

5.2. Tamaño de los agregados.

Las dimensiones de los agregados que se utilizan en las descripciones se consignan en el Cuadro 9, para los distintos tipos de estructura.

5.3. Grado estructural.

Corresponde a una diferenciación, dentro de cada tipo y tamaño de agregado, sobre la base de la adhesión y cohesión o estabilidad dentro de ellos en el perfil del suelo. En la actualidad se reconocen cuatro grados estructurales.

Grado fuerte.Los agregados están bien formados y bien diferenciados. Son duraderos y evidentes para casi todas las condiciones de humedad, en suelos no disturbados. Seadhieren débilmente entre ellos y al extraerlos del perfil se mantienen así hasta separarse intactos, con algunos agregados quebrados.

Cuadro 9. Tamaño de agregados en los suelos.

Tamaño GranularPrismática o Columnar

Bloques Tamaño Laminar

 ------------

(mm) -----------

--

Muy fino < 1 < 10 < 5Muy

delgado< 1

Fino 1 - 2 10 - 20 5 -10 Delgado 1 - 2

Medio 2 - 5 20 - 50 10 - 20 Medio 2 - 5

Grueso 5 -10 50 -100 20 - 50 Espeso 5 -10

Muy grueso

> 10 > 100 > 50 Muy espeso > 10

Grado moderado. Los agregados están bien formados y son evidentes en suelos no alterados. Su duración es moderada y al ser extraídos del perfil, el material suelo queda constituido por una mezcla de muchos agregados intactos, algunos quebrados y poco material no agregado.

Grado débil. La estructura está deficientemente formada por agregados indiferenciados, apenas visibles en el sitio. Cuando se altera el suelo, los materiales se rompen dando lugar a una mezcla de escasos agregados intactos, muchos quebrados y bastante material no agregado. Las caras de los agregados que indican persistencia, al menos de un ciclo de humedecimiento-desecamiento, son evidentes si el suelo se manipula con cuidado. Virtualmente, en todo el material que posee estructura, la superficie de los agregados individuales diferirá en alguna forma con el interior de éstos.

Sin gradó estructural. Condición en la que no se aprecian agregados visibles o bien no hay un ordenamiento natural de los planos de debilidad. Los suelos en este estado se tipificaban dentro de "estructuras" de grano simple y masiva, pero en rigor comprenden suelos no estructurados y sin grado estructural.

En la situación de grano simple se incluyen aquellos horizontes separables sólo en partículas primarias individuales, con o sin recubrimientos superficiales, como producto de una cohesividad insuficiente para formar agregados identificables. Se verifica en suelos jóvenes, por ejemplo, arenas de dunas, estratas, arenosas, horizontes lixiviados, etc. Los horizontes que no presentan grado estructural poseen un drenaje excesivo y si se encuentran en la superficie de los suelos, están expuestos a la erosión eólica.

Los horizontes que en términos del grado estructural se les denomina masivos, corresponden a una masa contínua de material carente de grietas. Es característica esta condición de horizontes subsuperficiales de texturafina en áreas de alta pluviometría y clima frío. Usualmente se les encuentra inundados, de manera que las raices no los penetran y, en general, su contenido de materia orgánica es muy bajo (menos de l%).

5.4. Unidades no estructurales.

Se deben distinguir de los agregados otros cuatro tipos de unidades características de los suelos, cuya formación no obedece a la estructuración propiamente tal del suelo.

Los terrones son cuerpos de material suelo formados por alteraciones de tipo cortante, tales como excavaciones o araduras, modelados en unidades transitorias. Se verifica en ellos un reordenamiento de las partículas primarias, al menos en la proximidad de las superficies que se forman. Los terrones al desaparecer, pueden constituir agregados o bien material no estructurado.

Los fragmentos de suelo incluyen unidades no alteradas de suelo separadas por planos de debilidad o vacíos, que no persisten durante un ciclo de humedecimiento-desecamiento. Esto es, que los fragmentos de suelo están limitados por planos efímeros que no reaparecen durante el desecamiento. También se incluyen fracciones formadas, independientemente de algún plano de debilidad, por presiones externas, como cuando un agregado o un material no estructurado se rompe al examinar el suelo.

Las concreciones y nódulos comprenden concentraciones localizadas, de substanciaá-que unen partículas primarias de suelo en unidades discretas. Comúnmente están cementadas, pero pueden formar unidades coherentes, separadas del suelo circundante por limites claramente definidos. Los nódulos se distinguen de las concreciones en su organización interna. En las concreciones los compuestos se orientan en forma simétrica en torno a un punto, linea o plano; en tanto que en los nódulos;, no se aprecia una organización ordenada y se observan capas concéntricas claramente visibles.

Los panes también constituyen formaciones no estructuradas que restringen el movimiento del agua y la penetración de las raices. Las posibilidades de eliminarlos a través de prácticas de

manejo, dependen de las características del agente cementante, el cual corrientemente corresponde a hierro, carbonato de calcio, sulfato de calcio, sílice, materia orgánica, hierro mas materia orgánica, sílice mas carbonato de calcio. En capítulos posteriores se vuelve a hacer referencia a este aspecto, en términos de duripanes, fragipanes, etc.

5.5. Factores que determinan la estructura.

El desarrollo de estructuras depende de los materiales presentes en el suelo, coloides (orgánicos e inorgánicos) con propiedades de coagulación y peptización, contenido de CaC03,organismos del suelo y raíces de plantas superiores. También depende de las fuerzas de agregación (cohesión y adhesión) y segregación (deshidratación causando contracción de coloides por pérdida de agua y presiones ejercidas por el congelamiento del agua).

Los coloides (orgánicos o inorgánicos) en presencia de agua se les puede encontrar en la forma de sol (dispersos o peptizados) o en el estado de gel (floculados o coagulados).

5.5.1. Peptización y coagulación.

El estado de sol (partículas dispersas en el medio) es favorecido por

- superficies especificas.elevadas;

- sedimentación retardada por resistencia friccional; - movimiento Browniano ;

- repulsión mutua de partículas con carga de igual signo; e

- hidratación  de coloides y sus iones adsorbidos (cubiertas de hidratación en partículas individuales) apartándose.

La coagulación (cambio al estado de gel) se ve favorecida por los procesos siguientes:

- Desecamiento, es decir, retiro del medio de dispersión o peptización;

- Introducción de cargas eléctricas opuestas (en agua), por ejemplo:

Negativas

-                      grupos =Si 0- y =Al 0- de los minerales de arcilla,

-                      grupos .Si O- de ácido silicico coloidal,

-                      grupos -C00- de ácidos hümicos.

Positivas

=A1+ de los minerales de arcilla e hidróxidos.

=Fe+ de hidróxidos de hierro.

-NH3+ de huminas.

- Reducción de las cubiertas de hidratación de los coloides por sustitución de iones menos hidratados, de manera que la atracción por fuerzas de Van der Waals llega a ser efectiva.

Los geles coagulados son repeptizados (vuelven a dispersarse como sol) al adicionar agua; para coloides reversibles del suelo (huminas y minerales de arcilla) por adición de iones peptizantes (Na+ > K+ ; N03

- > Cl-), aunque esto no es aplicable para coloides irreversibles del suelo, tales como óxidos e hidróxidos.

Los coloides floculados forman coágulos sueltos, precursores de los agregados. Además, en los horizontes subsuperficiales de numerosos suelos, una severa pero no absoluta desecación y bajo presión, conduce a la formación de materiales con grados estructurales masivos.

5.5.2. Contracción y dilatación.

El rápido, severo y frecuente desecamiento seguido de un rehumedecimiento causa contracción y dilatación en los suelos, lo cual resulta en hendeduras y agrietamiento de sus perfiles. Su extensión y tipo depende principalmente del contenido de arcilla,en particular de minerales expandibles, y de las especies de iones adsorbidos. En este sentido, existe un rango continuo entre ciertos extremos acorde con la presencia de arcilla y el ambiente iónico.

Altos contenidos de arcilla y de sodio adsorbido derivan en patrones gruesos de estructura, en tanto que lo contrario se verifica si el contenido de arcilla es bajo y el catión dominante es el calcio. La presencia de materia orgánica aminora el fisuramiento del suelo por contracciones.

La contracción y dilatación con clivaje vertical promueve la formación de estructuras prismáticas (alto contenido de arcilla) y de estructuras columnares (alto contenido de arcilla + presencia de sodio y magnesio); con clivaje completo, resultan estructuras poliédricas (contenido medio de arcilla y dominio del catión calcio). Las estructuras laminares se forman por dilatación y contracción con clivaje en planos horizontales.

5.5.3. Hielo.

Como en la meteorización de rocas, la expansión del agua durante su congelamiento (más de 9%) actúa sobre suelos con grado estructural masivo, así como sobre agregados y fragmentos. Este efecto es magnificado por el crecimiento de los cristales de hielo.

Generalmente resulta en derrumbamiento de terrones, de estructuras poliédricas finas y en casos extremos en destrucción. En horizontes subsuperficiales con estructura granular fina la formación de lamelas de hielo horizontales dan lugar a estructuras laminares.

Cuando un horizonte superficial cubre otro congelado a través del cual el agua no puede circular, el deshielo origina un anegamiento temporal que puede dispersar (deflocular) las arcillas a partículas aisladas.

5.5.4. Organismos del suelo.

Solo en suelos superficiales ricos en humus y con una alta actividad biológica se forman estructuras favorables, como la granular. El sistema mineral y orgánico se encuentra consolidado por fuerzas de adhesión y por colonias tanto de bacterias como de hongos, por una mezcla intima después de su paso a través del tracto digestivo de la fauna edáfica, por el efecto de agregación generado por mucosidades excretadas y por los pelos radicales de plantas superiores. En consecuencia, se forman estructuras granulares altamente estables.

Estas formaciones pueden ser también promovidas por CaC03, particularmente cuando precipita a partir de Ca(HC03)2 en solución. Al difundir por los poros de los agregados, cuando precipita, actúa como agente estabilizador cementándolos o recubriéndolos.

5.6. Mecanismos posibles de unión estructural.

Al respecto conviene definir lo que en adelante se aludirá como "unidad arcilla". Corresponde a un grupo de cristales de arcilla orientados y unidos estrechamente por cationes o por enlaces de hidrógeno, de manera que conforman una unidad.

5.6.1. Entre unidades de arcilla.

En este mecanismo se pueden dar dos posibilidades:

a)       Cara vs cara de unidades de arcilla = donde un catión libre o tanto un óxido

Como un hidróxido metálicos cargados positivamente, actúa como puente entre las cargas negativas expuestas. Mecanismo similar al ocurrente dentro de unidades de arcilla.

b) Cara vs borde de unidades de arcilla= donde la atracción está dada por las cargas opuestas expuestas del borde (+) y de la cara (-) de las unidades de arcilla.

5.6.2. Entre unidades de arcilla y polímeros orgánicos.

El polímero orgánico involucrado posee ejes horizontales o perpendiculares a-la unidad de arcilla. En este mecanismo también se verifican dos posibilidades, cada una con varias opciones.

a) Borde de unidad de arcilla vs polímero.

- Intercambio de anión con polímero del tipo carboxilico:

-   Enlace de hidrógeno entre el grupo hidroxilo del borde y polímeros ya sea del grupo carbonil o amida:

-   Catión puente de sitios de carga negativa expuesta del borde de la unidad de arcilla y polímeros del tipo carboxil

-    Atracción de Van der Waals entre el borde de la unidad y el polímero.

b) Cara de unidad de arcilla vs polímero.

- Enlaces de hidrógeno entre polímeros con hidroxilos expuestos y oxígenos de silicatos de la cara interna o externa (minerales expandibles) de unidades de arcilla.

-   Catión de puente entre borde con carga negativa expuesta y polímero con grupo carboxilico expuesto u otro grupo polarizable

-    Atracción de Van der Waals entre cara y polímero.

5.6.3. Entre cuarzo y coloides (orgánicos o inorgánicos) o limo.

 Las posibilidades en este mecanismo están dadas por:

a) Enlaces químicos establecidos entre el cuarzo, superficies en estado de gel de aluminosilicatos hidratados y grupos activos de otros constituyentes agregados.

b) Granos de cuarzo retenidos en una matriz de arcilla y limo estabilizada principalmente por:

- Partículas de arcilla orientadas;

- Silicatos deshidratados irreversiblemente, sesquióxidos o complejos humus-sesquióxido;

- Material húmico deshidratado irreversiblemente;

- Microagregados del tamaño limo estabilizados por humatos de hierro;

- Coloides orgánicos y unidades de arcilla por los mecanismos ya descritos.

5.7.             Importancia y conservación de la estructura.

Una función importante de la estructura es modificar las propiedades que alguna manera son controladas por la textura del suelo. Principalmente, los beneficios están relacionados con su efecto en la proporción de poros (grandes : pequeños) en el suelo. Los macroporos son esenciales para el flujo de aire que suministra oxigeno para el crecimiento de raíces y de la fauna edáfica. Los microporos, en cambio, prioritariamente retienen el agua que en definitiva utilizará la planta. En consecuencia, el balance apropiado de tamaño de poros refleja mejor la relación posible entre el suministro de gases y agua.

Aparte del suministro de materia orgánica, existen varias formas de mantener o mejorar la estructura del suelo.

La disturbación mínima del suelo por maquinaria indudablemente permitirá desarrollar y mantener una buena condición estructural. Una de las prácticas que motivaba la intensiva alteración del suelo era el control de maleza, pero ahora que la tecnología en este ámbito ha tenido avances notables, ha llegado a ser menos riesgosa en este sentido.

El evitar la compactación superficial del suelo es un punto a favor en la estructura de éste, ya que este daño puede ocurrir en suelos de cualquier textura. Desde este punto de vista, el momento apropiado para el uso de maquinaria constituye una decisión relevante, puesto que en sistemas tradicionales de operación, es importante que la labranza no se realice en suelos que contienen más de un 20% de arcilla y en una condición cercana a la plástica. Si se efectúa, particularmente a la misma profundidad cada año, dará lugar a la formación de pie de arado y de estructuras laminares.

Se debe evitar el uso de implementos rotatorios en suelos de textura fina en una condición plástica, debido a que las cuchillas en la base de su órbita sellan las grietas de drenaje vertical.

Las prácticas de encalado y de aplicación de yeso benefician a la estructura del suelo, ya que el CaC03 flocula a la arcilla causando su agregación. El yeso se emplea para sustituir el calcio por sodio proveniente de los sitios de intercambio, de la fase sólida de suelos afectados adversamente en su estructura por este catión.

Finalmente, existen los acondicionadores sintéticos del suelo, correspondientes a polímeros orgánicos que estabilizan la estructura. Aunque en experimentos de campo han probado ser beneficiosos, su precio resulta prohibitivo. Sin embargo, más recientemente ciertos polivinilos y xantatos de celulosa se han mostrado prometedores en el mejoramiento de la estructura.

6.                   CONSISTENCIA.

La consistencia del suelo describe la cohesión entre las partículas del suelo y la adhesión del a otras substancias; es decir, es una propiedad que refleja la facilidad relativa de trabajar el suelo. Se expresa en términos de la resistencia que presenta el suelo a la deformación o fractura cuando está sometido a fuerzas de compresión, corte o cizalle y tiro.

La consistencia puede describirse en términos de:

- la resistencia a la fractura o quebradura cuando se aplica una fuerza, refleja la firmeza o cohesión;

- la fuerza requerida para deformar el suelo, sin que presente ruptura, refleja la condición de plasticidad;

- el grado de adhesión del suelo a otros objetos, es decir, la adhesividad;

- el comportamiento del suelo según sea su deformación, cuando se aplica una fuerza, es decir, la untuosidad y fluidez.

6.1. Origen de la consistencia.

Las partículas se mantienen unidas debido a la orientación de-las moléculas de agua entre las partículas individuales y los cationes intercambiables. Este sistema de enlaces está compuesto de partículas unidas a moléculas de agua orientadas hacia los cationes de intercambio, unidos a moléculas de agua orientadas hacia las partículas (naturaleza anfotérica del agua).

La plasticidad se debe a un carácter de la arcilla que le permite captar agua y constituir una masa que puede adquirir cualquier forma bajo una fuerza superior al limite de fluidez e inferior al límite de elasticidad, y que conserva esta forma al cezar la presión. Bajo este concepto hay que distinguir la cohesión y adhesión.

La adhesión se refiere a la atracción de la fase liquida sobre la superficie de la fase sólida, y la cohesión en los suelos es la unión entre partículas debida a las fuerzas de atracción mutua que surgen de mecanismos fisicoquímicos, que anteriormente fueron explicados, en este mismo capitulo.

Los limites de Atterberg y leyes de flujo plástico, conceptos fundamentales en relación con la consistencia del suelo, se analizarán en capítulos posteriores.

6.2. Evaluación de la consistencia.

La consistencia se relaciona estrechamente con el contenido de agua del suelo. La cohesión se determina cuando el suelo está seco al aire y con un contenido de humedad a capacidad de

campo. La plasticidad se determina al limite de máxima adhesividad. La untuosidad, con la humedad a capacidad de campo y la fluidez con condiciones naturales de campo.

Cohesividad: se evalúa en tres condicioñes de humedad diferentes. Los términos usados describen la firmeza o cohesión de las partículas en condiciones de humedad especifica.

En materiales no cementados secos al aire se describe como: blando, ligeramente duro, duro, muy duro o extremadamente duro.

En suelos con humedad a capacidad de campo: suave, muy friable, friable, firme, muy firme o extremadamente firme. La friabilidad es la facilidad de desmenuzarse.

En materiales cementados se evalúa seco al aire y después de ser sumergido en agua durante una hora como: débilmente cementado, cementado, fuertemente cementado o endurecido.

Plasticidad: se evalúa usando material de tamaño inferior a 2 mm, en estado húmedo, que es manipulado hasta formar una fibra de 3 mm de diámetro, la que se continúa manipulando hasta que comienza a quebrarse. Los términos empleados son: no plástico, ligeramente plástico, plástico y muy plástico.

Adhesividad: la muestra se desmenuza en la mano, humedece y manipula entre el dedo pulgar e indice hasta alcanzar la adhesividad máxima. La terminología descriptiva es: no adhesivo, ligeramente adhesivo, adhesivo, muy adhesivo.

Untuosidad: en la medida que el suelo presente untuosidad determina su capacidad tixotrópica. Tixotropía es la propiedad que presentan los geles de llegar a ser fluidos cuando se alteran y han adquieren nuevamente su estado de gel original, al dejarles en reposo. Tixotropía, aparentemente, es el resultado de una estructura tal que una vez colapsada, puede reconstruirse ella misma nuevamente. Los términos empleados en su descripción son débilmente untuosos, moderadamente untuosos y fuertemente untuosos.

Fluidez: los suelos saturados por periodos largos tienden a tener una baja capacidad de carga cuando están húmedos. Estos se comportan como un liquido y fluyen cuando están sometidos a una presión. En suelos no tixotrópicos se han definidos dos clases de fluidez en terreno, las que se determinan con el contenido de humedad natural, y corresponden a :ligeramente fluido y muy fluido.

6.3. Implicancias astronómicas.

La consistencia es un parámetro importante en lo que se refiere a la toma de decisiones, respecto del tipo de implementos y maquinarias a utilizar en la labranza y tráfico sobre el suelo.   Así pues, un suelo arenoso presenta propiedades de cohesión y adhesión mínimas; además, presenta una baja capacidad de tráfico. Por el contrario, suelos arcillosos son muy adhesivos cuando están húmedos, lo que dificulta considerablemente las labores del suelo.

7.                   RASGOS MORFOGENETICOS.

La formación de un suelo es el resultado de diferentes procesos. En cualquier momento durante su evolución, la composición del suelo es la resultante de la interacción de estos procesos y su relativa relación intensidadaccesibilidad. Los factores externos pueden influenciar los procesos, pero ellos no son los determinantes de la ocurrencia del proceso mismo.

7.1. Procesos genéticos relevantes.

Los procesos de formación de suelos consisten básicamente en una combinación de reacciones físicas, químicas y biológicas que transforman el material parental a suelo. Los más importantes de ellos son:

-           meteorización de los minerales;

-           acumulación de materia orgánica;

-           intercambio de iones adsorbidos en los coloides inorgánicos y orgánicos;

-           traslocación de sólidos y compuestos solubles dentro del perfil;

-           formación de estructura;

-           mezcla de materiales por procesos mecánicos o biológicos.

La efectividad de estos procesos depende de las condiciones en las cuales se desarrolla el suelo. Como factor más importante que condiciona virtualmente las reacciones comprometidas en la formación de suelos está la disponibilidad de agua.

Los procesos de formación de suelos tienden a afectar en forma diferencial todo o parte de los perfiles y esto conduce a desarrollar los diferentes tipos de horizontes en el perfil.

Estos procesos genéticos relevantes y responsables de la diferenciación de horizontes se les puede analizar desde el punto de vista de las adiciones, sustracciones, transferencias y remociones, discutidas en capítulos anteriores.

7.2. Denominación de estratos y horizontes.

Los suelos se describen sobre la base de horizontes yo estratos, independientemente si ellos son genéticos o todas sus propiedades son heredadas del material parental.

Las descripciones deben ser lo más objetivas posibles. Los datos de laboratorio de las muestras colectadas aumentan la precisión de la descripción; pero sin las descripciones objetivas de campo, los datos de laboratorio tienen escasa validez.

Los suelos varían mucho en cuanto al grado de expresión de los horizontes. Las formaciones geológicas relativamente recientes como sedimentos aluviales, dunas o recubrimientos de cenizas volcánicas pueden carecer de horizontes genéticos reconocibles, aunque pueden poseer estratos diferenciados que reflejan diferentes mecanismos de depositación. A medida que progresa la formación del suelo, sólo a través de un minucioso examen se pueden detectar los horizontes que se encuentran en sus etapas iniciales. Con una mayor edad, los horizontes son generalmente más fácilmente identificados en el terreno, aun cuando en suelos muy antiguos, muy meteorizados de áreas tropicales con alta precipitación sólo uno o dos horizontes pueden ser fácilmente identificados.

Los estratos de diferente naturaleza son identificados por símbolos. Se han elaborado denominaciones para estratos que han sido modificados por la formación del suelo y para aquellos que no lo han sido; de esta manera cada designación de horizonte indica que el material original ha sido modificado de una cierta manera. Se asigna una denominacióndespués de comparar las propiedades observadas del estrato con las propiedades inferidas del material antes que hubiera sido afectado por la formación del suelo. No es necesario conocer los procesos que han producido el cambio; los criterios para la evaluación son las propiedades de los suelos que se relacionan con aquellas de un material parental estimado. Como base de comparación se utiliza el material inferido como el material parental del horizonte en cuestión y no el material que se encuentra debajo del solum.

Frecuentemente el material parental que se ha inferido es muy similar o es el mismo material inalterado que se encuentra debajo.

Para una buena descripción del suelo no es necesario que los estratos sean identificados con símbolos. No obstante, el uso apropiado de las denominaciones mejora notablemente la utilidad de las descripciones de suelos.

Estas denominaciones muestran las interpretaciones del investigador acerca de las relaciones genéticas entre los estratos de un suelo.

La denominación de horizontes no sustituye a las descripciones. Una denominación dice poco acerca de las propiedades de un horizonte o estrato, pero si existe además de las denominaciones, una adecuada descripción, el lector tendrá una interpretación hecha por la persona que describió el suelo; además de la evidencia en que se basó la interpretación. Es posible que estudios e investigaciones adicionales aconsejen un cambio en las denominaciones.

Los horizontes genéticos no son equivalentes a los horizontes diagnósticos de la "Taxonomía de Suelos". Las denominaciones de horizontes genéticos indican un juicio cualitativo sobre la naturaleza de los cambios que se cree que han tenido lugar. Los horizontes diagnósticos constituyen rasgos definidos cuantitativamente usados para establecer diferencias entre los taxa. Los horizontes diagnósticos pueden englobar a varios horizontes genéticos y, los cambios que implican las denominaciones de horizontes genéticos pueden ser lo suficientemente pequeñas como para justificar el reconocimientode criterios de diagnóstico diferentes.

Para la designación de horizontes y estratos se utilizan tres tipos de símbolos en diferentes combinaciones. Estos son letras mayúsculas, letras minúsculas y números arábigos. Las letras mayúsculas se usan para designar los estratos y horizontes maestros, las letras minúsculas se usan como sufijos para indicar características especificas de los estratos y horizontes maestros, y los números arábigos se utilizan tanto como sufijos para indicar subdivisiones verticales dentro de un horizonte o estrato como prefijos para indicar discontinuidades.

Algunos de los símbolos para designar horizontes o estratos, así como las convenciones para su uso, son diferentes de las que se describen en el suplemento de 1962 del "Soil Survey Manual" o "Manual de levantamientos de Suelo".

7.2.1. Estratos y horizontes maestros.

Las letras mayúsculas 0, A, E, B, C y R, representan a los estratos y horizontes maestros de los suelos. Las letras mayúsculas son los símbolos base a los cuales se agregan otros distintivos para completar la designación. Muchos horizontes y estratos requieren una sola letra mayúscula; algunos requieren dos.

Horizontes o estratos O. Son capas dominadas por materiales orgánicos, con la excepción de estratos limnicos (2) que son orgánicos. Algunos están saturados con agua durante períodos prolongados o estuvieron alguna vez saturados, pero en la actualidad están artificialmente drenados; otros nunca han estado saturados.

Algunos estratos 0 están constituidos por una litera no descompuesta o parcialmente descompuesta de hojas, agujas, ramillas, musgos y líquenes depositados en la superficie; se pueden encontrar en la superficie de suelos minerales u orgánicos. Otros estratos 0, denominados turba, turba descompuesta o similares son materiales orgánicos depositados en el agua y que presentan diferentes grados de descomposición. La fracción mineral de estos materiales es sólo una pequeña parte del volumen total y normalmente es mucho menos de la mitad del peso total. Algunos suelos están constituidos completamente por materiales designados por estratos u horizontes 0.

Un estrato 0 puede encontrarse en la superficie de un suelo mineral o puede estar enterrado a cualquier profundidad bajo la superficie. No se considera como horizonte 0 a un horizonte formado.por iluviación de materia orgánica, aun cuando algunos horizontes que se han formado por estos mecanismos pueden tener cantidades significativas de materia orgánica.

Se designa como un estrato C a un estrato limnico que es orgánico.

Horizontes A. Son horizontes minerales formados en la superficie o bajo un horizonte 0 y se caracteriza por : 1) una acumulación de materia orgánica humificada íntimamente mezclada con la fracción mineral y no tienen, en forma dominante, las propiedades características de los horizontes E o B (se definirán más adelante); o 2) tener propiedades que son el resultado del laboreo de la tierra, del pastoreo u otras alteraciones similares.

Si un horizonte, superficial tiene propiedades conjuntas de un horizonte A y un horizonte E la acumulacion de  materia organica humificada es el rasgo que se enfatiza y- un este caso se designa como horizonte A. en ciertos lugares como sucede en los climas aridos y cálidos el horizonte superficial no alterado es menos oscuro que los horizonte subyacen tes y contiene pequeñas cantidades materia la orgánica Tiéne una morfologia diferente del estrato Caunque la fraccion mineral no está alterada o sólo esta ligeramente alterada por meteorización. Tal horizonte se designa como A debido acá que se encuentra en la superficie. Sin embargo, depósitos aluviales o eólicos que retienen una estratificacion fina no -se : considera como horizonte A a menos que esten cultivados

Horizontes E. Son horizontes minerales cuyo rasgo principal es la pérdida de:1) arcilla silicatadas 2)hierro, 3) aluminio o 4) combinaciones de ellos; dejando una concentracion de particulas de cuarzo del tamaño del limo la arena u otros minerales  resistentes.                                                  

Un horizonte E es, en general, pero no necesariamente de color más claro que un horizonte B subyacente. En algunos suelos el color se debe a las particulas de arena y limo,

pero a en n otros suelos los recubrimientos de hierro u otros componentes pueden enmascarar el color de las particulas primarias. un horizonte E comunmente se deferencia de un horizonte A superor po el color mas claro y además; por un menor contenido, generalmente,            de materia            orgánica que el horizonte A. Un horizonte E comúnmente se diferencia de un horizonte B subyacente, en el mismo sequum por un color de value más alto , un croma más bajo, una textura más gruesa o por una combinación de estas propiedades. Un horizonte E normalmente se encuentra cerca de la superficie, bajo un horizonte 0 o A y por sobre un horizonte B. Sin embargo, el símbolo E se puede usar para cualquier horizonte que cumpla con los requerimientos y que es el resultado de la génesis del suelo, independientemente de la posición que ocupa en el perfil.

Horizontes B: Son horizontes formados debajo de un horizonte A, E , 0, cuya aracterística dominante-es la eliminación de toda o casi toda la estructura de la roca original (3) y en el cual hay además dominancia de: 1) concentraciones iluviadas de arcillas silicatadas, hierro, aluminio, humus, carbonatos, yeso o sílice, individuales o en combinaciones; 2) evi dencia de remoción de carbonatos; 3) concentraciones residuales de sesquióxidos; 4) recubrimientos de sesquióxidos que determinan que el horizonte sea notoriamente menor en value, con mayor croma o con un matiz más rojo que los horizontes superior e inferior que no tienen iluviación aparente de hierro; 5) alteración que ha formado arcillas silicatadas o ha liberado óxidos o ambos y que forma estructura granular, de bloques o prismática sihay cambios de volumen que acompañan. a los cambios en contenido de humedad; o 6) cualquier combinación de los ítem anteriores.

Obviamente hay varios tipos de horizontes B. No existe una ubicación común dentro del suelo que los caracterice, pero todos ellos son horizontes subsuperficiales o lo fueron originalmente. Se incluyen como horizontes B, cuando son contiguos a otros horizontes genéticos, estratos producto de concentraciones iluviales de carbonatos, yeso o sílice como resultado de procesos pedogénicos que pueden estar cementados o no. En la misma categoría se incluyen estratos

quebradizos que tienen otras evidencias de alteración, comoestructura prismática o acumulación de arcillas iluviadas.

Algunos ejemplos de estratos que no son horizontes B, son aquellos en los cuales las películas de arcilla recubren fragmentos de roca o se encuentran ensedimentos no consolidados finamente estratificados, sean las películas formadas en el estrato o tengan su origen en iluviación.

Tampoco se considera como B estratos en los cuales los carbonatos han sido iluviados a menos que sean contiguos a un horizonte genético superior.

Estratos u horizontes C. Son estratos u horizontes. que, excluida la roca dura, están muy poco afectados por procesos pedogénicos y que carecen de las propiedades de los horizontes 0, A, E y B. La mayoría son estratos minerales, pero también se incluyen a los estratos limnicos sean orgánicos o minerales. El material de los estratos C puede ser  igual o diferente del material que se presume se originó elsolum. Un horizonte C puede haber sido modificado aun si no hay evidencias de pedogénesis.

Se pueden incluir como estratos C a sedimentos, saprolito y roca consolidada que puede ser cavada con una pala cuando se humedece. Algunos suelos están formados en materia les que antes estaban profundamente meteorizados; estos materiales que no cumplen los requerimientos de los horizontes A, E o B, se designan como C. Los cambios que no están relacionados con los horizontes superiores no se consideran pedogénicos. Los estratos que tienen acumulación de sílice, carbonatos, yeso o sales más solubles se consideran como horizontes C aunque estén endurecidos. Pero se consideran horizontes B si estos estratos se encuentran afectados en forma obvia por procesos pedogénicos.

Estratos R: Roca dura. Algunos ejemplos de roca dura son granito, basalto, cuarcita, calizas o areniscas endurecidas que se designan como R. La roca de un estrato R es lo suficientemente coherente, en húmedo, de tal manera que no es posible cavar con una pala, aunque se podría raspar y astillar con pala. Con equipos pesados algunos estratos R se pueden horadar. La roca puede tener algunas grietas,pero éstas son escasas y pequeñas de manera que sólo algunas raíces pueden penetrar. Las grietas pueden estar recubiertas o rellenas con arcillas u otros materiales.

7.2.2. Horizontes transicionales.

Hay dos tipos de horizontes transicionales. En un tipo, las propiedades de un horizonte inferior o superior están superpuestas en las propiedades del horizonte considerado, a través de la zona de transición. En el otro tipo, partes características de un horizonte inferior o superior están incluidas por porciones que  son características del horizonte considerado. Para designar estos tipos de horizonte se utilizan convenciones especiales.

Los horizontes dominados por propiedades de un horizonte maestro, pero que tienen propiedades subordinadas de otro, se denominan mediante dos letras mayúsculas como AB, EB, BE, BC. El símbolo del horizonte maestro que se coloca en primer lugar identifica al horizonte cuyas propiedades dominan al horizonte transicional. Por ejemplo, un horizonte AB tiene características tanto de un horizonte A superior como de un horizonte B inferior, pero se asemeja más a A que a B.

En algunos casos se puede designar a un horizonte como transicional aun cuando no se encuentre presentes el horizonte maestro hacia el cual es aparentemente transicional. Se puede reconocer un horizonte BE en un suelo truncado en caso que sus propiedades sean similares a las de un horizonte BE en un suelo en el que el horizonte E no ha sido removido por erosión. Se puede reconocer un horizonte AB o BA en casos donde la roca subyace al horizonte transicional. Se puede reconocer un horizonte BC aun cuando no esté presente un horizonte C; se considera transicional a un presunto material parental.

Cuando hay horizontes que tienen partes con propiedades reconocibles de dos tipos de horizontes maestros, identificados por letras mayúsculas se separa a las letras mayúsculas por una linea oblicua o vírgula (),como EB, BE, BC. Esto significa que la mayoría de las porciones individuales de uno de los componentes están rodeados por el otro.

Se puede usar esta designación aun cuando no se encuentren presentes en forma individual uno o ambos horizontes, siempre que, en el horizonte transicional, se puedan reconocer separadamente a los componentes. El primer símbolo corresponde al horizonte que ocupa el mayor volumen.

7.2.3. Diferenciaciones secundarias dentro de los estratos y. horizontes maestros.

Para designar tipos especiales de estratos y horizontes maestros se utilizan letras minúsculas como sufijos. Los símbolos y sus significados son los siguientes:

a          Material orgánico altamente descompuesto. Este símbolo se utiliza con "0" para señalar a los materiales orgánicos con el mayor grado de descomposición. El contenido de fibra amasada es, en promedio, menos de 16 del volumen.

b            Horizonte genético enterrado. Este símbolo se usa en suelos minerales para señalar horizontes genéticos identificables y enterrados, siempre que los principales rasgos del horizonte enterrado se hayan definido antes que haya sido enterrado. No se usa en suelos orgánicos o para separar un estrato orgánico de otro mineral. Los horizontes genéticos se pueden haber formado en los materiales superiores o no, los cuales pueden ser iguales o diferentes del material parental que se presume dió origen al suelo enterrado.

c            Concreciones o nódulos duros no concrecionarios. Este símbolo se usa para señalar una acumulación significativa de concreciones o de nódulos no concrecionarios cementados, con materiales diferentes de la sílice. Este símbolo no se usa si las concrecioneso nódulos son dolomita o calcita o sales más solubles; en cambio se usa si los nódulos o concreciones son hierro, aluminio, manganeso o titanio. En la descripción del horizonte se debe especificar la consistencia.

d            Materiales o sedimentos densos no consolidados.  Indica la presencia de materiales o sedimentos no consolidados, con alta densidad aparente, naturales o de origen antró pico, tales como till glacial, pie de arado, y otras zonas compactadas mecánicamente dentro del perfil. Las raíces no pueden penetrarlo a menos que sea a través de planos de fractura.

e          Material orgánico de descomposición intermedia. Este símbolo se usa con "0" para indicar materiales orgánicos de descomposición intermedia. El contenido de fibra amasada va entre 16 y 25 del volumen.

f           Suelo congelado. Este símbolo se usa para indicar que el estrato u horizonte tiene hielo permanente. Este símbolo no se usa para estratos congelados estacionalmente o para "permafrost seco" (material más frío que 04C, pero que no tiene hielo).

g            Gleización fuerte. Este símbolo se usa para indicar que durante la formación del suelo el hierro ha sido reducido y removido, o bien que la saturación con agua ha mantenido una condición de reducción. La mayoría de los estratos afectados tienen cromabajo y muchos tienen moteados. El croma bajo puede corresponder al color del hierro reducido obien el color de las partículas de arena y limo no recubiertas, desde las cuales el hierro fue removido. El símbolo "g" no se utiliza para materiales edáficos de croma bajo, como algunas pizarras u horizontes E, a menos que tengan un historial de humedad. En caso, que "g" se utilice con "B" queda implícito un cambio pedogenético además de la gleización. Si no ha habido otra modificación, entonces el horizonte se designa como Cg.

h            Acumulación (4) iluvial de materia orgánica. Este símbolo se usa con "B" para indicar la acumulación de complejos materia orgánica-sesquióxis iluviados, amorfos y dispensables, en

caso que el componente sesquioxídico esté dominado por Al y se encuentre presente en pequeñas cantidades.

El material orgánico-sesquioxídico recubre partículas de arena y limo o se pueden presentar como gránulos discretos. El símbolo "h" se usa también en combinación con "s" como "Bhs" en caso que la cantidad del componente sesquioxídico sea significativa, siempre y cuando el value y el croma del horizonte sea 3 o menos.

i           Material orgánico ligeramente descompuesto. Este símbolo se usa con "0" para indicar los materiales orgánicos menos descompuestos. El contenido de fibra amasada es más de 25 del volumen.

k            Acumulación de carbonatos. Este símbolo se usa para señalar la acumulación de carbonatos alcalinos térreos, frecuentemente carbonato de calcio.

m            Cementación o endurecimiento. Este símbolo se usa para indicar cementación continua o casi continua. El símbolo se usa solamente para horizontes que están cementados en más de 90%, aunque pueden estar fracturados. Las raíces pueden penetrar los horizontes "m" a través de las grietas. También se simboliza el material cementante. Se usa "km" si el 90% o más del horizonte está cementado con carbonatos; "qm", por sílice; "sm", por hierro; "ym", por yeso; tKgm", por cal y sílice; "zm", por sales más solubles que el yeso.

n            Acumulación de sodio. Este símbolo se usa para indicar una acumulación de sodio intercambiable.

o            Acumulación residual de sesquióxidos. Este símbolo se usa para indicar una acumulación residual de sesquióxidos.

p          Aradura u otra alteración. Este símbolo se usa para indicar alteración de la capa superficial por cultivo, pastoreo u otros usos similares. Un horizonte orgánico alterado se denomina Op. Un horizonte mineral alterado se designa como Ap aun cuando claramente en alguna oportunidad fuera un horizonte E, B o C.

q            Acumulación de sílice. Este símbolo se usa para indicar una acumulación secundaria de sílice. Si la sílice actúa como cementante del estrato y la cementación es continua o casi continua, se usa "qm".

r           Roca meteorizada o blanda. Este símbolo se usa con "C" para indicar estratos de roca blanda o saprolito, como roca ignea meteorizada; arenisca blanda parcialmente consolidada, limolita o pizarra que las raices no pueden penetrar excepto por los planos de fractura. El material puede ser excavado con una pala.

s            Acumulación de sesquióxidos y materia orgánica iluviados. Este símbolo se usa con "B para indicar la acumulación de complejos sesquióxidos-materia orgánica iluviados, amorfos y dispersables, en aquellos casos en que los sesquióxidos y la materia orgánica sean significativos y el value y croma del horizonte sea mayor que 3. El símbolo se usa también en combinación con "h" como "Bhs" si la materia orgánica y los sesquióxidos son componentes importantes y el value y el croma es 3 o menos.

Presencia de slickenside, es decir, superficie de presión. Este rasgo es el resultado de la expansión de los minerales de arcilla y superficies de cizalle, comúnmente en ángulos de 20 a 600 sobre la horizontal. Indican probablemente la presencia de características vérticas, como grietas superficiales y agregados con forma de paralelepípedos inclinados.

t            Acumulación de arcilla silicatada. Este símbolo se usa para indicar una acumulación de arcilla silicatada que se ha formado en el horizonte o que ha sido translocada por iluviación. La arcilla se puede encontrar como recubrimientos en las superficies de los agregados o en poros, lamelas o puentes entre granos minerales.

v           Plintita. Este símbolo se usa para indicar la presencia de un material rojizo, rico en hierro, pobre en humus, firme o muy firme en húmedo y que se endurece irreversiblemente cuando se expone a la atmósfera y a repetidos humedecimientos y desecamientos. Estas son propiedades características de la plintita.

w            Desarrollo de color o estructura. Este símbolo se usa con "B" para indicar el desarrollo de color o estructura, o ambos, con acumulación de material iluviado escaso o no aparente. No se debe usar para indicar un horizonte transicional.

x            Carácter de fragipán. Este símbolo se usa para indicar una dureza y fragilidad de origen genético, o una alta densidad aparente. Estos rasgos son característicos de los fragipanes, sin embargo, algunos horizontes designados por "x" no tienen todas las propiedades de un fragipán.

y            Acumulación de yeso. Este símbolo se usa para indicar acumulación de yeso.

z            Acumulación de sales más solubles que el yeso. Este símbolo se usa para indicar la acumulación de sales más solubles que el sulfato de calcio.

7.2.4.        Convenciones para el uso de sufijos.

Muchos estratos y horizontes maestros simbolizados por una sola letra mayúscula podrán tener una o más letras minúsculas como sufijos. Algunas excepciones comunes las constituyen un horizonte A no alterado y la mayoría o casi la mayoría de los estratos y horizontes E y C. Rara vez se necesitan más de tres sufijos.

Los sufijos se usan inmediatamente después de la letra mayúscula. Si un horizonte superficial está alterado, sólo se usa "p" excepto cuando hay acumulaciones superficiales de CaC03, CaS04 o sales más solubles.

Cuando se requiere más de un sufijo, las siguientes letras se colocan primero, en caso que se usen: a, e, i, h, r, s, t y w. Ninguna de estas letras se usan en combinación en un solo horizonte con la excepción de Bhs y Crt (5).

Nunca se designa un horizonte como Bth, Bts o Btw aunque un horizonte Bw, Bs o Bh pueda encontrarse encima o debajo de un horizonte Bt. Un horizonte que tiene una acumulación significativa de arcillay además muestra evidencias de desarrollo de color o estructura, o ambos, se designa comoBt ("t" tiene precedencia sobre "w", "s" y "h").Un horizonte B gley o que tiene acumulaciones de carbonatos, sílice, yeso, sales más solubles que el yeso o acumulación residual de sesqui6xidos lleva el símbolo apropiado: g, k, q, y, z, o. Si además hay arcilla iluviada, "t" precede al otro símbolo: Bto. Los sufijos "h" "s" y "w" no se usan con g, k, q, y, z, o.

Si un horizonte está enterrado se escribe el sufijo "b" al final. El sufijo "b" se usa sólo para suelos minerales enterrados. Si se requiere más de un símbolo y el horizonte no está enterrado se usan los siguientes símbolos, y se escriben al final: c, f, g, m, x. Algunos ejemplos son: Btc, Ckm y Bsv.

Los sufijos de letra minúscula no se usan con horizontes de transición a menos que sean necesarios como explicaciones adicionales por ejemplo; se considera apropiado el uso de "k" en la secuencia A - ACkl - ACk2 - AC - C  para señalar la acumulación de carbonatos en la parte superior del horizonte AC.

7.2.5.        Subdivisión vertical.

Corrientemente es necesario subdividir un estrato u. Horizonte que ha sido designado por una combinación simple de letras. Para este propósito se usan números arábigos que siempre siguen a las letras. Por ejemplo, en el C, capas sucesivas pueden ser Cl, C2, C3, etc; o si la

parte inferior está gleizada y no la parte superior, las denominaciones podrian ser C1- C2- Cgl- Cg2 o bien C - Cgl - Cg2 - R.

Estas convenciones se aplican cualquiera sea el propósito de la subdivisión. En muchos suelos, los horizontes que podrían ser identificados por un conjunto de letras único, se subdividen sobre la base de rasgos morfológicos evidentes como estructura, color o textura. Estas divisiones se numeran en forma consecutiva. La numeración comienza con 1 a cualquier nivel en el perfil donde cambia algún elemento en el símbolo de la letra. De esta manera se usa la secuencia Btl - Bt2 - Btkl - Btk2 y no la secuencia Btl - Bt2 - Btk3 - Btk4.

La numeración de las subdivisiones verticales dentro de un horizonte no se interrumpe por una discontinuidad (indicada por un prefijo numérico) si se usa la misma combinación de letras en ambos materiales; se usa Bsl - Bs2 - 2Bs3 - 2Bs4 y no se usa Bsl - Bs2 - 2Bs1 - 2Bs2.

En algunas oportunidades, capas muy gruesas se subdividen durante el muestreo para facilitar los análisis de laboratorio, aun cuando las diferencias en morfología no sonevidentes en el campo. Estas capas tienen que ser identificadas y esto se hace implemente numerando cada subdivisión consecutivamente dentro de un estrato que tiene un único símbolo y comenzando por arriba. Por ejemplo, cuatro capas de un horizonte Bt muestreado cada 10 cm se designarán por Btl, Bt2, Bt3, Bt4.

7.2.6.        Discontinuidades.

Para indicar discontinuidades en suelos minerales se usan números arábigos que preceden la denominación de los horizontes maestros A, E, B, C y R. Hay que diferenciar estos números arábigos usados como prefijos de los números arábigos usados como sufijos para indicar subdivisiones verticales.

Una discontinuidad es un cambio significativo en distribución de tamaño de partículas o en mineralogía, que indica una diferencia en el material a partir del cual se formaron los horizontes o, con la excepción de los suelos enterrados, una diferencia significativa en edad. Los símbolos que identifican las discontinuidades se usan sólo cuando pueden contribuir sustancialmente a comprender las relaciones entre los horizontes.

Una discontinuidad puede tener una importancia muy grande en un suelo y muy pequeña en otro, incluso puede ser muy importante en un horizonte y poco importante en otro dentro del mismo perfil. La estratificación que comúnmente está asociada a los suelos de origen aluvial no se designa como discontinuidad aun cuando haya una marcada diferencia en la distribución de tamaño de partículas entre un estrato y otro, a menos que se hayan formado horizontes genéticos en los estratos contrastantes.

Para aquellos suelos que se han formado enteramente de un solo tipo de material, se omite el prefijo del símbolo; se entiende que todo el perfil proviene del material 1. De manera similar se entiende que el material superior de un perfil que tiene dos o más materiales contrastantes es material 1, pero el número se omite. La numeración se comienza con el segundo estrato de material contrastante que se designa "2". Los estratos contrastantes subyacentes se  denominan consecutivamente. Aun cuando un estrato bajo el material 2 es similar al material 1, en la secuencia se designa como "3".

Los números indican un cambio en los materiales, no en el tipo de material. Cuando dos o más horizontesconsecutivos están formados en un tipo de material, se aplica elmismo prefijo a todas las denominaciones de horizontes en ese material; por ejemplo: Ap-E-Btl-2Bt2-2Bt3-2BC.

Los sufijos que indican subdivisiones del horizonte Bt continúan en orden consecutivo a través de la discontinuidad.

Si hay un estrato R debajo de un suelo formado en un residuo y se presume que el material del estrato R es similar al material a partir del cual el suelo se originó, no se usan los prefijos. Si el

estrato R no produjera material semejante al del solum se usan los prefijos como en A-Bt-C-2R, o bien A-Bt-R.     Si parte del solum se formó en un residuo, "R" proporciona el prefijo  apropiado:  Ap-Btl-2Bt2-2Bt3-2C1-2C2-2R.

Los horizontes enterrados (designados por "b") constituyen problemas especiales. Obviamente un horizonte enterrado no se encuentra en el mismo depósito que los horizontes de un depósito superior. Sin embargo, algunos horizontes enterrados se han formado en un material litológicamente similar al del depósito superior. En este caso no se usa un prefijo para designar los materiales de tales horizontes. Si el material en el cual un horizonte de un suelo enterrado es litológicamente diferente del material superior, la discontinuidad se designa por el prefijo numeral además del símbolo de horizonte enterrado; por ejemplo: Ap-Btl-Bt2-BC-C-2Ab-2Btb1-2Btb2-2C.

En el caso de los suelos orgánicos no se identifican las discontinuidades entre los diferentes estratos. En muchos casos las diferencias se identifican por los sufijos en caso que los diferentes estratos sean orgánicos, o por los símbolos maestros si los estratos son minerales.

7.2.7.        Uso del apóstrofe.

Puede ser que se utilicen denominaciones idénticas para dos estratos u horizontes separados, a lo menos, por un estrato u horizonte de diferente naturaleza, dentro de un mismo pedón.

La secuencia A-E-Bt-E-Btx-C es un ejemplo: el suelo tiene dos horizontes E. Para facilitar la comunicación, se usa el apóstrofe con el símbolo maestro del horizonte inferior en la secuencia: A-E-Bt-E-Btx-C.

El apóstrofe se aplica a la letra mayúscula y cualquier símbolo de letra minúscula se coloca posteriormente: Bt. El apóstrofe se aplica solamente cuando todas las letrasde las denominaciones de dos estratos son idénticas. Rara vez hay tres estratos que tengan idénticos símbolos de letras; en ese caso se usa un doble apóstrofe: E".

El mismo principio se usa para designar estratos de suelos orgánicos. El apóstrofe se usa sólo para distinguir dos o más horizontes que tienen símbolos idénticos: Oi-C- 0i-C, o bien, Oi-C-Oe-C. Se agrega el apóstrofe al estrato C inferior para diferenciarlo del superior.

7.3.             Cambios en las denominaciones de horizontes maestros.

En este punto se compara entre el sistema nuevo y el antiguo:

- El propósito de usar denominaciones para horizontes permanece inalterado y reflejan la interpretación de la persona que- describe el suelo, de las relaciones genéticas entre los horizontes de un suelo.

- Para construir la denominación de un horizonte se usan letras mayúsculas, letras minúsculas y números arábigos.

a) Las letras mayúsculas se usan para denominar los horizontes maestros. Esta convención no ha sido alterada.

b) Las letras minúsculas se usan como sufijos para indicar características específicas de los horizontes maestros. Esta convención no ha sido alterada.

c) Los números arábigos se usan como sufijos para indicar subdivisiones verticalesdentro de un horizonte o como prefijos para indicar discontinuidades. Este es un cambio.Previamente los números arábigos se usaron como sufijos para indicar un tipo de horizonte 0, A o B y para indicar subdivisiones verticales de un horizonte,  y se usaron números romanos como prefijos para indicar discontinuidades.

- Se han cambiado los símbolos para muchas de las características de los horizontes. La comparación de los símbolos usados para denominar los horizontes maestros y diferencias subordinadas con los horizontes maestros solo se puede efectuar en forma aproximada. Algunas denominaciones de horizontes maestros en el sistema antiguo se pueden comparar mejor con combinaciones de símbolos de horizontes maestros y símbolos subordinados en el sistema nuevo.

a)                   Horizontes maestros

Sistema

antiguo nuevo antiguo nuevo antiguo nuevo

0 O A A AB --

01 Oi, Oe B B A&B E/B

02 Oa, Oe C C Bl BA o BE

R R B&A B/E

AC AC B2 B o Bw

Al A B3 BC o CB

A2 E

A3 AB o EB

b)                   Diferencias en el significado de las propiedades subordinadas a los horizontes maestros

Sistema

antiguo nuevo

--------- --------materia orgánica altamente descompuesta

-- a

b b horizonte enterrado

cn c concreciones o nódulos

--- d materiales o sedimentos

densos no consolidados

--- e materia orgánica de

descomposición intermedia

SISTEMA

antiguo nuevo

--------- --------

f f suelo congelado

g g gley fuerte

h h acumulación de materia organica iluviada

--- i materia orgánica ligeramente descompuesta

ca k acumulación de carbonatos

m m cementación fuerte

sa n acumulación de sodio

--- o acumulación residual de sesquioxidos

p p aradura u otra disturbación

si q acumulación de sílice

r r roca blanda o meteorizada

ir s acumulación iluvial de sesquioxidos

--- ss slickesides

t t acumulación de arcilla

--- v plintita

--- w horizonte B estructural o de color

x x carácter de fragipán

cs y acumulación de yeso

sa z acumulación de sales

- Los apóstrofes se usan tanto en el sistema antiguo como en el nuevo, sin embargo, las convenciones para su uso son diferentes.

En el sistema antiguo, los apóstrofes se usaban para identificar el sequum inferior en un suelo que tenía dos sequum, aunque no para un suelo enterrado. En el sistema nuevoseria apropiado dar la misma denominación a dos o más horizontes en un pedón en caso que los horizontes se encuentren separados por un horizonte de diferente naturaleza.

El apóstrofe se usa en el inferior de los dos horizontes que tienen idéntica designación de letras. Si existen tres horizontes que tienen idéntica designación se utiliza un doble apóstrofe en el más inferior.

REFERENCIAS

Buol, S.W.; Hole, F.D. and McCracken, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Second Edition. The Iowa State. Iowa. University Press, Ames. 406 p.

Fairbourn, M.L. y Cliff, C.B. 1974. Use gravel mulch to save water for crops. Crops and Soil Magazine. April - May.

Joubert, F. du P. 1982. Coarse fractionof soils: The role it plays in plant nutrition, liming and irrigation. The Deciduous Fruit Grower. July.

Juri, W.A. y Bellantouni, B. 1976. Heat and water movement under surface rocks in the field. Soil Science Society of American Journal 40: 505 - 513.

Hausenbuiller, R.L. 1985. Soil Science. Principles and Practices. Third Edition.     Iowa. WCB. Dubuque. 610 p. Simpson, K. 1987.

Soil. Longman Handbook in Agriculture. Whittemore, C>T> y Simpson, K. (Ed.). Longman Scientific & Technical. 238 p.

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Soil Survey Staff. 1990. Keys to Soil Taxonomy. SMSS. Technical Monograph N4 19. Fourth Edition. Virginia. University. Blacksburg,     422 p.

 

 

1 el contenido de materia orgánica debe tomarse como una guía, pues si se verifica alguna influencia dominante en la estructura (altos contenidos de óxidos de hierro por, ejemplo), estos porcentajes no son aplicables.

2   tierra coprogénica, tierra de infusorios y marga.

3/ La estructura de roca incluye las estratificaciones finas en sedimentos noconsolidados 0 débilmente consolidados 0 componentes seudomorfos de minerales meteorizados que mantienen su posición relativa, unos con relación a los otros y, minerales no meteorizados en saprolitos de rocas consolidadas.

4/ La palabra "acumulación" se usa en varias de las definiciones. Aquí significa que el horizonte tiene más del material en cuestión de lo que se presume ha tenido el material parental.

5/. Indica roca meteorizada o saprolito en la cual hay argilanes.

 

 

 

 

 

Capitulo IV

MINERALOGIA DE SUELOS

I Wilfredo Vera E.

Ing. Agrónomo M.Sc.

Departamento de Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales. Universidad de Chile.

1.                   INTRODUCCIÓN

Los componentes inorgánicos del suelo están constituidos por un número limitado de especies que en su mayoría tiene una estructura definida, aunque en algunas ella está vagamente determinada. La identificación de los minerales permite explicar razonablente las propiedades del suelo y su comportamiento.

Dado la variabilidad de las especies mineralógicas y su complejidad, en este capitulo solamente se hará referencia a aquellos grupos mas representativos.

2. ORIGEN DE LOS MINERALES

Por su origen los minerales se pueden clasificar en primarios y secundarios.

Minerales primarios. Son aquellos que se formaron, a temperaturas elevadas, a partir del magma fundido y no se alteraron químicamente después de su génesis. Por lo tanto provienen de las rocas ígneas y metamórficas, a veces a través de un ciclo sedimentario.

Minerales secundarios. Son aquellos producidos como resultado de la alteración de un mineral primario, ya sea por reemplazo parcial de alguno de sus constituyentes (herencia) o por reprecipitacion de los productos de meteorización en un orden nuevo, sin relación estructural con el mineral que le dió origen (neosintesis).

Los minerales primarios forman gran parte de las fracciones gruesas del suelo, fundamentalmente arena y limo. La suma del contenido de arena y limo en un suelo determina aproximadamente el contenido de minerales primarios. Sin embargo, éstos también se pueden encontrar en la fracción arcilla gruesa (entre 2,0 y 0,2 p de diámetro), especialmente en suelos poco meteorizados.

2.                   ESTRUCTURA Y COMPOSICION DE LOS COMPONENTES

INORGÁNICOS DEL SUÉLO

En el Cuadro 1 se observan los componentes inorgánicos más importantes del suelo. Como promedio se puede indicar que los principales minerales primarios del suelo son el cuarzo (Si02) y los feldespatos (XAlSi308, siendo X el catión básico). 

Cuadro l. Componentes inorgánicos del suelo

Oxidos                                                                                      Oxidos

Hidróxidos                                                                                 Hidróxidos

Carbonatos                                                                                Fosfatos Sulfatos

Fosfatos

Fuente: Besoafn, 1985.

3.1. Silicatos.

Son los minerales más importantes de los materiales parentales del suelo. Además constituyen alrededor de un 95% de la corteza terrestre y casi un 80% de los minerales que componen las rocas ígneas y metamórficas. Estos minerales se clasifican de acuerdo con la disposición de los grupos Si04 en la estructura (Cuadro 2).

Cuadro 2. Clasificación estructural de los silicatos cristalinos.

3.1.1. Nesosilicatos. Están constituidos por tetraedros independientes de SiO4-4. No comparten vértices u oxígenos con los tetraedros adyascentes, siendo la unión entre ellos a través de cationes divalentes.  Algunas especies mineralógicas de este grupo son el olivino, granate, zircón. Raramente ocurre una sustitución isomórfica de Al por Si; de modo que en términos generales su fórmula corresponde estrictamente a Si04 o a un múltiplo de ella. otra-característica notoria de este grupo es la ausencia de especies con elementos alcalinos en su estructura.

Los nesosilicatos presentan una estructura atómica notoriamente densa y sus propiedades lo reflejan. Son relativamente duros y, salvo algunas excepciones, tienen una densidad mayor que silicatos pertenecientes a otros grupos. La ausencia de cadenas y láminas en su estructura se refleja generalmente en la naturaleza equidimensional de los cristales.

3.1.2. Sorosilicatos. En esta clase, dos tetraedros de Si04 se unen compartiendo un oxígeno;_ E lo tanto, forman grupos estructurales discretos de (Si207)-6 . En la naturaleza existen unas pocas especies de sorosilicatos simples. También pueden ocurrir estructuras que contienen grupos de tetraedros dobles y simples independientes, y forman el grupo de la epidota. Debido a que los iones de aluminio pueden reemplazar parcialmente al silicio en los tetraedros, la fórmula general para los sorosilicatos es (Si, A1)20-7.

En la estructura del grupo de la epidota existen además cadenas de A106-9 y A104(OH)2-7,

generando un exceso de carga negativa que es neutralizada fundamentalmente por Ca, Mg, Fe +2 y Al.

3.1.3. Ciclosilicatos. En esta clase, los tetraedros forman una estructura de anillo cerrado. Los tetraedros se unen compartiendo dos oxígenos, lo que da una fórmula general de (Si03)n-2. Sin embargo,.en vez de forma-r cadenas rectas, la unión de los tetraedros genera ángulos y, finalmente forma una estructura de anillos.

Existen pocas especies mineralógicas de ciclosilicatos cuyos anillos estén formados por tres y cuatro tetraedros. Sin embargo, los de seis tetraedros son abundantes (berilo, turmalina). Anillos formados por cinco o más de seis tetraedros no se conocen.

Sus propiedades más relevantes son una alta dureza y peso atómico elevado.

Todos los nesosilicatos, sorosilicatos y ciclosilicatos se meteorizan fácilmente, de modo que su presencia en el suelo es limitada.

La meteorización de éstos puede entregar al medio casi todos los cationes comunes en el suelo, excepto K.

3.1.4. Inosilicatos. En esta clase los tetraedros de Si04 se unen entre sí para formar cadenas simples o dobles, de extensión indefinida.

En los inosilicatos de cadena simple (grupo de los piroxenos), el tetraedro se une al vecino a través de un oxigeno común, definiéndose una fórmula general (Si03)-2; y los de doble cadena (grupo de los amfívoles), en la cual dos cadenas simples vecinas unen sus tetraedros por medio de enlaces cruzados, definen una fórmula básica (Si40ll)-6.

Los minerales que pertenecen a ambos grupos tienen estructura y propiedades químicas y físicas muy similares.

La unión que existe entre los tetraedros de las cadenas es mas débil que aquella que mantiene unidos a los tetraedros dentro de la cadena.

Las cadenas de piroxenos están lateralmente unidas por cationes (Ca, Na, Mg, Fe). Estos minerales tienen alto contenido de Mg y Fe+2. Sin embargo, la unión entre las cadenas de amfívoles se efectúa a través de planos formados por estos mismos cationes.

En términos generales, los inosilicatos y en especial los amfívoles, son frecuentes en suelos no profundamente meteorizados. Tanto amfívoles como piroxenos se encuentran normalmente sólo en la fracción arena y limo, y no en la fracción arcilla.

3.1.5    Filosilicatos. Estos minerales se forman por polimerización en dos dimensiones, uniendo tres vértices de cada tetraedro con los vértices de los vecinos. Esto genera una capa plana de anillos hexagonales de tetraedros, cuya unidad estructural es (Si40lO)n-4. A su vez las capas se pueden unir entre sí a través de cationes (Al, Mg, Fe) formando enlaces muy fuertes. Las fuerzas de unión dentro de las capas son mayores que las existentes-entre capas, por lo que manifiestan claramente clivaje en el plano paralelo a las láminas.

En general, estos minerales son blandos, de peso especifico bajo, y dentro de ellos se incluyen las micas y los minerales de arcilla, especies muy frecuentes en los suelos. Por esta razón los filosilicatos serán tratados separadamente.

3.1.6. Tectosilicatos. En esta clase, los tetraedros se unen entre si, formando un armazón tridimensional, donde se comparten todos sus vértices, de modo que el grupo estructural queda definido como (Si02)n En esta estructura el oxigeno es compartido por dos tetraedros.

Algunos tectisilicatos presentan sustitución isomórfica (Si por Al), lo que genera valencias libres que pueden ser neutralizadas por cationes que en la mayoría de los casos es Ca, Na y K, que se ubican en el interior de las cavidades de la estructura.

Dentro de esta clase se pueden distinguir otros grupos según sea la sustitución isomórfica y la densidad  de la estructura:feldespatos, feldespatoides, zeolitas y sílice.

El grupo de la sílice, ocurre en la naturaleza como cuarzo, tridimita, cristobalita entre otros. El más importante es el cuarzo, que al mismo tiempo es una de los minerales más comunes y se encuentra presente en todas las fracciones del suelo, incluyendo las más finas. Tridimita, cristobalita son poco frecuentes en los suelos, excepto en aquellos de origen volcánico. Opalo, sílice en forma colorida o criptocristalina hidratada, tambien esta presente en materiales volcánicos.

El grupos de feldespatos presenta la más baja sustitución isomórfica. Su estructura es compacta y el Na, Ca y K ocupan pequeñas cavidades que están completamente rodeadas por oxigeno del armazón tridimensional. De este modo, los cationes y el armazón son

interdependientes, por lo tanto no pueden moverse fácilmente a menos que la estructura se rompa.

La mayoría de los feldespatos se pueden clasificar como miembros de un sistema ternario NaAlSi308 - KAlSi308 - CaA12Si208.

Los miembros de la serie entre el Na y K reciben el nombre de feldespatos alcalinos. Los miembros de la serie Na y Ca, reciben el nombre de plagioclasas.

En la serie de los-feldespatos potásicos se encuentran la sanidina, ortoclasa, microclina; en los calcosódicos o plagioclasas está la serie de albita (Na) - anortita (Ca).

Los feldespatos tienen una gran importancia si se considera que son los minerales parentales fundamentales de los cuales se forman los componentes del suelo, especialmente minerales de arcilla. Durante el proceso de meteorización son una fuente potencial de nutrimentos para las plantas (K, Ca).

Los feldespatos potásicos se encuentran comúnmente en las fracciones gruesas del suelo (limo y arena). Sin embargo, en la fracción arcilla de Andisoles chilenos se ha determinado su presencia en pequeñas cantidades, por difracción de rayos X.

En términos generales y desde un punto de vista pedogénico, se podría decir que los feldespatos son ricos en Si, Al, K, Na y Ca, y sólo estos elementos pueden ser productos de su meteorización; por lo tanto, en los minerales secundarios que contienen Fe y Mg, estos dos últimos elementos deben provenir de otras fuentes.

Es importante destacar que el Al al estar presente en posición tetraédrica, dentro de los feldespatos, su estructura no es compatible para la formación de los filosilicatos. Es decir, los feldespatos no pueden transformarse en filosilicatos manteniendo su éstructura original, a menos que los iones sean liberados completamente al medio para reagruparse a partir de los componentes unitarios.

Los feldespatoides son similares a los feldespatos estructuralmente y se distinguen según las diferencias en la sustitución y la presencia de acuerdo con otros iones fuera de los tetraedros. Tienen alrededor de 30 a 40% menos de sílice que los feldespatos y son ricos en álcalis. Los principales feldespatoides son nefelina, leucita, sodalita.

Las zeolitas son aluminosilicatos hidratados de elementos alcalinos y alcalino terreos. Difieren en su armazón, estructural, ya que es considerablemente mas abierta, generando cavidades que dan origen a un sistema de canales interconectados. Algunas de sus propiedades más importantes es su hidratación reversible y la capacidad de intercambiar bases. El sistema de canales de algunas zeolitas presenta dimensiones suficientes para admitir tanto moléculas orgánicas como cationes.

Minerales importantes de este grupo son los chabazita, natrolita, heulandita y analcima. Esta última se encuentra en algunos suelos con pH alto.

3.2. Filosilicatos o Silicatos laminares.

Son minerales que se encuentran frecuentemente y en forma abundante en todos los sedimentos y rocas sedimentarias, y en la mayoría de los suelos.

Existen filosilicatos primarios y secundarios. Los primarios se originan durante la formación de las rocas ígneas o metamórficas, como las micas, cloritas, talco y otros. Los secundarios se generan por la meteorización de minerales prima- , rios o secundarios en las condiciones de alteración que existen en la superficie de la tierra. Las arcillas de los suelos son en gran medida especies secundarias y no siempre es posible establecer una clara diferencia de su origen.

La estructura de los filosilicatos está organizada a base de láminas de tetraedros de sílice (Si04) y láminas de octaedros de aluminio (A106) o A1(OH)6. Todos los filosilicatos sonhidratados.

En la lámina de tetraedros, la polimerización del sílice ocurre de tal manera que genera una trama hexagonal o seudohexagonal, pudiendo existir sustitución isomórfica de Al por Si. En la lámina de octaedros, cuya fórmula general es A1(OH)6, cada Al está rodeado por 60H, y puede existir sustitución magnésica, ferrosa o incluir otros metales. Dentro de esta estructura se puede distinguir un agrupamiento dioctaédrico y trioctaédrico. En la disposición dioctaédrica, dos tercios de las posiciones catiónicas disponibles están ocupadas, mientras que en la trioctaédrica todos los octaedros están ocupados.

Cuando algunos de los H+ de la lámina de octaedros es removida, el 0- remanente puede formar parte del vértice de un tetraedro, uniendo la lámina octaédrica con la tetraédrica. Cuando esta unión ocurre a un lado de los octaedros se genera un mineral formado por dos láminas, la octaédrica y una tetraédrica (mineral 1:1). Cuando la uniónocurre a ambos lados de la lámina de octaedros, ésta queda contenida entre dos láminas de tetraedros (mineral 2:1).

En los minerales 1:1 se desarrolla a un lado un plano de oxígenos y al otro lado un plano de hidroxilos. Mientras que en los minerales 2:1 el plano de oxígenos limita ambos lados del mineral.

Otra posible combinación es la sucesión de láminas 2:1 y hojas o-ntaédricas (minerales 2:1:1).

3.2.1. Filosiicatos 1:1

3.2.1.1. Kanditas. Son-filosilicatos dioctaédricos y se pueden distinguir de la Caolinita y, de la Haloisita principalmente.

En el grupo de la Caolinita, entre el plano de OH y el próximo de oxigeno existe un espacio con una distancia de 0,27 nm y, dado que el grosor de la lámina de tetraedros y octaedros es 0,29 y 0,15 nm, respectivamente, la distancia total entre el plano de oxigeno de la lámina inferior al mismo plano de la siguiente capa es 0,27 nm (espaciamiento basal). La cohesión entre paquetes sucesivos de láminas 1:1 se mantiene por puentes protónicos entre el plano de OH y 0.

La composición química de una estructura unitaria de este grupo es S14Al4010(OH)8 con un 46,5% de Si02, un 39,5% de A1203 y un 14% de agua. La composición de la caolinita es muy constante sin sustitución isomórfica, ya que no presenta carga,   a menos que ocurra en los bordes quebrados del mineral.

El desarrollo de carga de la caolinita depende del pH en su mayor parte; y además depende de la superficie especifica que normalmente es baja, menos de 20m2 gr. La capacidad de intercambio cationico (CIC) varia de 3 a 15 cmol kg-1.

El grupo de la Haloisita presenta una composición elemental idéntica a la caolinita, pero por cada celda unitaria existen cuatro moléculas de agua entre las láminas, previniendo la formación de enlaces estables OH - H. Esto hace que el espaciamiento basal aumente a 1,025 nm.

La fórmula unitaria es Si4A140l0(OH)8 * 4H20 y casi no existe sustitución isomórfica. La haloisita presente en los suelos presenta un espaciamiento basal variable dentro del rango 0,71 a 1,025 nm, debido a la distribución parcial e irregular de las moléculas de agua entre las láminas. Este mineral normalmente es de forma tubular; en cambio, la caolinita presenta forma hexagonal.

Los valores de CIC de la haloisita son mayores que la caolinita.

3.2.1.2. Filosilicatos 1:1 trioctaédricos.

El grupo de las serpentinas no presenta sustitución isomórfica, de modo que su carga es cero. La fórmula química general corresponde a Si4R6

+2010(OH)8, donde R es Mg+2

normalmente. Su composición química es 42,75% de Si02, 43% de MgO y 15,25% de H20. Algunos minerales de este grupo son la serpentina, antigorita, crisotilo y asbestos.

En el grupo de las chamositas existe sustitución isomórfica, pero el exceso de carga negativa de la lámina de tetraedros es compensada por el exceso positivo en la lámina octaédrica, de modo que 1 carga total es cero. Su fórmula general es (Si4-xRx

+3)(Rx+ R6-x+2)010(OH)8. Entonces,

es evidente que la cantidad de cationes trivalentes es la misma en ambas láminas. Este grupo no se encuentra comúnmente en el suelo, ya que son minerales muy meteorizables.

3.2.2. Filosilicatos 2:1.

3.2.2.1. Minerales sin sustitución isomórfica. Estos pueden ser dioctaédricos (pirofilita) y trioctaédricos (talco). El espaciamiento basal es fijo con valores de 0,92 y 0,94 nm para la pirofilita y el talco, respectivamente. Ambos minerales no son frecuentes en el suelo, pero son importantes como referencia para los minerales 2:1.

3.2.2.2. Minerales con sustitución isomórfica.

a)Minerales con espaciamiento basal fijo o minerales micaceos. En estos minerales los cationes que neutralizan el exceso de carga negativa no son intercambiables generalmente.

Muscovita: presenta alta sustitución isomórfica y el catión involucrado en el balance eléctrico es el K no hidratado. Su espaciamiento basal es fijo, de 1,0 a 1,2 nm.

Illita: a menudo se considera como producto de la desintegración mecánica de la muscovita. Su espaciamiento basal es fijo, de 1,01 nm.

Glauconita: la sustitución isomórfica ocurre en ambas láminas estructurales. Son especies ricas en hierro y se encuentran en sedimentos marinos, especialmente en las arenas que, por desintegración mecánica colapsan á tamaño arcilla.

La muscovita-presenta una CIC muy baja; la illita tiene una CIC de 25 cmol kg 1 . Tanto la muscovita, illita y glauconita son dioctaédricos.

Dentro de los minerales trioctaédricos está la flogopita y biotita. Estos minerales contienen Mg y Fe.

En términos generales, los minerales micáceos son comunes en los suelos. La mayoría de las veces son heredados del material parental.

b) Minerales con espaciamiento basal variable. Estos pueden clasificar según la carga que manifiesten en: alta carga en las láminas o vermiculitas; y baja carga laminar o esmectitas. Esta diferencia de cargas genera diferencias en el comportamiento, ya que, en las vermiculitas hay una alta CIC que origina una fuerte cohesión entre láminas sucesivas, previniendo la penetración de líquidos polares en cantidad suficiente para que ocurra la expansión. En las esmectitas, la expansión producida por la presencia de agua entre las láminas es más pronunciada.

vermiculitas: normalmente se presentan en los suelos como minerales secundarios y probablemente no existan en forma pura. Es una forma de transición en la meteorización de micas dioctaédricas. El K es removido durante el proceso y reemplazado por los cat1ones hidratados presentes en la solución suelo (Na+, Ca+2, Mg ). Como estos cationes son intercambiables, el espaciamiento basal (entre 1,0 y 1,5 nm) depende del catión saturante. Cuando el intercambio de K+ no es completo, de modo que aun se mantiene en la estructura, el ión se puede fijar irreversiblemente. Teóricamente la carga de una lámina de mica (220-240 cmol kg-1) nunca es alcanzada, llegando a valores de CIC sólo de 120 cmol kg-1 o más.

Investigaciones recientes muestran que existe aluminio hidroxilado en los espacios interlaminares de las vermiculitas dioctaédricas.

Las vermiculitas trioctaédricas existen como arcillas y también como cristales macroscópicos en la naturaleza. Pueden generarse por remoción de K+ desde la biotita o flogopita o bien por remoción de una lámina de de hidróxido de Fe o Mg en una clorita trioctaédrica. Cualquiera sea su origen, las cargas negativas son neutralizadas por cationes hidratados. Este tipo de vermiculitas puede tener complejos polinucleares en los espacios interlaminares, al igual que las dioctaédricas, la variación .del espaciamiento basal estará relacionada con la naturaleza de los elementos interlaminares presentes.

Esmectitas: presentan baja densidad de carga, por lo tanto, baja cantidad de cationes intercambiables lo que genera poca cohesión entre las láminas. Esto permite que moléculas polares puedan entrar al espacio interlaminar otorgándole al mineral características de expansión, dilatación. Puede ocurrir sustitución octaédrica y tetraédrica.

Las esmectitas dioctaédricas más importantes son la montmorrillonita, beidelita y nontronita.

La montmorrílloníta presenta déficit de carga en la lámina octaédrica.

La beidelita presenta déficit de carga en la lámina tetraédrica.

La nontronita, mineral rico en Fe, con déficit de carga en la lámina tetraédrica.

La carga de las estructuras dioctaédricas es de -0,60 por unidad de celda, lo que corresponde a una CIC de 80 cmol kg-1 de arcilla.

Las esmectitas trioctaédricas más típicas son la hectorita, con sustitución isomórfica de Mg por Li en la lámina de octaedros; la estevensita, cuyo déficit de carga se debe a que parte de las posiciones octaédricas están libres; y la saponita, que presenta el déficit en la lámina tetraédrica.

Los minerales con espaciamiento basal variable pueden tener cantidades variables de agua entre las láminas. La razón de esta hidratación se puede deber a la carga negativa de las láminas y su relación con el proceso de intercambio de cationes.

Estos cationes tienden a hidratarse, debido a la diferencia en concentración iónica entre la zona interna y externa de la solución suelo, o por la presión osmótica ejercida por la diferencia en la concentración de la solución suelo en la doble capa.

En los minerales con alta carga como las vermiculitas, la cohesión es muy fuerte como para que se forme la doble capa. En cambio, las esmectitas, con baja carga, pueden tomar más agua, dando un espaciamiento basal de 2,0 a 2,1 nm y un volumen de dos veces el de la arcilla seca.

En términos generales, las esmectitas y vermiculitas sufren cambios de volúmenes pronunciados, que dependen de la cantidad de agua disponible en el medio. En condiciones de sequedad, el mineral está contraído. Sin embargó, en el siguiente periodo de humedecimiento, la presión ejercida por la expansión del mineral genera grandes fuerzas que pueden producir daños mecánicos en las raíces de los vegetales o en estructuras sobre la superficie del suelo. Además, durante el proceso de dilatación, la cohesión de las partículas de arcilla disminuye, lo que puede influir en la estabilidad del suelo, pudiéndose producir flujos de masa. Esto último es de gran importancia cuando las arcillas se han depositado en ambientes salobres, en ausencia de CaC03 y están saturadas con tia+ principalmente.

3.2.3. Filosilicatós 2:1:1 o Cloritas.

Presentan una estructura 2:1 expandible, es decir, con espaciamiento basal variable, donde una de las láminas de cationes hidratados ubicada en el espacio interlaminar es reemplazada por una de hidróxidos. Para que estos minerales sean estables, la lámina de hidróxidos o brucita debe ser retenida por atracción electrostática, o sea, la lámina 2:1 debe tener carga neta negativa y _la lámina de brucita tener carga neta positiva, que la obtiene por sustitución isomórfiea de A1+3 por Mg+2,

El espaciamiento basal o grosor de una lámina 2:1:1 es de 1,40 a 1,95 nm, aproximadamente.

3.2.3.1. Cloritas trioctaédricas. Normalmente tienen alto contenido de Fe yo Mg, con bajo contenido de sílice.

La CIC de una clorita no meteorizada es muy baja, ya que la carga es neutralizada en el interior de la estructura. En los suelos, estos minerales se meteorizan eliminando paulatinamente la lámina de brusita y una oxidación de Fe+2. Este proceso incrementa el contenido de agua y la CIC.

3.2.3.2. Cloritas dioctaédricas. Se forman a:partir de la eliminación de los cationes neutralizantes de la carga en la illita, esmectitas dioctaédricas y vermiculitas y su posterior reemplazo por complejos hidroxidicos polinucleares de Al y Fe cargados positivamente, que forman una lámina continua. En la mayoría de los casos, las láminas de hidróxidos no están completas, de modo que estos minerales suelen llamarse seudocloritas.

Las cloritas son los minerales meteorizados más importantes de la fracción arcilla del suelo. También es posible encontrarlos en las fracciones más gruesas.

3.2.4. Filosilicatos de capas mixtas o interestratificados.

Son minerales cuya estructura se basa en el apilamiento de todas las formas posibles de filosilicatos cuyas partículas elementales puedan existir, una encima de la otra, de modo que es posible que ocurran numerosas combinaciones.

Estos minerales están presentes en los materiales parentales del suelo y también se pueden formar por meteorización durante los procesos pedogénicos.

3.2.5. Filosilicatos de capas discontinuas u hormitas.

Son minerales fibrosos que se encuentran generalmente en la fracción arcilla. Sin embargo, investigaciones recientes han mostrado que también se presentan en la fracción limo de suelos en condiciones áridas. Las especies más conocidas son la sepiolita, paligorskita y atapulgita.

3.2.6. Aluminosilicatos no cristalinos y paracristalinos del suelo.

La clasificación de los componentes amorfos o no cristalinos, no está claramente resuelto. Algunos criterios que permiten una caracterización son la carga superficial, la naturaleza de la superficie, la composición química y número de elementos constituyentes y, la organización estructural (a rangos cortos).

Las especies más importantes, desde un punto de vista edafológico, son los alofanes y la imogolita.

Alofanes: se presentan particularmente asociados a suelos derivados de cenizas volcánicas. Se forman durante las primeras etapas de alteración y luego, dependiendo de las condiciones ambientales, evolucionan a minerales de arcilla cristalinos. Presentan una composición química variada, con una ordenación a nivel molecular local y no repetitiva (rango corto de ordenamiento) y presencia de iones Si - 0 - Si. Tienen altos valores de superficie especifica y, una carga negativa interna alta, de origen poco clara, que le permite adsorber grandes

cantidades de cationes desde la solución suelo. Están compuestos por esférulas huecas, de 3,5 a 5,0 nm de diámetro, agregadas entre ellas o con otros constituyentes del suelo. Esto le confiere una estructura débil o suelta, abierta, a lo largo de la cual iones y agua pueden moverse libremente. Sin embargo, existen en su estructura tetraédrica y octaédrica espacios vacíos y defectos estructurales, en los cuales moléculas grandet tales como P04-2 pueden quedar fijadas.

La superficie especifica de estos aluminosilicatos puede alcanzar valores hasta 700 a 1.100 m2g-1.

lmogolita: es el equivalente alofánico rico en Fe. Su morfología correspopnde a fibras tubulares largas, lisas y algo curvadas, cuyo diámetro varia de 1,0 a 3,0 nm. Estas fibras tubulares se asocian paralelamente.

3.3. Oxidos .

Son en su mayoría próductos de neoformación provenientes de la alteración de sedimentos y suelos. Están presentes prácticamente en todos los suelos; los más importantes son los óxidos de Al, Fe, Ti y Mn.

Los óxidos de Al y Fe, depositados en forma de envoltura de los granos minerales, alteran la carga eléctrica, cambian las propiedades de superficie y la capacidad tampón del suelo. Durante la formación y meteorización del suelo, sólo cinco de los nueve cationes más comunes de las rocas forman óxidos estables (Si, Al, Fe, Ti, Mn).

Oxidos de aluminio: la forma simple más importante es la de hidróxido de aluminio Al(OH)3, o gibsita, también llamada hidrargilita. Es común en suelos altamente meteorizados, en clima tropical. Otras especies frecuentes en materiales profundamente lixiviados son la bohemita y diáspora (A10(OH)).

Oxidos de hierro: dos formas de monohidratos se encuentran comúnmente, la goetita ylepidocrocita (FeO(OH)). El término limonita se emplea para describir óxidos de hierro hidratados, pobremente cristalizados (Fe203 * nH20); probablemente ésta sea la forma más importante en que se encuentren en la naturaleza.

Oxidos de magnesio o brucita: es importante desde el punto de vista de la génesis de suelos, ya que su presencia es fundamental para la formación de cloritas.

Oxidos e hidróxidos de manganeso: es importante su presencia en el suelo ya que constituye un elemento esencial en la nutrición de plantas y animales (pirolucita).

Oxidos de titanio: como la anastasa, rutilo e ilmenita, están presentes en suelos muy meteorizados, fundamentalmente en la fracciones arcilla yo limo.

3.4. Sulfatos.

La forma más estable del sulfato de calcio es el yeso. Es poco frecuente en los suelos y está condicionado a la humedad local. Se encuentra en suelos de ambientes áridos y semiáridos. Los suelos presentes en el desierto de la I Región de Chile tienen elevados contenidos de yeso.

Sulfatos de hierro y aluminio no se encuentran en el suelo.

3.5. Carbonatos.Tanto el carbonato de calcio como el de magnesio son minerales muy comunes en los suelos. El aC03 la mayoría de las veces se presenta como calcita y aragonita. El carbonato de calcio y magnesio forma la dolomita. En climas áridos y semiáridos existe la

tendencia a que se acumulen. Estos minerales son importantes fuentes de nutrimentos para las plantas.

3.6. Fosfatos.

Los fosfatos más importantes son las diferentes formas de fosfatos de calcio, puro o en combinación con flúor y cloro, conocido como apatito. Este mineral es la fuente natural de fósforo en los suelos poco meteorizados.

REFERENCIAS.

Battey, M. H. 1981. Mineralogy for students. Longman, London, N.Y. 355 p.

Berry, L. G, Mason, B, Dietrich, R. 1983. Mineralogy. Freeman and Company.

 Sn Francisco. 561 p.

Besoaín, E. 1985. Mineralogía de arcillas de suelos. IICA, San José, Costa Rica. 1205 p.

De Coninck, F. 1978. Physico-Chemical aspects of pedogenesis. ITC, Rijsuniversiteit Gent, Belgium. 150 p.

Dixon, J. 1977. Minerals in Soil Environments. SSA. Madison, Wisconsin, USA. 974 p.

 

Capitulo V

EL SUELO COMO SISTEMA QUÍMICO

María Adriana Carrasco Rimassa

Químico M.Sc.

Departamento de Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales Universidad de Chile.

El suelo es una mezcla de sólidos, inorgánicos y orgánicos, aire, agua y microorganismos, donde ocurren reacciones, muchas de las cuales son catalizadas por microorganismos. Desde el punto de vista químico interesan todas las reacciones, especialmente las relacionadas con la

solución del suelo y la parte inorgánica. Aun cuando es difícil hacer una separación estricta de las reacciones inorgánicas de las reacciones bioquímicas, la química de suelos se aboca principalmente al estudio de la parte inorgánica, dejando la parte orgánica a la bioquímica y microbiología de suelos.

1.                   PRINCIPIOS QUÍMICOS

Para describir el comportamiento químico del suelo es necesario conocer previamente algunos conceptos relacionados con la química pura y el equilibrio químico y, analizar algunas interacciones entre los solutos y el agua, y entre los solutos mismos.

1.1. Interacciones ión-agua

El grado de ruptura de la estructura del agua, más el grado de formación de estructuras de un nuevo ión o soluto-agua se mide por el calor de hidratación.

Los calores de hidratación (- H) se determinan directamente en un calorímetro al medir la cantidad de calor producido cuando se agrega una cantidad conocida de iones a una cantidad conocida de agua. En el Cuadro 1 se dan valores de - H para los iones más conocidos en los suelos.

El H disminuye al aumentar el radio iónico. Esta tendencia de fuerza decreciente o menor interacción al aumentar el tamaño iónico se da a menudo en los fenómenos químicos del suelo.

El grado de hidratación (reflejado por los valores de - H) se incrementa al aumentar la carga iónica, puesto que aumenta la densidad de carga. Dentro de cada grupo de valencia, el - H de hidratación disminuye al aumentar el tamaño iónico, ya que disminuye la densidad de carga.

Los altos calores de hidratación de los iones trivalentes apoyan la idea que ellos existen en solución como especies altamente hidratadas, tales como el Fe(H20)6+ y el A1(H20)6

+3, los que se comportan como un solo ión grande.

Cuadro 1.   Calores de hidratación (- H) a 254 C

Ion

Radio Calor de

cristalográfico hidratación

(A) (Kcal./mol)

H+ -- -258

N++ O,95 -95

K 1,33 -75

Mg+2 0,65 -456

Ca 0,99 -377

Ba+2 1,35 -308

Mn+2 0,8 -438

Fe 0,76 -456

Cd+2. 0, 97 -428

Hg 1,1 -430

Pb+3 1,2 -350

Al 0,5 -1109

Fe+3 0,64 -1041

C1- 1,81 -90

Fuente: Bohn et al (1979)

1.2.             Interacciones soluto-soluto

Todos los iones disueltos, así como las moléculas disueltas, están rodeados de moléculas de agua perturbadas por, o en algún grado asociadas con, el soluto. El concepto de actividad considera interacciones electrostáticas de largo rango (> 5 A).  Las interacciones Ion-Ion más cercanas (< 5 A) se denominan iones complejos o pares iónicos.

1.2.1.        Actividad

La interacción de corto rango de los iones con las moléculas de agua y las interacciones de largo rango entre los iones, afectan las propiedades (coligativas) de las soluciones. Las propiedades coligativas incluyen la presión osmótica, la elevación del punto de ebullición, la disminución del punto de congelamiento y el potencial químico. El potencial químico (actividad) es la fuerza conductora para las reacciones de los solutos.

La actividad del Ion k se define como donde a es la actividad, f es el coeficiente de actividad y K es la molaridad.

 

La actividad es adimensional; por lo tanto, f tiene     las unidades de litro/mol. Sin embargo, algunos investigadores prefieren que la actividad tenga la unidad mol/litro y, en ese caso, f es adimensional.

La actividad de una sal es el producto de las actividades de sus iones elevadas a las potencias correspondientes, según el número de moles que componen la sal. Por ejemplo, la actividad del CaCl2 es:

Un soluto ideal tiene un coeficiente de actividad uno. La desviación del coeficiente de actividad de la unidad expresa el grado de desviación del comportamiento ideal.

El coeficiente de actividad se define como

A medida que la concentración molar (K) tiende a cero, f tiende a 1, es decir, a medida que el soluto se diluye con el solvente los iones solutos interactúan menos y se comportan más idealmente.

La interacción entre los iones aumenta con la concentración y con el cuadrado de la carga iónica. El parámetro que incluye los efectos concentración y carga iónica es la fuerza iónica dada por la relación

Donde K es la molaridad y z es la carga de cada Ion i. La fuerza iónica estima la concentración iónica efectiva al tomar en cuenta el gran efecto de la carga iónica sobre las propiedades de la solución.

1.2.2 Coeficientes de actividad

Las propiedades de los iones individuales son imposibles de ser medidas directamente. Por ello, Debye y Húckel propusieron una ecuación para calcular los coeficientes de actividad, en la cual suponían que los iones interactuaban electrostáticamente como partículas de tamaño cero. Como la ecuación fallaba a concentraciones mayores de 0,01 M, fue modificada a la ecuación llamada de forma extendida, la cual es válida para fuerzas fónicas 5 0,1

Donde A y B son constantes (con valores 0,51 y 0,33, respectivamente) para las soluciones acuosas a 25ºC y ak es un parámetro del ión determinado experimentalmente, denominado "distancia del acercamiento más estrecho", por la similitud de sus valores al diámetro del Ion hidratado.

1.2.3. Iones complejos y pares fónicos

Cuando los iones interactúan entre sí estrechamente, pueden enlazarse y perder sus identidades separadas al formar iones complejos o pares iónicos.

Los iones complejos se definen como la combinación de un catión central con uno o más ligandos. Un ligando es cualquier ión o molécula en la esfera de coordinación del ión central. Por ejemplo, la molécula de agua en el caso del complejo A1(H20)6+3. Los ligando distintos del agua penetran la esfera de hidratación del Ion central y reemplazan uno o más de las moléculas de agua internas.

Por otro lado, los pares iónicos están formados por la unión del ligando fuera de la esfera interna de solvatación, los iones hidratados están unidos electrostáticamente y se comportan como una sola unidad por un periodo considerable.

En la Figura 1, se muestra un diagrama hipotético de un ión complejo y de un par fónico.

Figura 1. Diagramas hipotéticos de unión complejo y de un par fónico (M+ = catión central y A- = ligando).

Los iones complejos y pares iónicos son sinónimos de los complejos de esfera interna y externa , respectivamente. Muchos cationes alcalino-térreos y de metales de transición en las soluciones del suelo están como iones complejos y pares iónicos.

Iones complejos. La formación de los iones complejos es el resultado de las fuerzas de atracción entre catión y anión que ganan en la competencia entre los cationes y el H+ por los distintos ligandos, incluyendo el agua. Por ejemplo, en la extracción del aluminio reactivo del suelo con fluoruro, ocurren las reacciones:

Donde la constante de estabilidad del Ion complejo es

Las moléculas de agua como ligando no se incluyen por estar en un medio acuoso.

Considerando que simultáneamente el H+ compite por el Ion fluoruro (Ecuación 7), al combinar las ecuaciones 6 y 7 se obtiene

Así, la concentración del Ion complejo AlF+2 aumenta a concentraciones mayores de HF y Al +3 disminuye al aumentar la acidez. Un aumento en la concentración del ligando F- favorece el reemplazo de los ligandos agua alrededor del Al+3 hasta que todo el Al+3  está presente como AlF6-3

Los ligandos pueden ser monodentados, es decir, ocupan solamente una posición en torno a un catión central, y polidentados cuando ocupan dos o más posiciones alrededor de un solo catión central.

Los ligando polidentados generalmente son moléculas orgánicas grandes y se denominan quelatos. Estos ligandos se caracterizan por su alta fuerza de unión; por ello, el nombre de quelato, derivado de la palabra griega para definir pinza. La materia orgánica del suelo adsorbe fuertemente al Cu+2, Zn+2, Fe (II y II) y otros iones de metales de transición. Es probable que la materia orgánica del suelo se una a dichos cationes metálicos formando quelatos o complejos.

Los agentes quelantes se pueden ejemplarizar en el EDTA o sal disódica del ácido dietilendiaminotetracético). En el Cuadro 2 se presentan las constantes de algunos quelatos, las que dan muestra de su gran estabilidad.

Los quelatos son solubles y mantienen al Fe, Zn y Cu en la solución suelo. Tales complejos proporcionan estos iones a las plantas. Los quelatos se usan para extraer los micronutrientes y los iones de metales pesados de los suelos.

Pares- iónicos. Los pares iónicos se escriben como Ca•S04 y Ca•C03, o como Ca-S04º y Ca•C03°, para distinguirlos de los compuestos sólidos. Los pares iónicos Ca-S04º y Ca•C03° son especialmente importantes porque dan cuenta de la sobresaturación aparente de CaC03 en muchas aguas subterráneas y aguas de drenaje de regiones áridas.

Cuadro2. Constantes de estabilidad de algunos quelatos.

Ion metálico logK

Na+ 1,7

Ca+2 10,7

Mn+2 13,8

Fe+2 14

Cu+2 18,5

Zn+2 16,3

Al+3 16,1

Fe+3 25

Fuente: Sillen and Martell (1971).

El Mg también forma pares iónicos con el sulfato y el carbonato en muchas aguas naturales. La formación de pares iónicos aumenta al aumentar la carga y la concentración. Los iones de metales alcalinos tales como Na+ y K+ forman pares iónicos solamente en suelos altamente salinos y en aguas salinas.

El considerar la formación de un par iónico y de un Ion complejo ha incrementado enormemente el conocimiento de las fases sólidas que regulan las concentraciones iónicas en muchas soluciones de los suelos.

1.2.4. Constantes de equilibrio

Las fuerzas de asociación entre las especies en solución se expresan por las distintas constantes de equilibrio:

a) Constantes de estabilidad (formación). Se refieren a los iones complejos y pares iónicas. Sus valores son mayores de 1, ya que son compuestos solubles (Cuadro 2). Mientras mayor sea el valor de la constante más estable es el compuesto.

b) Constantes de hidrólisis y de desprotonación. Se refieren a la pérdida de H+de las moléculas de agua que están como ligando asociadas a cationes centrales. La salida de un H+ de la capa de solvatación del Ion hexaquohierro(III)

Es en efecto una hidrólisis, porque se disocia una molécula de agua. La constante de hidrólisis (desprotonación), ignorando el agua de los ligandos, es

El Ion Fe(H20)6+3 es un ácido más débil que los ácidos sulfúrico y nítrico, pero más fuerte que el

ácido fosfórico. Mientras menor sea la constante de hidrólisis, más débil es el ácido.

La hidrólisis continúa progresivamente a valores de pH más alto, dando

FeOH(H20)5+2 ----------------------------Fe(OH)2(H20)4

+ + H+                      (12)

Y

Fe(OH)2(H20)4+-------------------------Fe(OH)3•(H20)3 + H+                         (13)

La especie  Fe(OH)3•(H20)3 pierde cuatro moléculas de agua y precipita como Fe00H.

Las reacciones de hidrólisis de Al+3 son análogas a las de Fe+3, pero el Al es menos acidico. La pérdida del primer ión H+ del Al(H20)6+3 ocurre a pH 5. La hidrólisis del segundo y tercer hidrógeno ocurre a valores de pH ligeramente más altos y se complica por la polimerización de los productos de la hidrólisis y por una lenta precipitación de Al(OH)3.

c) Productos de solubilidad. Las impurezas en el sólido alteran su producto de solubilidad. El estado del sólido y, por ello, su producto de solubilidad (Kps), pueden también ser dependientes del tiempo en la medida que los cristales crecen en tamaño y pierden tanto las aguas de hidratación y ocluida como los iones coprecipitados. El Kps generalmente disminuye, es decir, el sólido se hace menos soluble al aumentar la pureza del cristal, el ordenamiento y el tamaño de los cristales y, al disminuir la hidratación de los cristales. Las reacciones en la fase sólida, son a menudo excesivamente lentas al compararlas con las reacciones en la fase liquida.

Aún se sabe poco respecto del porqué las impurezas afectan al producto de solubilidad. Si las impurezas formaran una solución sólida ideal, el cambio en la solubilidad seria una función directa de las respectivas fracciones molares de los componentes. Por ejemplo, la presencia de sólo un bajo porcentaje molar de Mg+2 en el CaC03 cambia marcadamente la solubilidad al romper la estructura del cristal de CaCO3. Así se tiene que la solubilidad del CaC03 es de 0,0014 g/100 mL de agua a 254C, mientras que la del CaC03•MgCO3 (dolomita) es de 0,0078 g/100 mL de agua a 18ºC.

Las moléculas de agua son ignoradas en las constantes de estabilidad y en los productos de solubilidad. Las actividades del agua y de las fases sólidas se suponen igual a la unidad. El suponer la actividad unitaria para la fase sólida, es una buena suposición si la fase sólida está bien definida. Es una suposición pobre si el sólido consiste de un rango de soluciones sólidas

que son lentas para alcanzar el equilibrio, o si la fase sólida está compuesta de cristales de cristalinidad muy variable.

2. SISTEMA DE UNIDADES

La unidad numérica básica en química es el mol o número de Avogadro (6,022 x 1023). La unidad de conversión de masa a moles es el peso atómico-gramo o el peso molecular-gramo, la masa en gramos de un mol de átomos, iones o moléculas. Para fines químicos los iones tienen la misma masa de sus átomos, ya que la masa de los electrones es insignificante.

La mayoría de las reacciones químicas ocurren en soluciones, las que se miden por volumen. La unidad que expresa el número de iones o moléculas en una solución es la molaridad (M), o número de moles por litro.

El número de moles de productos y reactantes son a menudo distintos, como en la reacción:

Sin embargo, los números de equivalentes químicos son iguales. Equivalentes son el número de moles dividido por: a) el número de moles de H+ u OH-1 que reaccionan con un mol de sustancia, o b) el número de "moles" o Faradays de electrones que un mol de la sustancia acepta o da.

En la Ecuación 1, "cuatro equivalentes de hidrógeno reaccionan con cuatro equivalentes de oxigeno". El producto de la reacción generalmente no se expresa en equivalentes.

La correspondiente unidad volumétrica, equivalente por litro de solución, es la normalidad (N).

Los equivalentes y normalidades se definen de acuerdo con las reacciones involucradas. Por ejemplo, un mol de ácido perclórico según las reacciones

a) HC104 dil. + OH-\===========\       C104- + H20

b) HC104 conc. + 8 e + 7 H+ \===========\    C1- + 4 H20

c) HC104 + 7 e + 7 H+  \===========\    1/2 C12 + 4 H20

Puede tener varios equivalentes: 1; 8 ó 7.

2.1. Sistema Internacional de Medidas.

El Sistema Internacional de Medidas (SI) es una ligera modificación del sistema métrico de unidades y un intento de estandarizar las unidades entre muchas disciplinas.

El SI se basa en siete unidades fundamentales (Cuadro 3), a partir de las cuales se derivan otras. Las unidades básicas incluyen el mol, el kilogramo y el segundo. Un mol es el número de Avogadro de átomos o carga.

Cuadro 3. Unidades básicas del SI

Cantidad Unidad Símbolo

Longitud metro m

Masa kilogramo kg

Tiempo segundo s

Corriente eléctrica ampére A

Temperatura termodinámica kelvin K

Cantidad de sustancia mol mol

Intensidad luminosa candela cd

Para mayor claridad, el SI recomienda cambios en la escritura de números y unidades. Las recomendaciones incluyen evitar el uso de la raya de fracción (/), usar prefijos para los números grandes o pequeños (Cuadro 4) y estandarizar el punto decimal. La raya de fracción se elimina colocándoles a las unidades en el denominador un exponente negativo; por ejemplo, m/s se escribirá m s-l. Los números grandes se escriben sin puntuación y con un espacio para separar los miles, quince mil debería ser 15.000. El uso de punto decimal y. de la coma es confuso; en Europa tienen un significado y en Estados Unidos de Norteamérica tienen el inverso. En el SI, tanto el punto como la coma indican punto decimal (Bohn et al., 1979).

Cuadro 4. Algunos prefijos del SI más usados

Prefijo Múltiplo Símbolo

Mega 1012 M

Kilo 103 k

Deci 10_1 d

Centi 10_1 c

mili 10_3 m

Micro 10_6 µ

Nano 10_9 n

Las unidades usadas históricamente para las propiedades químicas del suelo y las propuestas , de acuerdo con el SI, se indican en el Cuadro 5.

2.2. Capacidad Y composición de intercambio

Tradicionalmente los científicos de suelos han expresado la capacidad de intercambio catiónico (CIC) en miliequivalentes (meq) por 100 g de suelo. En el SI, las propiedades de intercambio pueden expresarse como moles de carga (ya sea positiva (p+) o negativa (p-) por unidad de masa (Thien and Oster, 1981).

Por ejemplo, los cationes de intercambio de un suelo que contiene 0,2 cmol(+) de Na+; 0,cmol(+) de K+; 2 cmol+2) de Ca+2 (4 cmol de 1/2 Ca   o 4 cmol p+) y 1 cm cmol(+) de Mg (2 cmol 1/2 Mg2 o 2 cmol p+) por kilogramo se puede informar en la forma tabular:

Cationes intercambiables Sumatoria de bases

K+ Na+ Ca+2 Mg+2 [K++Na++Ca+2+Mg+2  

meq / 100 g

0,2 0,1 4,0 2,0 6,3

cmol(+) kg-1

0,2 0,1 4,0 2,0 6,3

En el Cuadro 5 se indican las unidades SI propuestas para reemplazar a las unidades usadas hasta ahora en química de suelos. Cabe destacar que las unidades SI son las que se están exigiendo en las publicaciones internacionales.

Cuadro 5. Unidades usadas y propuestas en química de suelos

Propiedad Unidad SI Unidad tradicional

Conductividad eléctrica  (CE) dS,m-1 mmho/cm

Capacidad de intercambio cationico (CIC) cmol(+) kg-1 meq/100 g

Cationes de intercambio cmol(+) kg meq/100 g

Contenido de materia organica (MO) g kg-1 %

Contenido de macroelementos g kg-1 %

Contenido de microelementos mg kg-1 ppm

3. DESARROLLO DE CARGA EN EL SUELO

La reactividad de los suelos se debe a dos propiedades: el área superficial y la carga superficial. El área superficial depende del tamaño y forma de las partículas. En un suelo mineral el área superficial total se atribuye a las partículas del tamaño arcilla y a la materia orgánica del suelo. El desarrollo de carga en los suelos está estrechamente asociado con estas dos fracciones, aun cuando las fracciones tamaño arena y fina pueden contribuir a la capacidad de intercambio catiónico, si hay presente vermiculita gruesa granulada. Barticevic et al (1976) lo han detectado en suelos del área de Colina.

El desarrollo de cargas en los suelos ocurre como resultado de la sustitución isomórfica y de la ionización de grupos funcionales sobre la superficie de los sólidos que conforman la matriz del suelo. Estos dos mecanismos dan origen a la carga permanente y carga dependiente del pH, respectivamente.

3.1.Carga permanente

Se origina por sustitución isomórfica, proceso en el cual se sustituye un Ion por otro de tamaño similar dentro del retículo cristalino. El ión sustituyente puede tener una carga mayor, igual o menor que la del ión sustituido. Si un catión de menor valencia sustituye a otro de mayor valencia, por ejemplo, Mg+2 por Al+3, o2 Al+3 por Si+4, quedan cargas negativas sin balancear sobre el 0 y los iones OH de la estructura mineral, proporcionando una carga negativa. Aun

cuando la sustitución isomórfica puede generar carga positiva y negativa, es más común que origine carga negativa (Bohn et a], 1979)

La sustitución isomórfica ocurre en su mayor parte durante la cristalización de los minerales de arcilla. Por lo tanto, la sustitución isomórfica es independiente del medio, es decir, del pH y de la concentración de electrolito o ambiente iónico.

La sustitución isomórfica es la fuente principal de carga negativa en los silicatos laminares del tipo 2:1 y 2:1:1, y es de poca importancia en los minerales del tipo 1:1.

3.2. Carga dependiente del pH

En cierto tipo de suelos, si se determina la carga superficial a distintos valores de pH, midiendo la adsorción de un catión y de un anión determinados, generalmente Na+ y C1-, se encuentra que al pasar de pH ácido a alcalino la adsorción del anión tiende a cero mientras que la del catión aumenta a medida que el pH se hace más alcalino (Carrasco y Sadzawka, 1985).

La carga positiva desarrollada a pH bajo (ácido) y el exceso de carga negativa desarrollada a pH alto (alcalino) se llama carga dependiente del pH.

Normalmente los suelos que presentan carga dependiente del pH, también presentan carga dependiente de la concentración de electrolito y por ello se habla de carga dependiente del pH y de la concentración de electrolito.

La carga dependiente del pH se origina por ganancia o pérdida de H+ de los grupos funcionales sobre las superficies de los sólidos del suelo. Los grupos funcionales incluyen hidróxidos [-OH) carboxilos [-COOH) fenoles [-C6H40H) y aminas [-NH2). La carga que se desarrolla a partir de estos grupos funcionales depende principalmente del pH de la solución, el cual regula el grado de protonación o desprotonación del grupo funcional (Bohn et al, 1979). Entre los sólidos del suelo capaces de generar carga dependiente del pH están los silicatos laminares, los óxidos e hidróxidos, el alofán y la materia orgánica.

La pérdida o ganancia de iones H+ puede ocurrir por: ionización de los grupos silanol y aluminol, desprotonación o protonación de las superficies de los óxidos e hidróxidos de Fe y Al, la presencia de alofán, imogolita y para-alofán, y por la desprotonación de grupos orgánicos. El detalle de los mecanismos de generación de cargas han sido analizados por Carrasco y Sadzawka (1985).

La carga total del suelo es la suma algebraica de sus cargas positivas y negativas. La contribución relativa de la carga permanente y de la carga dependiente del pH depende de la composición del coloide y del ambiente iónico en el cual se formó el suelo (Bohn et al, 1979).

La caolinita tiene carga dependiente del pH en los bordes cristalinos, la que se generaría por protonación o desprotonación de los grupos aluminol (-AlOH) y silanol (-SiOH) superficiales. Para caracterizar la acidez de dichos grupos, Jackson citado por Bohn et al (1979), asignó valores de pKa de 5,0 al grupo Al(OH2), de 7,0 al grupo (A1-OH-Si)+0,5, y 9,5 al grupo SiOH. Dado el alto valor del pKa de los grupos SiOH, las variaciones en la carga dependiente del pH en los silicatos laminares están más asociados con la protonación y desprotonación reversibles de los grupos AlOH expuestos.

Los ácidos débiles están disociados en un 50% cuando el pH del medio es igual a sus pKa. Así, en el caso del grupo silanol con un pKa de 9,5, estaría disociado en un 50 % a pH 9,5; por lo tanto, su contribución a la carga negativa del suelo es mínima dentro del rango de pH normal en los suelos agrícolas.

Los iones hidroxilo expuestos sobre las superficies planares de los minerales también se caracterizan por los altos valores de PKa y contribuyen a la carga dependiente del pH solamente a pH muy alto.

La contribución de los grupos OH de los bordes a la carga dependiente del pH se relaciona tanto con la acidez de los grupos de los bordes como con el área superficial de los bordes (Bohn et al, 1979). En los minerales tipo 2:l, tales como la montmorillonita, los grupos funcionales son débilmente acídicos y se disocian solamente a pH alto. Además, la cantidad de superficie en los bordes de los minerales 2:1 es pequeña respecto de la superficie basal (planar). Las dimensiones de las partículas en el plano horizontal (a-b) son 10 a 20 veces mayores que las dimensiones en el plano vertical (c). Por otro lado, la caolinita tiende a apilarse en la dirección c, aumentando el área relativa de los bordes en relación con el área planar basal. Por lo tanto, la carga dependiente del pH es más importante para la caolinita que para las smectitas o vermiculitas. Como regla sólo un 5 a 10% de la carga negativa sobre los silicatos laminares es dependiente del pH, mientras que un 50% o más de la carga desarrollada en las arcillas y minerales 1:1 puede ser dependiente del pH.

Los suelos altamente meteorizados, ricos en óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, tienen cargas dependientes del pH. Estos materiales están como recubrimientos y entre las láminas de las arcillas minerales cristalinas. Al exponerse a la humedad sus superficies se hidroxilan. Las cargas se desarrollan sobre estas superficies hidroxiladas ya sea por disociación anfotérica de los grupos hidroxilo superficiales o por adsorción de iones H+ u OH- (Tiesdales et al, 1985).

4. INTERCAMBIO IONICO

El intercambio iónico en los suelos es un proceso reversible en el cual un tipo de catión o anión retenido sobre la fase sólida del suelo es intercambiado por otro tipo de catión o anión presente en la fase liquida del suelo. El intercambio también puede ocurrir entre dos superficies cuando están en contacto. De los dos intercambios, el catiónico generalmente es más importante, ya que la capacidad de intercambio aniónico de la mayoría de los suelos agrícolas es mucho menor. Esta propiedad de intercambio catiónico es uno de los rasgos más importantes que distingue a los suelos de otros medios para el enraizamiento de las plantas (Tisdales et al, 1985).

Las fracciones del suelo que presentan sitios de intercambio iónico son los componente minerales y orgánicos con diámetros efectivos de partículas menores de 20 μm. Esto incluye una parte del limo y toda la fracción arcilla (< 2 μm) y la materia orgánica coloidal.

4.l. Intercambio catiónicó

La carga negativa responsable del intercambio catiónico se genera a través de los mecanismos de sustitución isomórfica y de disociación de H+ de ciertos grupos funcionales inorgánicos (ya analizados en la Sección 2) e orgánicos, especialmente de los grupos carboxilicos [-COOH) y fenólicos [-C6H40H ]. Muchos grupos carboxilicos se disocian a pH bajo 7, dejando un sitio con carga negativa según la reacción

-COOH \============\ -COO- + H+

Se estima que un 85 a 90 de las cargas negativas de la materia orgánica se debe a estos dos grupos. Los grupos enol [-COH=CH] e imido [>NH) contribuyen a la carga negativa de la materia orgánica. Toda la carga sobre la materia orgánica depende del pH. La especies orgánicas [R) unidas a grupos funcionales OH o NH2 pueden protonarse para proporcionar las especies [ROH2]+ o [R-NH3]+ capaces de adsorber aniones.

4.1.1. Capacidad de intercambio catiónico

La cantidad de cationes adsorbidos por el suelo en un proceso reversible, a un valor de pH determinado, se denomina Capacidad de intercambio catiónico (CIC). Se expresa en miliequivalentes por 100g de suelo seco a 105ºC o en cmol(+) kg-1 en el sistema de unidades SI.

La CIC es una de las propiedades químicas importante en los suelos y generalmente está muy relacionada con la fertilidad del suelo.

La CIC de un suelo depende del contenido y tipo de arcilla, el contenido de materia orgánica y, los factores expermentales usados durante su medición, tales como pH y naturaleza de los cationes saturante y reemplazante. El pH es especialmente importante en los suelos con carga dependiente del pH.

4.1.1.1.Factor pH. El efecto del pH sobre la medición de la CIC, considerando su efecto en la materia orgánica y en los silicatos laminares, se puede observar en el Cuadro 6.

Cuadro 6. Efecto del pH sobre la CIC promedio de 60 suelos de Wisconsin.

CIC promedio para 60 suelos (meq/100g)

Materia Silicatos

PH orgánica laminares Suelo total

2,5 36 38 5,8

3,5 73 46 7,5

5 127 54 9,7

6 131 56 10,8

7 163 60 12,3

8 213 64 14,8

Fuente: Helling et al (1964)

Estos datos enfatizan la dependencia de la carga sobre la materia orgánica del pH, aún a valores de pH bajos. La CIC tanto de la materia orgánica como de los silicatos laminares aumenta al subir el pH del suelo, siendo mayor el aumento para la fracción orgánica.

4.1.1.2. Naturaleza de los cationes reemplazante y, saturante. La naturaleza de los cationes saturante y reemplazante afecta las mediciones de la CIC debido a que los cationes experimentan distintas fuerzas de atracción hacia las superficies coloidades según sea su calor de hidratación.

El calor de hidratación depende de la carga y del radio iónico. Según los valores indicados en el Cuadro 2, el calor de hidratación es menor o igual a 258 kcal/mol para los cationes monovalentes, varia entre 308 y 456 kcal/mol para los divalentes y para los cationes trivalentes es del orden de 1 000 kcal/mol. Dentro de cada grupo de valencia, se tiene que a mayor tamaño iónico menor calor de hidratación, menor grado de hidratación y, por lo tanto, mayor fuerza de adsorción. En el Cuadro 7 se muestran algunos resultados informados por Ravina y Gurovic (1977). Se observa que efectivamente la CIC depende de la naturaleza de los cationes saturante y reemplazante.

La CIC de un suelo estará afectada por la naturaleza y cantidad de coloides minerales y orgánicos presentes. Como regla, los suelos con grandes cantidades de arcilla y materia orgánica tendrán capacidades de intercambio catiónico más altas que las de los suelos arenosos y con poca materia orgánica. También los suelos con coloides predominantemente 2:1 tendrán mayores CIC que los suelos con predominio de coloides minerales 1.l.

Cuadro 7. Efecto de los cationes saturante y reemplazante sobre la CIC de un suelo con pH 7,4, l,9% de materia orgánica v 59% de arcilla.

CIC suelo saturado con:

Catión reemplazante

Na+ Ca+2Radio iónico

Calor de hidratación

cmol(+) kg-1 A kcal mol-1

Na+ 48,5 42,3 0,6 -121

K+ ----- -42,9 0,95 -95

Mg+2 53,9 47,8 0,65 -456

Ca+2 50,1 ----- 0,99 -377

Ba+2 45,2 53,7 l,35 -308

Fuente: Ravina y Gurovich (1977)

En el Cuadro 8 se muestran valores de la CIC para suelos de distinto origen y contenidos variables de arcilla y materia orgánica.  El bajo valor de la CIC del Suelo 152 indica que tendría arcillas predominantemente l:1. En las regiones VI y VII nuevamente se observa el efecto del tipo arcilla, al comparar los suelos Pilpoy y Loma Grande con contenidos de arcilla y materia orgánica muy similares, tienen una CIC muy distinta. En el suelo Loma Grande, la arcilla debe ser del tipo 2:1 o 2:l:1. En cambio, el suelo Limanque, que también tiene un contenido bajo de arcilla, presenta una CIC similar a la de los suelos vertisoles. Ello se debe al mayor contenido de materia orgánica y a la presencia de compuestos con carga variable, hecho muy característico en los suelos de origen volcánico. El suelo Limanque marca el límite norte de los suelos de origen volcánico con carga variable.

Entre los suelos de origen volcánico con carga variable se observan diferencias importantes en los valores de la CIC. Esta es mayor en los suelos menos evolucionados, los que se caracterizan, entre otros factores, por un alto contenido de materia orgánica.

Generalmente, los minerales coloidales 1:1 tienen una CIC de 1 a 10 meq/100 g; los minerales coloidales 2:1 como la montmorillonita y la vermiculita, una CIC de 80 a 150 meq/100 g, las cloritas 2:l y las micas 2:l, de 20 a 40 meq/100 g; y los coloides orgánicos de 100 a 300 meq/100 g.

Cuadro 8. Valores de la CIC para suelos chilenos con contenidos variables de arcilla y materia orgánica.

Profundidad Arcilla Materia

OrganicaCIC

Suelo Clasificación cm % cmol(+)/kg

IV Región(1)

109 ----- 0-8        14,9 2 8,6

152 ----- 0-8        34,4 2,3 11,8

300 ----- 0-10      16,8 l,7 22,9

I V y VII Región(2)

Pilpoy Alfisol 10-11     14,3 3,2 7,4

Mcarena Entiso 10-16     13,9 2,4 16,2

Loma Grande Entisol 0-12      14,8 2 20,7

Lo Cardos Vertisol 0-26      60,0 l,9 41,5

Limanque Inceptisol 0-15     14,7 8,3 46

Polonia Vertisol 0-15     50,9 5,9 46,4

Suelos de origen volcánico(3)

Longaví ----- 0-16      16,2 10,7 38,9

Paicaví ----- 0-20      31,5 13,5 45,5

Corte Alto ----- 0-8       31,5 30,6 77,5

 

 

 

 

 

Capitulo VI

EL SUELO COMO SISTEMA FISICO

Carlos Benavides Zavala

Ingeniero Agrónomo

Departamento de Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales

Universidad de Chile

l. INTRODUCCION

Del análisis de la relación entre los factores físicos del suelo y la productividad de las plantas cultivadas, se puede extraer un marco conceptual apropiado para orientar una revisión sucinta, de los aspectos primordiales del suelo como sistema físico.

Los factores que afectan directamente el comportamiento vegetal, desde un punto de vista estrictamente físico, son: las condiciones hídricas, térmicas, de aireación y de resistencia mecánica de los suelos. Estas corresponden en su mayoría a niveles o variables de estado del sistema suelo, que poseen un marcado significado fisiológico.

Al considerar niveles se está diciendo que lo relevante es el aspecto dinámico, lo cual está relacionado con la existencia de flujos transientes de materia y energía dentro y a través de los límites del sistema, determinando que sus condiciones varíen tanto en el tiempo como en el espacio. Esta visión del sistema implica además, que el resto del contexto físico de los suelos, participa de manera pasiva o indirecta sobre la productividad vegetal.

Dicho de otro modo, las propiedades físicas inherentes tales como densidad aparente, textura, agregación y distribución de poros, por citar algunas, están relacionadas con la productividad de los cultivos, sólo a través de sus efectos sobre las condiciones dinámicas del sistema. Esto se debe a que modifican las propiedades conductivas y de almacenamiento de los suelos. Desde el punto de vista de la estructura lógica del sistema, estas propiedades corresponden a variables endógenas y constantes.

Dado que las condiciones dinámicas dependen también del manejo y definiendo ésta como una variable exógena al sistema suelo, se puede concluir, en consecuencia, que las propiedades físicas inherentes no bastan para definir totalmente la calidad del  suelo como medio de crecimiento para las plantas. Siendo necesario precisar simultáneamente la naturaleza y las interacciones de las variables endógenas y exógenas relevantes.

La idea que el aspecto dinámico del suelo como sistema físico es lo importante, requiere enfatizar la necesidad de conectar su comportamiento a variables exógenas que escapan a la manipulación tecnológica en gran escala como lo es el clima. De hecho, un mismo grupo de variables endógenas, en condiciones de manejo constante, determinaría un comportamiento dinámico diferente del sistema, si se le expone a la influencia de condiciones climáticas distintas.

Por último, el aspecto planta se debe considerar por cuanto obliga a especificar los niveles requeridos, lo cual proporciona la información que permite definir, al menos en teoría, una estrategia de manejo para alcanzar el tipo de comportamiento buscado. Las plantas cultivadas varían en exigencias según la especie, etapa fenológica y propósito agrícola.

Las propiedades físicas del suelo proporcionan información útil para seleccionar el método de manejo requerido, a objeto de conseguir o mantener regímenes de potencial hídrico, aireación, temperatura y resistencia mecánica, dentro de intervalos apropiados. Esto presupone un cierto nivel de conocimiento de las leyes que gobiernan la naturaleza física del suelo, así como la habilidad de usar métodos para determinar sus propiedades, con el fin de disponer de criterios para predecir, diagnosticar y modificar adecuadamente sus condiciones.

El objetivo de estas notas es revisar de manera general dichas leyes, poniendo énfasis en el aspecto hídrico debido a que es el factor que regula el comportamiento de las otras variables.

2. EL SUELO COMO SISTEMA FISICO.

Desde un punto de vista físico, el suelo corresponde a un sistema trifásico de gran complejidad,.en el cual la proporción relativa de las fases varía continuamente debido a su carácter de sistema abierto.

Constituido por sólidos, líquidos y gases, se le define como un sistema heterogéneo, particulado, disperso y poroso, en el cual el área interfasial por unidad de masa puede ser muy

grande (cientos de miles de m2/kg) constituyendo una propiedad (superficie especifica) de gran significado para el comportamiento físico, químico y biológico del suelo. Al respecto, la actividad interfasial origina una diversidad de fenómenos tales como adsorción de agua y sustancias químicas, intercambio iónico, adhesión, contracción, expansión, dispersión, floculación y capilaridad.

La fase sólida consiste de partículas que varían en composición química y mineralógica, como también en tamaño y forma. Estos materiales inorgánicos se encuentran integrados con restos orgánicos, en diversos estados de alteración y con productos de neo síntesis derivados de la actividad microbiológica. Por otra parte, la organización tridimensional de los componentes sólidos del suelo determina las características geométricas de la matriz y por defecto, las del espacio poroso en el cual las fases liquidas y gaseosas son retenidas y transportadas.

La fase liquida, denominada solución suelo, es una solución acuosa que contiene solutos orgánicos e inorgánicos, sustancias, sólidas en suspensión y gaseosas disueltas. Caracterizada por desplazamientos muy lentos, la fase liquida prácticamente se encuentra confinada en las interfases sólido-liquido-aire, presentándose ya como delgadas películas sobre las partículas sólidas cuando el suelo está relativamente seco, o llenando poros cuando la relación de líquidos a sólidos es amplia.

La composición de la fase gaseosa es similar a la atmosférica, pero difiere en la proporción de oxigeno, vapor de agua y dióxido de carbono, dependiendo de las condiciones de aireación de cada suelo. En general, la fase gaseosa se caracteriza por dos aspectos: a) su relación de gases es mucho más variable que en la atmósfera exterior A y b) permanentemente posee una alta humedad relativa (casi 100%), excepto cerca de la superficie del suelo debido a desecamiento.

3. VARIABLES DESCRIPTIVAS DEL SUELO.

Se pueden definir diversas variables que permiten una descripción cuantitativa del suelo como sistema trifásico. Estas corresponden a relaciones en masa y volumen de las fases. También es frecuente el uso de otros parámetros que son adecuados para caracterizar la condición física del suelo.

3.1. Definiciones básicas. Para una cantidad dada de suelo se define lo siguiente: la masa total (mt), en kg, se divide entre masa de gases (ma), masa de líquidos (mw) y masa de sólidos (ms). Por otra parte, el volumen total (vt), en m3, se divide entre volumen de gases (va), volumen de líquidos (vw) y volumen de sólidos (vs). Adicionalmente se puede definir el volumen de poros (vp) m3 y el volumen de fluidos (vf) m3, todos medidos en m3.

- A partir de estas variables, se pueden escribir las siguientes definiciones:

1) densidad real o de partículas     dr= ms/vs    (Mg/m3)

2) densidad aparente seca            db= ms/vt    (Mg/m3)

3) fracción volumétrica de poros    Θp= vp/vt      (m3/m3)

4) fracción volumétrica de aire       Θa= va/vt      (m3/m3)

5) fracción volumétrica de agua     Θw= vw/vt     (m3/m3)

6) fracción volumétrica de sólidos Θs= vs/vt      (m3/m3)

7) humedad gravimétrica               w= mw/ms  (kg/kg)

8) grado de saturación (hídrica)     s= vw/vp     (m3/m3)

9) relación de Vacíos                     e= vp/vs    (m3/m3)

10) relación volumétrica de agua     Vw= vw/vs  (m3/m3)

- Otras definiciones frecuentemente usadas son las siguientes:

11) densidad del agua                    dw= 1,00 Mg/m3

12) masa de gases                        ma= 0,00 Mg/m3

13) densidad real, promedio            dr= 2,15 Mg/m3

14) fracciones volumétricas             Θs + Θw + Θa = 1

15) fracción volumétrica de sólidos Θs= db/dr

16) fracción volumétrica de agua     Θw= w * (db/dw)

3.2. Rango de valores de algunas variables importantes

1) Densidad real. El valor comúnmente asumido es 2,65 Mg/m3 idéntico a la densidad promedio de los minerales arcillosos (2,65 Mg/m3) y similar a la del cuarzo (2.66 Mg/m3). El rango en suelos minerales fluctúa entre 2,6 y 2,7 Mg/m . Dependiendo de la composición y materiales parentales. Otros constituyentes de la fase sólida presentan los siguientes valores:  materia orgánica (l,33 Mg/m3);ortoclasas (2,5 a 2,6 Mg/m3); micas (2,8 a 3,2 Mg/m ).

2) Densidad aparente. Los valores típicos en suelos minerales varían desde 1,0 Mg/m3, en suelos de textura media mullidos o de textura fina, hasta >1,6 Mg/m3 en suelos arenosos. En trumaos los valores pueden fluctuar entre 0,50 y 0,85 Mg/m3. El parámetro refleja el desarrollo de porosidad en los suelos. En suelos agregados depende de la estructura y en los de grano simple (arenas), del carácter polidisperso de esos materiales, lo cual está asociado a distribuciones graduales del tamaño de partículas. Un valor promedio es 1,3 Mg/m3, que implica un Θp=0,5 m3/m3. En el país es frecuente calcular la masa de la capa arable (0 - 0,2 m) con db= l,0 Mg/m3, excepto en trumaos.

3) Humedad gravimétrica. Se utiliza como estándar, el secado hasta peso constante a una temperatura de 105ºC, condición en la que se supone w= 0,00 kg/kg, despreciándose el agua estructural. El suelo seco "al aire" contiene agua higroscópica en equilibrio con la humedad relativa del aire y sus valores fluctúan entre w=0,01 y w=0,04 kg/kg. Los suelos minerales en saturación (s=1,00 M3/m3) presentan valores entre w=0,25 kg/kg y w=0,60 kg/kg, dependiendo del, valor de db. En condiciones de campo, un  valor frecuente de suelo saturado es w=0,46 kg/kg. En el caso de los suelos orgánicos el valor a saturación puede ser mayor que w=1,00 kg/kg.

4) Relación de vacíos. A diferencia de ep, este es una fracción volumétrica de poros con denominador constante, de manera que es capaz de reflejar en mejor forma los cambios de vp, en estudios de compactación (suelos no-saturados) y consolidación (suelos saturados). La relación de vacíos y la porosidad están relacionadas a través de la fórmula e = Θp/(1 - Θp). Los valores de e varían entre 0,3 y 2,0 m3/m3.

5) Relación volumétrica de agua. Esta variable se utiliza para describir las fluctuaciones del contenido de humedad en los suelos sujetos a fuertes variaciones del volumen total, con los cambios de humedad (suelos expandibles). De manera similar a e, Vw representa una fracción volumétrica con denominador constante.

4. EL AGUA DEL SUELO.

El agua es un importante componente de los sistemas suelo en los cuales, dependiendo de su contenido y potencial, influye de diversas maneras sobre su comportamiento biológico, químico y físico. Remitiéndose únicamente a aspectos de tipo físico, se ha establecido que el estado hídrico afecta las propiedades mecánicas, térmicas y conductivas del sistema suelo.

El estudio del aspecto hídrico en los sistemas suelo se puede abordar desde dos perspectivas: estática y dinámica. Desde un punto de vista estático interesan los aspectos de contenido y potencial del agua. En cambio, en el análisis dinámico interesa el movimiento del agua en los suelos y las propiedades conductivas de éstos.

4.1. Contenido y potencial del agua del suelo.

Son conceptos diferentes que permiten una descripción de la condición hídrica de equilibrio de un sistema suelo-agua, en un momento dado. Al respecto, se denomina estado de equilibrio, cuando un sistema suelo-agua se mantiene a temperatura, presión, concentración de solutos e intensidad del campo de gravedad, constantes, de manera que no haya movimiento neto de masa (agua, solutos) ni de energía (calor, electricidad) dentro ni a través de sus limites.

El contenido expresa la cantidad de agua existente en un momento dado y se describe de acuerdo con las definiciones 5) y 7).

El potencial expresa el estado energético del agua y que es definido en términos de energía potencial por cantidad unitaria de agua. El potencial obedece a los efectos aditivos de varios campos de fuerza (componentes del potencial), a los que está expuesta el agua del suelo.

4.l.1. Potencial del agua del suelo.

Es un término que expresa el estado energético particular del agua, en relación con un "pool" hipotético de agua pura y libre, a presión atmosférica y elevación arbitraria, el cual es utilizado como estado energético de referencia en condiciones isotérmicas.

La elevación del reservorio puede ser modificada teóricamente a voluntad. Esta es una de las razones, la más simple, por la cual se establece que los potenciales determinados por comparación con este estándar no son absolutos sino relativos.

Debido a que el agua del suelo es retenida normalmente por fuerzas de adsorción y/o capilares (efecto de la matriz) y por la presencia de solutos, presenta un déficit de energía respecto del agua del pool de referencia, lo cual se manifiesta como una capacidad comparativamente inferior de realizar trabajo mecánico. Este déficit de energía potencial por unidad de masa, volumen o peso (energía específica), se describe como potencial.

Dado que al estado de referencia se le asigna un potencial cero, el potencial del agua de un suelo no saturado es negativo.

Cuando dos sistemas suelo-agua que poseen agua con diferentes potenciales se ponen en contacto, fluirá agua espontáneamente desde el sistema con mayor potencial al sistema con menor potencial. Este flujo continuará hasta que los potenciales del agua de ambos sistemas se igualen y se produzca un equilibrio entre ellos. En este caso se puede predecir, que el trabajo mecánico lo relazará por el sistema que posea el potencial mayor.

Análogamente, se requerirá efectuar trabajo para mover agua desde un sistema de menor potencial hacia uno de potencial mayor. De este modo, toda diferencia de potencial entre dos sistemas se puede visualizar como el trabajo mecánico extra, que el agua es capaz de realizar en un sistema con respecto al realizable en el otro sistema.

Considerando una diferencia de energía potencial (o de capacidad de realizar trabajo) entre el agua de un sistema suelo-agua y el agua del "pool" de referencia, entonces a partir de la definición de trabajo mecánico se puede obtener:

- dW = F * dS (J)

En donde W (J), F (N) y S (m) son trabajo, fuerza y distancia, respectivamente.

Si el déficit de energía o de capacidad de realizar trabajo (-dW) respecto del "pool" de referencia, se expresa por cantidad unidad de agua, el miembro izquierdo de la ecuación anterior corresponde a la definición de potencial. Luego, diferenciando con respecto a la distancia S se obtiene:

- dW/dS = F (N)

Este resultado indica que la derivada del potencial del agua con respecto a la distancia S, es equivalente a una fuerza (concepto de gradiente de potencial). Dicha fuerza es la que mueve el agua.

4.1.2. Unidades de expresión.

El potencial del agua se debe expresar, por definición, en términos de energía/cantidad unitaria de agua. La base de expresión puede ser masa (kg),volumen (m3) o peso (N).Las unidades más empleadas son sobre la base del volumen (J/m  3) y del peso (J/N).

Las unidades a base de volumen equivalen a presiones, de manera que J/m3 es dimensionalmente equivalente a N/m2, lo cual es la definición SI de la unidad de presión Pascal (Pa). La equivalencia en este caso es la siguiente: 1 J/kg = 1.000 Pa.

Frecuentemente se utiliza el bar ( unidad de presión) como medio de expresión (potenciales mátrico y osmótico). La equivalencia en este caso es 1 bar= 100.000 Pa.

Las expresiones a base de peso equivalen a alturas o longitudes y se emplean para expresar potenciales representables por alturas o cargas hidrostáticas (potenciales gravitacional, mátrico e hidráulico). La expresión J/N es dimensionalmente equivalente a una longitud (m).

Con fines de comparación se puede indicar que 1 J/N = 100 cm H20 = 0,1 bar = 10 kPa.

4.1.3. Componentes del potencial del agua.

El potencial total es la suma de varios componentes:

Donde los símbolos identifican a los diferentes potenciales: Φ =potencial total; Φm =potencial mátrico; Φp =potencial de presión; Φa = potencial neumático; Φs = potencial de soluto; Φg = potencial gravitacional. Por razones formales se muestran todos; sin embargo, en el análisis de un problema particular se requieren sólo uno o dos de ellos. Los potenciales más interesantes en los sistemas suelo son el mátrico y el gravitacional, los cuales serán definidos, al igual que en la ecuación anterior, en términos de energía especifica base-peso.

a) Potencial mátrico, Φm. Este potencial es uno de los más importantes componentes del Φt para el análisis de los problemas de flujo en los sistemas suelo, en condiciones de no saturación (s < l.00 m3/m3). Se define como la "cantidad de trabajo por unidad de peso de agua requerida para transportar una cantidad infinitesimal de solución-suelo, desde un punto en el suelo hasta el pool de referencia, el cual contiene una solución de composición idéntica a la del agua del suelo y que se encuentra a la misma elevación, presión y temperatura".

Entre los componentes del potencial del agua del suelo, uno de los más directamente relacionados con el contenido de humedad es el potencial mátrico. El otro es el potencial

osmótico. El potencial mátrico está ligado al efecto de la fase sólida (definición anterior) sobre él estado energético del agua en los sistemas suelo-agua y cuantifica la energía de retención del agua por la matriz porosa.

El potencial hídrico bajo la curvatura de una interfase aire/agua, aplicando la teoría capilar a la porosidad de la matriz del suelo, está dado por la ecuación de capilaridad:

Donde r es el radio de curvatura de la interfase, a es la tensión superficial (7,27 * 10 -2 J/m2 a 20ºC) y dw es la densidad del agua.

Ya que la energía de retención depende de la cantidad de agua presente, esto permite definir una relación funcional entre contenido y potencial mátrico, la cual se denomina "curva característica de humedad", distinta para cada suelo y que corresponde a una de las dos propiedades hidráulicas fundamentales de los suelos.

b) Potencial gravitacional, Φg. El componente gravitacional del potencial del agua está determinado por razones completamente distintas a las consideradas en el caso del potencial mátrico. Este potencial se origina por el efecto que el campo gravitacional terrestre ejerce sobre los cuerpos físicos con masa apreciable. El potencial gravitacional a base del peso se calcula a partir de la siguiente relación:

donde -z es una distancia vertical con origen en la superficie del suelo (nivel de referencia arbitrario) y por lo tanto, dirigida hacia abajo (cuadrante negativo). Su gradiente se calcula derivando la ecuación anterior con respecto a z, con lo cual se obtiene la constante -1.

4.2. Curva característica de humedad.

La relación entre contenido de humedad de un suelo y el potencial mátrico está gobernada por la distribución de los poros del suelo y fenómenos capilares asociados.

Se denomina curva característica de humedad a las curvas obtenidas al graficar, el contenido de humedad versus el potencial mátrico.

La determinación experimental de esta relación se facilita cuando el método de trabajo induce aisladamente una sorción o una desorción de agua. Esta limitación se origina debido al fenómeno de histéresis, lo cual produce una falta de unicidad en la relación; esto implica que existe una relación diferente para un suelo que se humedece y otra para el que se seca.

Se han propuesto diversos modelos matemáticos para representar las curvas características de algunos tipos de suelos, dentro de intervalos de contenidos de humedad definidos. El modelo más simple supone que el mojamiento o desecamiento de un suelo está controlado por un proceso tipo sorción. En este caso la ecuación empírica es de la forma:

donde a y b son coeficientes de regresión. Este tipo de modelos, sin embargo, no describen bien el proceso en saturación. El valor reciproco del coeficiente a, está relacionado con la capacidad diferencial de agua del suelo, la cual se define como C(Θw)= dΘw/d5m, (m3/m3 kPa), y mide las propiedades de almacenamiento de agua de los suelos. Su valor instantáneo depende del contenido de humedad, textura y efecto histerético.

En saturación, la expresión debe considerar un valor de potencial mátrico asociado al tamaño del poro más grande, el cual corresponde a la fracción volumétrica de humedad, Θw, numéricamente igual a la fracción volumétrica de poros,Φp. Tomando en cuenta lo anterior, cuando se inicia un proceso de desorción de agua, el potencial mátrico asociado al poro más grande corresponde a un valor umbral denominado "punto de entrada de aire" y se puede representar por -Φme.

Diversos modelos de curvas características contienen este refinamiento, el cual permite representar la denominada "franja capilar" o zona de la curva que permanece saturada a potenciales mátricos -Φm > -Φme. Esta dinámica permite explicar el comportamiento del sistema suelo en la parte alta del rango de humedad aprovechable. Al respecto, cualquier suelo por problemas de distribución de tamaños de poros, que posea valores demasiado bajos de -Φme presentará restricciones de aireación acentuadas, a contenidos de humedad cercanos a su punto de máxima capacidad de retención.

4.3. Flujo de agua en los suelos.

Las plantas no pueden crecer sin agua. Sin embargo, el crecimiento de las plantas no depende, estrictamente hablando, del contenido de humedad de los suelos, sino del potencial del agua asociado a dichos contenidos.

Descontando problemas de concentraciones limitantes de solutos ( Φs --> 0,00 kPa), los componentes relevantes del potencial total son, en primer lugar, Φm a través de  la relación Φm-Θw; y en segundo lugar, la suma (-Φm + -Φg), denominada potencial hidráulico, por cuanto su gradiente inducirá flujo de agua en el sistema suelo-planta.

La ecuación que describe el flujo de agua en el suelo, en condiciones isotérmicas y en equilibrio dinámico, es la ley de Darcy:

donde v es el flujo de agua (m/s), K(-¿m) es la conductividad hidráulica (m/s) y x (m) es la distancia en el suelo.

El tipo de flujo descrito por la ley de Darcy presenta algunas particularidades fundamentales:

a) corresponde a una cantidad vectorial, por lo tanto queda completamente definido por su magnitud, dirección y sentido;

b) considerando la complejidad del sistema suelo en cuanto a su naturaleza de medio poroso, v (m/s) representa una velocidad de flujo macroscópica, equivalente al promedio de las velocidades microscópicas existentes en la unidad de volumen del sistema, ignorándose el detalle geométrico y tomándose el medio permeable como un cuerpo hidráulicamente uniforme;

c) corresponde a un flujo de tipo laminar, considerándose que esta condición se cumple en la mayoría de los casos de escurrimiento, en que, los materiales presentan una granulometria más fina que el limo. En materiales arenosos y con gradientes hidráulicos superiores a la unidad, puede ocurrir flujo turbulento y la ley de Darcy deja de tener validez.

d) representa un proceso en equilibrio dinámico; esto significa que la densidad de flujo no experimenta variaciones en la espación, es decir, dv/dx = 0.

4.3.1. Conductividad hidráulica.

Matemáticamente, K(Φm) es el factor de proporcionalidad o la pendiente de la función lineal, descrita por la ley de Darcy entre el flujo y el gradiente hidráulico. Este último equivale al término d(Φm + -Φg)/dx (adimensional), en la ecuación anterior.

K(-Φm) expresa una interacción entre el cuerpo poroso conductor y el liquido que circula a través de él. El valor numérico de la conductividad es una medida de la resistencia viscosa y en él, desempeñan un rol de importancia las porosidades texturales y estructurales. La distribución del tamaño de los poros del suelo, es un factor de mayor importancia que la porosidad total. Además, varios factores tales como la estabilidad estructural, el contenido coloidal del suelo y los efectos químicos del agua que entra al suelo, interactúan induciendo variaciones en el valor de K(Im) a través del tiempo o entre ciclos consecutivos de mojamiento.

La principal diferencia entre flujo saturado y no saturado en los suelos, se relaciona al valor de la K(Dm). Esta propiedad adquiere un valor "constante" en condiciones de saturación (conductividad hidráulica saturada, Ko), pero puede sufrir disminuciones hasta 100.000 veces dentro del rango de 4>m comprendido entre 0,00 y -100 kPa ( 0 a -1 bar). Al disminuir el potencial mátrico se produce la desaturación de los poros de mayor diámetro y un incremento de la tortuosidad del medio conductivo. El efecto de la reducción del diámetro de los poros, D, sobre el valor de K(Pm), se puede visualizar mediante la ley de Poiseuille, suponiendo un modelo muy simple de poros cilíndricos para el medio poroso. De acuerdo con esta ley, se puede definir un parámetro de conductividad (Kp), que vale:

donde   n (Pa s) es la viscosidad del agua. La relación indica que Kp es proporcional al cuadrado del radio del poro. Según este modelo cualquiera acción que implique una reducción en el tamaño de los poros, tendrá un marcado efecto en las propiedades conductivas del sistema suelo. Se consideran poros de transmisión rápida a aquellos con diámetros mayores que 100 - 300 micrones.

La relación entre la conductividad hidráulica y el potencial mátrico, K = f(Φm), se denomina curva de transmisión de agua del suelo y constituye la otra propiedad hidráulica fundamental de los suelos.

4.3.2. Suelos con problemas de uniformidad hidráulica.

Concepto de uniformidad. Uno de los supuestos de la ley de Darcy dice relación con el volumen de suelo en consideración. Este debe ser lo suficientemente grande, en comparación con el tamaño de sus poros, de tal modo que se pueda asumir la uniformidad del medio permeable.

Un suelo es uniforme e hidráulicamente homogéneo, cuando exhibe constancia o uniformidad en sus propiedades hidráulicas, a través del perfil. Sin embargo, al considerarse la variación espacial en profundidad, de las propiedades de los suelos, tanto en el orden químico como físico, se desprende que todo suelo es probablemente anisotrópico. La anisotropía hidráulica, para algunos autores, implica la existencia de relaciones K(,Dm) distintas en diferentes direcciones.

Las causas de anisotropía hidráulica son variadas: a) arreglo preferencial de partículas; b) sedimentación en capa fina; c) fracturas; d) paso de raíces; e) horizonación; f) estratificación del suelo.

Los suelos estratificados corresponden a formaciones inhomogéneas que exhiben, en términos relativos, isotropia por estratas. Considerándose que se originan por la alternancia de dos o más clases de materiales diferentes, en los cuales el flujo liquido sigue la ecuación de Darcy, con distintas conductividades hidráulicas en cada estrata. Una aplicación de esta ley al estudio del movimiento vertical de agua en suelos estratificados, considerando una gradiente hidráulica perpendicular a los planos de estratificación, origina un número de ecuaciones igual al número de estratas:

vl  = -k1 *i1

v2  = -k2 *i2

v3  = -k3 *i3

.

.

vn - -Kn *in

                                          (m/s)

donde i es una forma abreviada de expresar la gradiente hidráulica.

Como es de esperar, el comportamiento hidráulico de los suelos estratificados es diferente al de los suelos uniformes, diferencias que están controladas principalmente por el grado de saturación del sélo y la naturaleza de las inhomogeneidades del perfil. Se pueden citar algunas diferencias básicas:

a) El movimiento de agua en condiciones de flujo saturado en equilibrio dinámico, está controlado por la resistencia hidráulica de la estrata menos permeable. La resistencia hidráulica R, de una estrata de espesor D (m) y conductividad hidráulica saturada Ko (m/s), es:

b) Cuando una estrata superficial que exhibe la R máxima del perfil con un nivel freático en profundidad, soporta una carga de agua superficial (Dp superficial >0,00 m), se verifica una transición de flujo saturado a no saturado, a nivel de la interfase de la primera estrata con la segunda de mayor permeabilidad. Bajo la interfase se desarrolla una región con presiones negativas (potenciales métricos) que puede extenderse bastante en profundidad en función del espesor de la estrata subyacente.

c) La densidad de flujo que ocurre en las condiciones descritas en b), es altamente dependiente del valor de la carga hidráulica superficial, disminuye al aumentar el espesor de la primera estrata y es prácticamente independiente de la posición del nivel freático ubicado en el suelo más permeable. Adicionalmente el proceso requiere, que la estrata superficial esté saturada en un 90% de su espesor, a partir de la superficie.

d) Otro fenómeno, frecuente en suelos estratificados, ocurre cuando la densidad de flujo vertical es mayor que la Ko de una estrata subyacente. En este caso se generan condiciones para la ocurrencia de niveles freáticos suspendidos en el perfil, los que se caracterizan como una zona de <Dp > 0,00 m ubicada sobre la interfase que separa las estratas.

e) Una interfase entre una estrata de textura fina que yace sobre otra de textura gruesa, tiende a comportase como "estrata impermeable" en un proceso de infiltración vertical. En este caso, el frente de mojamiento no penetrará en la estrata inferior, hasta que el ¿m del suelo superficial, tome valores asociados con los correspondientes a un menisco, de dimensiones comparables al de los poros de la estrata subyacente, lo que generalmente se produce con valores cercanos a la saturación.

f) Durante la redistribución de agua (drenaje interno), fenómeno que ocurre una vez que la infiltración cesa, se desarrollan potenciales métricos, a medida que las estratas más superficiales pierden humedad. En estas circunstancias, la K(Φm) falla especialmente en estratas subsuperficiales de textura gruesa, restringiendo la redistribución de agua y generando una "capacidad de retención" de agua considerablemente mayor, en comparación con la del mismo suelo superficial en un perfil uniforme. Esta diferencia de retención es notoriamente subestimada, en las determinaciones de retención de humedad que utilizan el equivalente de humedad (método de la olla a presión a 30 kPa).

De acuerdo con lo señalado, estas diferencias de comportamiento hidráulico de los suelos estratificados, frecuentemente de origen aluvial, deben ser consideradas al momento de diseñar estrategias de manejo tendientes a conseguir condiciones hídricas ventajosas para los cultivos, en esta clase de suelos. El concepto de desuniformidad, sin embargo, puede extenderse a suelos de diverso origen, que presenten variaciones importantes en la distribución de poros a través del perfil, debido a razones estructurales u otras.

4.3.3. Flujo de agua en condiciones transientes.

En condiciones de campo es difícil que se impongan condiciones de equilibrio dinámico. En otras palabras, lo común es que se produzcan cambios en el contenido de humedad en el tiempo, dentro de los limites del sistema suelo, lo cual implica la existencia de flujo de agua en condiciones transientes.

La descripción matemática de procesos transientes de transporte de agua en medios porosos, requiere la combinación de la ley de Darcy con la ecuación de continuidad. En su forma unidimensional, la ecuación de continuidad adopta la siguiente expresión:

donde d0w/dt es la variación de la fracción volumétrica de agua en el tiempo y dv/dx es la variación del flujo liquido v en la distancia considerada x.

La ecuación de continuidad es una formulación matemática de la ley de conservación de la masa. Establece que si la tasa de flujo que ingresa a un volumen elemental de suelo, es mayor que la tasa de salida, el elemento acumularé la diferencia, aumentado la fracción volumétrica de agua en el sistema, o viceversa.

Realizando el reemplazo de v por la ecuación de Darcy, en la ecuación de continuidad, se obtiene:

dew/dt =   d/dx [ K(4m) * d(Φtm + -Φg)/dx ) (m3/m3 s)

que corresponde a la ecuación general de flujo liquido o ecuación combinada. Las soluciones a la ecuación diferencial anterior describen las variaciones de ew para un sistema suelo, en las diversas condiciones impuestas por el ciclo hidrológico de campo.

El tipo de soluciones, que actualmente se plantean para las ecuaciones diferenciales de transporte, se basan en técnicas numéricas y en el empleo de computadores.

Una de las técnicas numéricas empleadas frecuentemente es, diferencias finitas. El concepto central en la resolución de ecuaciones diferenciales mediante diferencias finitas, consiste en el reemplazo de cada término diferencial por una diferencia dividida por otra diferencia. De esta manera, la ecuación diferencial puede ser convertida en una ecuación algebraica, la cual contiene los valores de las variables, tal como ellos existen en un determinado momento y punto del espacio.

Un ejemplo sencillo, de este tipo de aproximaciones se da a continuación. Con el objetivo de obtener una expresión de trabajo, para el cálculo de la conductividad hidráulica de un espesor L de suelo que drena internamente, sin evaporación en la superficie, se parte de la ecuación general de flujo adaptada para flujo vertical. El desarrollo matemático se inicia integrando con respecto a z, tomando como limites la superficie del suelo (z =0) y la profundidad especificada (z =L), con lo cual se obtiene:

Debido a que se dió como condición que no hubiera flujo a través de la superficie, el segundo término de la derecha vale cero y si los potenciales estén expresados sobre la base del peso, la ecuación anterior se simplifica a:

donde el término dΦm/dz representa un gradiente de potencial métrico. A fin de utilizar valores experimentales discretos en la ecuación anterior, se define lo siguiente:

donde los subscritos representan valores para dos tiempos diferentes. De acuerdo con lo anterior, la ecuación previa toma la siguiente forma:

donde las barras sobre Ow y ¿m representan valores promedios para el intervalo de tiempo t.

Este tipo de aproximación, aplicado a los diferentes componentes del ciclo hidrológico de campo, puede ser una herramienta útil para el análisis de problemas de manejo de agua y sales.

5. EL FACTOR TEMPERATURA.

Todos los procesos físicos, químicos y biológicos que ocurren en los suelos están influenciados por la temperatura. Es así como en diversos procesos, que pueden considerarse claves desde un punto de vista edafológico - tales como la tasa respiratoria de raíces y microorganismos, la nitrificación del amonio, la absorción de nutrientes y agua por las plantas, el crecimiento de raíces, la descomposición microbiológica de compuestos orgánicos naturales o sintéticos, la germinación de semillas, la actividad de patógenos edáficos, etc - la velocidad puede hasta duplicarse por cada 10ºC de incremento de la temperatura del sistema, de acuerdo con la regla de Vanft Hoff (Q10).

Desde otro ángulo, procesos físicos como la difusión de iones y gases en el suelo, el movimiento de agua y fenómenos de vaporización de agua y otros compuestos volátiles, son también altamente dependientes de la temperatura.

De acuerdo con lo anterior, la modelización del comportamiento edáfico en varios campos de estudio y aplicación, requiere considerar submodelos capaces de predecir el régimen térmico al que puede estar sujeto el sistema suelo.

Por otra parte, si el objetivo fuese la modificación del régimen térmico del suelo se necesitaría información en los siguientes aspectos: a) mecanismos de control de la temperatura del suelo; b) relaciones entre la temperatura y la productividad de las plantas, especialmente su efecto sobre el crecimiento radical; y c) efectos de las prácticas culturales sobre la temperatura del suelo.

5.1. Origen de la Temperatura dgL suelo         

La temperatura del suelo depende de balances de energía radiante y de flujos de calor y agua.

La temperatura del suelo-es una expresión de su contenido de calor sensible. El calor sensible de un cuerpo se obtiene del producto de su temperatura ( K) por su calor especifico (J/kg K).

En el caso del suelo, resulta de la interacción de la radiación global incidente de onda corta (RG) con la superficie del suelo. La radiación global es la única fuente importante de energía con que cuenta el sistema suelo. El valor de RG está determinado por la radiación directa (Rdir) y la radiación difusa (Rdif), a través de la siguiente expresión:

RG = ( Rdir * sen o ) + Rdif            (J/m2 s)

Esta expresión pone de relieve la influencia de la altitud solar (sen e) sobre el valor de la Rdir, magnitud que a su vez está modificada por la nubosidad del lugar.

Físicamente, el suelo puede ser considerado como un sistema transformador de la energía proveniente del sol. Así, limitando el análisis de las transformaciones de energía sólo a aquellas que ocurren a nivel de la superficie del suelo, se puede señalar que la energía disponible para los distintos procesos que implican conversión o gasto de energía, dependen primariamente del valor de radiación neta.

La radiación neta (Rn) es la resultante del balance de radiación que ocurre en la superficie de un suelo y que puede ser expresado por la siguiente ecuación:

donde RL es la reradiación de onda larga y p es el albedo de la superficie.

El destino final del aporte energético solar será sustentar una compleja dinámica de flujos y transformaciones, dentro y a través del perfil de un suelo.

5.1.1.    Balance calóricos del suelo: La economía energética de un suelo está  determinada por los procesos de evaporación y los intercambios de energía debidos a convección;(calentamiento del aire sobre la superficie) y conducción (flujo de calor a través del suelo). Según lo anterior, la Rn puede ser particionada en:

donde G y H son flujos de calor debidos a conducción y convección hacia el suelo y la atmósfera, respectivamente y (L * E) es el ,valor del flujo de calor disipado por evaporación. Correspondiendo L, al calor latente de vaporización del agua (2,45 MJ/kg a 20ºC) y E, al flujo de vapor de agua a través de la superficie (kg/s).

En última instancia el valor relativo de Rn determinará la cantidad de energía disponible, para que el suelo se caliente o enfríe, caliente el aire o evapore agua en función, por ejemplo, de la etapa del día (variación diaria)

RG (1 - p) > RL ; periodo diurno

RG (1 - p) < RL ; periodo nocturno

5.1.2. Calentamiento y enfriamiento del suelo. Como idea general, sólo entre 10-30% de la Rn (periodo diurno) es transportada hacia el interior del suelo, a través de su superficie, en la forma de un flujo de calor sensible (G). El resto se pierde principalmente como (L*E) o RL. A raíz de este mecanismo se genera un perfil de temperatura caracterizado por valores decrecientes en profundidad.

Durante la noche, el aporte energético proviene sólo de la atmósfera como Rdif, ya que Rdir = 0. En este caso, el suelo se enfría debido a que las pérdidas superan a las ganancias de energía. Las pérdidas se originan básicamente por reradiación de onda larga (RL) y en escaso grado por la evaporación de agua (L*E). Este mecanismo genera un perfil de temperatura caracterizado por valores crecientes en profundidad.

Un análisis similar se puede establecer sobre una base anual (variación estacional).

5.1.3. Información básica para el balance.  Se requiere información sobre la radiación global (RG) del área según latitud, época del año, hora del día, condiciones atmosféricas y exposición topográfica; del albedo de la superficie (p o coeficiente de reflexión de radiación de onda corta) y del flujo de reradiación de onda larga de, la superficie (RL).

Como referencia se puede señalar, que los valores promedios anuales de RG, en un plano horizontal sobre la superficie terrestre a las latitudes de la Zona Central, son del orden de 5.800 Mi/m2 año.

Por otra parte, la Ley de Stefan-Boltzmann corregida para la emisividad E de un cuerpo no negro (E = 85-95% dependiendo del tipo de superficie), permite hacer una estimación grosera de RL a través de la siguiente ecuación:

donde s es el coeficiente de Stefan-Boltzmann [5,67*10-8 J/m2 s ºK4] y T es la temperatura absoluta (ºK). Un cálculo mas exacto de RL debería considerar la contra-radiación infrarroja de la atmósfera terrestre.

Los valores del albedo para diferentes clases de superficies son altamente variables (por ejemplo: suelo oscuro p = 5-15% ; suelo claro p = 25-45%), tomando un valor cero en el caso de un cuerpo negro. Una comparación entre los valores de E y p, muestra que p varia más con la naturaleza de la superficie que E, pudiéndose tomar como un factor diferenciador de mayor magnitud.

Según lo anterior, se puede considerar que el albedo determina la extensión de la interacción entre la RG y la superficie de un suelo, en función de la magnitud (1 - p), produciéndose la partición primaria del flujo incidente de radiación de onda corta. Propiedades tales como color, textura (rugosidad) y condiciones tales como cubierta vegetal, humedad, etc, aparecen jugando un rol significativo en la economía energética pedón por pedón.

Lo revisado hasta aquí, corresponde al ámbito de la climatología física y provee información tendiente a prefijar la disponibilidad de energía calórica, de origen solar, sobre la superficie del suelo.

5.2. Flujo de color en los suelos

La transferencia de calor en los suelos se efectúa básicamente por conducción. El mecanismo de conducción de calor se origina en el intercambio de energía térmica, entre átomos o moléculas adyacentes en la materia de las fases sólida, líquida y gaseosa, siendo determinante la densidad de las sustancias constituyentes de las fases.

5.2.1. Ecuaciones de transporte de calor

En condiciones de equilibrio dinámico, el flujo calórico por conducción depende de un gradiente de temperatura y de las propiedades conductivas del suelo. La relación entre la densidad del flujo calórico (J/m2 s) en profundidad y la temperatura esta dada por la ley de Fourier:

donde G es un flujo calórico por conducción, A (m2) la superficie de la columna de suelo, Q (J) la cantidad de calor sensible, t (s) el tiempo, K (J/s m4K) la conductividad térmica del suelo, T (º K) es temperatura del suelo y z (m) la distancia en el eje z, por lo que la ecuación indicada se aplica exclusivamente a flujos verticales, pero puede ser generalizada a las tres dimensiones, incorporando la conductividades y gradientes de temperatura correspondientes a las coordenadas x e y.

5.2.2. Conductividad térmica

La conductividad térmica de los suelos (K) puede variar considerablemente con la densidad aparente, con el contenido de humedad y con la composición orgánica y mineral del suelo. Al respecto, los valores de K para distintos constituyentes de los suelos, muestra apreciables diferencias: por ejemplo, el cuarzo posee una K= 8,80 J/m s º K a 10º C; en cambio, un mineral arcilloso posee una K= 2,92 J/m s º K a 10º C; la materia orgánica K= 0,25 y el agua K= 0,57, en tanto el aire K= 0,25 J/m s º K a 10º C.

Estas diferencias se explican al considerar el mecanismo de conducción. Así, el flujo de calor en las partículas minerales ocurre mas rápidamente que a través de los poros y, la conductividad térmica de éstos dependerá si ellos contienen agua o aire. El agua, al ser 23 veces mejor conductor térmico que el aire, provee una mayor conducción de calor a través de los poros.

De acuerdo con estos antecedentes, se estima que cuando los otros factores son iguales, un suelo húmedo conduciría calor a una tasa 10 veces mas alta que cuando el suelo está seco. A bajo contenido de humedad, la fáse gaseosa tiende a controlar la K, debido a que los puntos de contacto sólido-sólido son constantes y relativamente escasos.

Por otra parte, la conductividad térmica disminuye proporcionalmente con el aumento de la porosidad total. De esta forma, el mullimiento del suelo por labranza reduce la conductividad térmica; y a la inversa, todo efecto de compactación mecánica del suelo tiende a mejorar la conducción de calor, debido a la reducción del tamaño de la porosidad.

 

 

 

 

 

Capítulo VII

FERTILIDAD DE SUELOS

José D. Opazo A.

Ingeniero Agrónomo,

M.Sc. Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales.

Universidad de Chile.

1. INTRODUCCION.

La fertilidad de suelos, concurrente con las otras disciplinas científicas., se ha desarrollado fundamentalmente durante la segunda mitad del siglo XX. No obstante en escritos anteriores a la era cristiana se hace referencia a ciertos principios que tienen vigencia hasta la fecha, entre otros los más relevantes , pueden ser los siguientes: (1) se reconocía que los suelos difieren en su productividad y lo asociaban fundamentalmente con la fertilidad; (2) comprueban que los rendimientos decrecen con el cultivo continuo y que la incorporación de desechos animales o

vegetales restituye la fertilidad y (3) se proponen métodos para predecir la conveniencia de un cultivo en un suelo determinado, pero a partir del siglo XIX se buscó una explicación científica para estos postulados.

El desarrollo de esta disciplina se ha centrado principalmente en el conocimiento de los procesos que intervienen en el suministro de los nutrientes y esto se logra a la par con los avances logrado en otras ciencias como la química, física y microbiología se-suelos, la nutrición vegetal, la fisiología y la pedología.

Los procesos que participan pueden ser químicos; fisicoquímicos; bioquímicos; microbiológicos o, combinación de fenómenos de distinta naturaleza con una determinada velocidad de reacción. Por lo tanto, la fertilidad de suelos es una disciplina dinámica y no estática como la describen las definiciones convencionales. No es sólo un factor de la producción sino, que además está implícita en el concepto conservacionista del recurso suelo.

Hasta la fecha no se ha logrado darle una concepción más cuantitativa, lo cual se explica por la complejidad de los procesos involucrados, pero se avanza en dicho sentido y en la actualidad se cuantifica la disponibilidad de los nutrientes y se puede predecir en alguna medida la evolución que tendrá el "pool" lábil de los nutrientes en un suelo para un sistema de manejo especifico.

En el presente capitulo se hace referencia a los procesos que intervienen en la dinámica de los nutrientes, se cuantifican las formas presentes en los 'suelos, se señalan los métodos para determinar la fracción disponible y se hace un comentario general sobre la fertilidad de los suelos en el país.

2. EL NITROGENO EN LOS SUELOS.

En términos generales, el nitrógeno es el nutriente que en mayor grado limita la producción de los cultivos en la mayoría de los agroecosistemas. Sin embargo, se encuentra en forma abundante en la atmósfera como en la materia orgánica de los suelos.

No se puede hacer referencia al nitrógeno sin decir que es un importante constituyente de la atmósfera terrestre. El 78% de la atmósfera corresponde al gas inerte N2 y, mediante la fijación biológica o industrial, procesos que requieren de energía se utiliza en la nutrición de las plantas y a través de los residuos pasa a integrar la materia orgánica de los suelos, como se aprecia en a Figura 1.

El ciclo que se presenta en la Figura 1 es bastante simplificado en relación con lo que se conoce en la actualidad sobre el nitrógeno, pero en él se ilustran las principales transformaciones de este elemento en los suelos.

La materia orgánica y su influencia en la nutrición vegetal está estrechamente relacionada con los procesos biológicos, los cuales se tratan dentro de dicha temática y sólo se hará referencia a los tópicos en los cuales interviene en la disponibilidad del nitrógeno.

El concepto o el término materia orgánica del suelo no define algo concreto, ya que cubre una variedad de materiales orgánicos en todos los estados de descomposición y la influencia de estos puede ser muy distinta.

La SSSA (1978) define materia orgánica del suelo como: "la fracción del suelo que incluye residuos de plantas y animales en distintos estados de descomposición, células y tejidos de organismos del suelo y substancias sintetizadas por la población del suelo".

En esta definición queda claro que no se puede reconocer una conducta común para los distintos constituyentes y por lo tanto algunos de estos componentes tendrán más relación con el suministro del nitrógeno para las plantas, jugando estos un rol más activo en el manejo de los suelos.

En términos generales, se puede hacer una separación en dos categorías muy amplias: una correspondería a los componentes relativamente estables que algunos denominan "humus", el cual es más resistente a la descomposición; la otra incluiría los materiales orgánicos de rápida descomposición, materiales que van desde los residuos frescos a aquellos que estarían más cercanos a la estabilidad.

figura 1 ciclo del nitrógeno en el suelo

Los materiales con una relación C/N inferior a 20 (veinte veces más C que N) liberan nitrógeno mineral muy al inicio del proceso de descomposición. En el Cuadro 1 se presentan las relaciones C/N para algunos residuos.

1/ Valores promedios, los que pueden variar dentro de un rango según la procedencia del material.

Cuadro 1. Relaciones carbono a nitrógeno en materiales orgánicos

Material Relación Material Relación

C/N C/N

Tallos de fréjol 12 Paja de cereal 80

Estiércol de corral 20 raíces 20 - 50

Residuos de trébol 23 Madera 200

Caña de maíz 60 Aserrín 400

Los residuos orgánicos se descomponen hasta tender a la relación C/N de equilibrio del suelo que está en torno del valor 10 a 12.

Rodríguez (1990) señala que el "pool" de nitrógeno activo asociado a la materia orgánica de rápida descomposición constituye menos del 20% del contenido total de N del suelo, no obstante este "pool" se encuentra en equilibrio con el "pool" de N estabilizado a través de un proceso lento de humificación.

Black y Siddoway, citados por Tisdale et al (1985), encontraron que la incorporación de cantidades más altas de residuos de cosecha en el trigo incrementó en el tiempo la capacidad de mineralización de N del suelo, como también se incrementaron los contenidos de fósforo y potasio disponibles.

2.1. Mineralización de los compuestos nitrogenados.

La mineralización de los compuestos de nitrógeno se realiza en tres etapas y paso a paso: aminización, amonificación y nitrificación.

Aminización. La población heterótrofa de los microorganismos del suelo que está compuesta por numerosos grupos de bacterias y hongos, son los responsables de uno o más pasos en las numerosas reacciones que tienen lugar durante la descomposición de la materia orgánica y al final de esta etapa se liberan aminas y aminoácidos.

Amonificación. Las aminas y aminoácidos producidos en la etapa anterior son utilizados por otros grupos de microorganismos heterótrofos con la liberación final de amonio.

La población de microorganimos amonificantes incluye bacterias, hongos y actinomicetes tanto aeróbicos como anaeróbicos.

Nitrificación.  Una parte del amonio liberado en la etapa anterior se convierte a nitrógeno nítrico a través de un proceso en dos etapas, primero es convertido a nitrito y luego a nitrato.

El paso a nitrito lo realiza un grupo de bacterias autótrofas obligadas, conocidas como nitrosomonas. Tal proceso puede ser ilustrado por la siguiente ecuación:

La conversión a nitrato la efectúa otro grupo de bacterias autótrofas obligadas llamadas nitrobacter. El proceso puede ser representado por la siguiente ecuación

Se ha visto también que algunos microrganismos heterótrofos, principalmente hongos, también producirán nitratos. No obstante, los nitrobacter son lejos los más importantes en este proceso.

De las ecuaciones o procesos anteriores resaltan varias aplicaciones de tipo práctico. En primer lugar, explican lo que ocurre cuando se aplican a los suelos fertilizantes de tipo amoniacal, donde la presencia de oxigeno molecular favorece estas reacciones; por tanto en suelos bien aireados se favorece el proceso. En segundo lugar, se libera hidrógeno (H+) que

acidifica el suelo; el uso de nitrógeno amoniacal o en el caso de la mayor parte de los fertilizantes nitrogenados orgánicos conducen a una acidificación del suelo,, que tendrá relevancia sólo si la capacidad tampón del suelo es baja. El hecho que, en este proceso, participe la actividad microbiana, la rapidez de estas transformaciones estará muy afectada por las condiciones de humedad y temperatura del suelo, para lo cual existirán valores para su inhibición y su máximo.

Los factores que afectan la nitrificación son: suministro de amonio, población de organismos nitrificantes, reacción del suelo, aireación del suelo, humedad del suelo y temperatura.

La presencia de organismos nitrificadores y su actividad dependerá de un favorable medio para su multiplicación y un adecuado suministro de substrato. El rango de reacción del suelo en el cual se puede llevar a cabo la nitrificación varia entre pH 5,5 y 10, siendo el óptimo de alrededor de 8,5 y también la nitrificación es favorecida por un adecuado suministro de calcio y fósforo. La concentración de oxigeno en el medio es importante, alcanzando ésta un máximo cuando llega a un 20% en el aire del suelo, concentración equivalente a la de la atmósfera. La humedad óptima es equivalente a la retención de agua en el suelo a 33 kPa, valor en el cual el 80 a 90% del espacio poroso total está ocupado por agua. El coeficiente de temperatura Q l0

para la mineralización del nitrógeno es de 2 en el rango de temperaturas entre 5 a 35ºC. La temperatura óptima se sitúa entre 30 y 35ºC.

2.2. Un concepto paramétrico para evaluar la disponibilidad de nitrógeno en los suelos

Los primeros estudios que buscaron un método que evaluara cuantitativamente la mineralización del nitrógeno en los suelos ocuparon técnicas de corto plazo y estaban motivados por la rapidez y precisión de los métodos. No obstante sólo una pequeña proporción del nitrógeno potencialmente mineralizable se libera durante las incubaciones de corto plazo y los resultados parecen reflejar en forma relativa la capacidad de suministro de N de los suelos.

Los investigadores norteamericanos Stanford y Smith (1972), señalan que la cantidad de N mineralizado en el suelo depende de la temperatura, humedad, tasa de reemplazo de oxigeno, pH, naturaleza y cantidad de los residuos y, nivel de otros nutrientes. Estos investigadores proponen el parámetro "potencial de mineralización del N" a partir de un método de incubación en laboratorio durante 30 semanas a 35ºC y los valores calculados para un grupo de 39 suelos diferentes varió de 20 a 300 mg kg-1. También encontraron que la fracción del N total asociada con el potencial de mineralización (No) varió mucho entre los suelos, desde 5 a 40%.

Prado y Rodríguez (1978) determinaron los potenciales de mineralización de N en suelos de la zona central y los valores variaron entre 175 y 324 mg kg -1 y a partir de estos calcularon el nitrógeno mineralizado para el periodo de cultivo del trigo.

Rodríguez y Sierra (1987) determinaron los potenciales de mineralización en distintos suelos, informando valores para los Andepts de la X Región entre 207 y 631 mg kg.

Rodríguez (1990) señala que el N activo en el suelo está conformado por tres componentes principales: 1) el "pool" de N orgánico lábil (PNL); 2) el "pool" de N orgánico estabilizado (PNE); y 3) el "pool" de N inorgánico (PNI). Además se puede agregar un cuarto componente que es el "pool" de N orgánico húmico (PNH) que corresponde al N de la materia orgánica humificada del suelo.

La biomasa microbiana juega un rol fundamental en el ciclo del N en el suelo, ya que, por una parte, ella transforma todos los residuos orgánicos que son incorporados al suelo y, por otra parte alrededor de un 15% del N mineral aplicado como fertilizante es inmovilizado por la biomasa del suelo. Al respecto, Rodríguez (1990) señala que alrededor de un 70% del N inmovilizado deriva hacia el PNE y un 30% al PNL.

Al cabo de un año, un 30% del N de los residuos queda expuesto a la acción microbiana y constituiría el PNL, que tiene una tasa de mineralización superior al PNE. La tasa anual de mineralización del PNL es alta, de modo que todo el PNL se mineraliza en el año.

La tasa de mineralización del PNE es de alrededor del 6% anual (Rodríguez, 1990); «al respecto, en forma ponderada ambas fracciones dan tasas del orden de un 3% anual del N total del suelo. La constancia de las tasas en distintos agroecosistemas se debe a que los residuos finalmente se transforman en productos microbiales.

Los cambios en el uso y manejo del suelo alteran los niveles de equilibrio del PNE, después de haber alcanzado el equilibrio, en algún número de años, el suministro de N para un cultivo está dado principalmente por la cantidad de residuos incorporados en la temporada anterior. Estos períodos de equilibrio para un agrosistema son de 30 a 40 años.

Como ya se ha indicado, un 30% del N de los residuos de cosecha en el primer años se encuentran en forma lábil y un 70% se estabiliza en forma de productos microbiales. La continua acumulación en el tiempo conforma el PNE y los productos lábiles microbiales conforman el PNL; mientras el primero tiene un período de renovación (turnover time) de 30 años, en el segundo es de un año.

El 30% del N de los residuos incorporados en el cultivo anterior van a formar parte del suministro de N para el cultivo de la temporada, siendo luego mineralizado.

El "pool" inorgánico de, nitrógeno (PNI) es variable, ya que recibe aportes desde distintas fuentes tales como los "pooles" de N orgánico lábil y estabilizado y la fertilización nitrogenada inorgánica. Por otra lado, los cultivos absorben nitrógeno inorgánico y parte sufre pérdidas por lixiviación o de tipo gaseosas.

Los cultivos a través de su sistema radical absorben nitrógeno como N03- y NH4+. En condiciones normales de nitrificación predomina en el suelo el ión nitrato (N03-) y sólo se encuentran pequeñas cantidades de amonio (NH4+).

2.3. Lixiviación del nitrógeno del suelo

El nitrógeno en la forma de nitrato (N03 -) es muy móvil en el suelo y se desplaza hasta los limites que alcanza el agua del suelo. En condiciones de excesivas precipitaciones o riegos, los nitratos lixivian en el perfil y, cuando existe movimiento capilar de agua puede ascender y llegar a acumularse en los horizontes superficiales.

En algunas situaciones agrícolas o agroecosistemas las condiciones propicias pera que ocurra la lixiviación son alto contenido de N03- y movimiento de agua en el perfil. Un caso en el cual los contenidos de N03- son bajos es el de las praderas permanentes, donde los nitratos son absorbidos a una tasa similar a su liberación por el suelo. También los contenidos de N03- son bajos en suelos inundado o en suelos forestales muy ácidos.

De lo anterior se puede deducir que las cantidades son variables. Así es como en estudios con lisimetros sin aplicación de fertilizantes, las pérdidas han variado entre 5 kg de N ha-l año-1 en suelos arcillosos a 45 kg de N ha -1 año-1 en suelos arenosos. En un suelo cultivado, las pérdidas del nitrógeno fertilizante fue de 3,5% cuando se aplicaron 60 kg de N ha I y fue tan sólo de 1% en pradera de gramínea cuando se aplicaron 250 kg de N ha-1, según Kolenbrander, citado por Legg y Meisinger (1982).

También se ha comprobado en lisimetros que cuando la evapotranspiración es alta, los contenidos de N03- en el agua percolada son más bajos.

McNeal y Pratt, citados por Legg y Meisinger (1982) informan que en cultivos bajo riego en California comúnmente las pérdidas por lixiviación varían entre un 25 a 50% del N aplicado, pero también se pueden presentar valores más altos.

2.4. Desnitrificación del nitrógeno en los suelos

En los suelos que son inundados, el oxigeno es excluido y en dichas condiciones ocurren procesos anaeróbicos. Así es como en los suelos, algunos microorganismos anaeróbicos tienen la particularidad de obtener su oxigeno de los nitratos y nitritos con la consecuente liberación de nitrógeno elemental (N2) y óxido nitroso (N20). Las reacciones más probables que ocurren en este proceso son las que se ilustran en la siguiente ecuación:

Una gran población de estos organismos desnitrificantes se encuentran en los suelos agrícolas y aún son más numerosos en la vecindad de las raíces de las plantas, debido al beneficio de los exudados carbonosos. Por ello, las condiciones para la desnitrificación son altas en casi la totalidad de los suelos; pero se requieren las condiciones para que estos microorganismos cambien desde una respiración aeróbica a un tipo de metabolismo que usa al N03- como un aceptor de electrones en ausencia de oxigeno.

La tasa y magnitud de la desnitrificación son fuertemente influenciadas por numerosos factores del medio; entre los más importantes tenemos: cantidad y naturaleza de la materia orgánica presente en el suelo, contenido de humedad, aireación, pH del suelo, temperatura del suelo y nivel de nitrógeno inorgánico.

En relación con el contenido de materia orgánica, se ha comprobado que el carbono orgánico soluble en agua y el carbono mineralizable tienen una alta relación con la capacidad de desnitrificación.

El efecto del contenido de agua es claro, ya que una mayor saturación o anegamiento del suelo va a impedir la difusión de oxigeno a los sitios de acción de los microorganismos, dándose las condiciones favorables para que ocurra este proceso.

La desnitrificación puede ocurrir en suelos aparentemente bien aireados cuando la demanda biológica de 02 en los micrositios anaeróbicos excede el suministro.

Por otra parte, se ha visto que muchas de las bacterias responsables de este proceso son sensibles a valores bajos de pH. En suelos con un pH inferior a 5,8 es menor la desnitrificación y con un pH inferior a 4,1 es muy baja. En un valor de pH de alrededor de 5,5 es prácticamente la mitad en relación con un suelo con pH 7,5.

La desnitrificación se ,incrementa en el rango de temperatura de 2 a 254C y se puede mantener en una alta tasa hasta los 60ºC para luego, sobre esta temperatura, ser inhibida.

2.5. Volatilización del nitrógeno en los suelos

El amonio de los suelos o el amonio de los fertilizantes puede irse a la atmósfera a través del proceso conocido como la volatilización. Este proceso tiene relevancia cuando se usan fuentes fertilizantes amoniacales y particularmente cuando los estudios tienen relación con la aplicación de urea a los suelos. Se ha demostrado que este proceso está influenciado por numerosos factores del suelo tales como: pH, contenido de carbonato de calcio, capacidad de intercambio catiónico, cationes de intercambio, textura, temperatura, contenido de humedad y cantidad y formas de amonio. En relación con el fertilizante depende de la fuente, la dosis y la profundidad de incorporación.

Una forma muy simple que ilustra este proceso se puede condensar en la siguiente ecuación:

Las pérdidas por volatilización son favorecidas particularmente por un valor de pH alto en el suelo o bien por reacciones que produzcan un aumento del pH aun en forma transitoria. En el Cuadro 3 se puede ver la clara influencia del pH en las pérdidas por volatilización.

Cuadro 3. Relación entre el pH de la solución y el porcentaje de amoniaco.

pH NH3

solución libre

(%)

6 0,1

7 1

8 10

9 50

Fuente: Parr y Engibous citado por Tisdale et al (1985).

Los factores que tienen un efecto opuesto y retardan la volatilización del nitrógeno son: la capacidad de intercambio catiónica, el contenido de arcilla y, la profundidad de incorporación del fertilizante amoniacal.

2.6. Entradas de nitrógeno ql sistema suelo

Las entradas de nitrógeno al sistema ocurren a partir de diferentes fuentes y las principales pan: 1) fijación biológica del nitrógeno atmósferico que puede ser de tipo simbiótico y no simbiótico; 2) precipitación desde la atmósfera; 3) agua de riego; 4) fertilización orgánica, estiércol o bioabonos; 5) fertilización con materiales sintéticos industriales y 6) desechos urbanos e industriales.

En el Cuadro 4 se presentan algunas estimaciones de estos aportes realizadas en USA. Se consideran sólo las tres primeras fuentes, ya que ,las otras son de tipo muy puntual.

Cuadro 4. Estimación de las entradas anuales (inputs) a partir de distintas fuentes.

FuenteEntrada de nitrógeno al suelo

(kg ha-1 año-1)

Atmosférica 3,8 -18,2

Fijación simbiótica

General 3,3 -26,2

Cultivos leguminosas 40 -200

Fijación no simbiótica 2,7 -4,5

Agua de riego 10 -50

Fuente: Datos tomados principalmente de Hauck y Tanji (1982).

Los cultivos como alfalfa, tréboles y lupinos, son los mejores fijadores; generalmente fijan más de 100 kg ha-laño-1; por el contrario, el fréjol y el maní fijan cantidades inferiores a 50 kg ha-año-1. El haba es un excelente fijador de N en comparación con la soya.

3. EL FOSFORO EN LOS SUELOS

El fósforo es un elemento de particular preocupación en la agricultura mundial, ya que una importante superficie de suelos de cultivo y praderas presentan bajos contenidos disponibles y por tanto es un factor limitante de la producción. La mitad de la superficie de suelos arables del país corresponde a suelos con esta característica y en total habría 5 millones de hectáreas en las cuales el fósforo tiene un rol determinante en la producción agropecuaria, la que concierne principalmente a los suelos derivados de cenizas volcánicas.

Los contenidos de fósforo total en los suelos son menores en comparación con el nitrógeno y potasio, comúnmente las concentraciones de P total varían entre 90 y 2_000 mg kg-1 y el valor promedio estaría en torno de 900 mg kg-1 . En suelos de la zona central se determinaron valores entre 730 y 1.290 mg kg-1 y en suelos derivados de cenizas volcánicas de la zona sur entre 940 y 1.725 mg kg -1

Se podría considerar que en los suelos el 2% del P, referido al total, se encuentra en formas disponibles para las plantas. Por lo tanto, el P total no tiene un valor práctico, pero si puede considerarse una reserva en el tiempo, ya que el fósforo mineral se puede solubilizar lentamente por efecto de la meteorización.

Por lo general, una importante proporción del P total en los suelos se encuentra en forma orgánica, la que puede ser del orden del 50% o más, pero es muy estable y se mineraliza muy lentamente.

3.1. Ciclo del fósforo en los suelos

En la Figura 2 se presenta el ciclo del fósforo en el suelo en forma muy simplificada pero que muestra bien las relaciones de los intercambios entre las distintas formas.

Figura 2. Relaciones entre los componentes del ciclo del fósforo en los suelos.

3.1.1. Fósforo inorgánico

El fósforo se encuentra formando parte de minerales, los más importantes son las apatitas, la estregita y la variscita, que pueden liberar fósforo muy lentamente por meteorización.

Pino (1982) se refiere, dentro de las formas de fósforo relativamente inactivas, al P ocluido y señala que corresponde a compuestos de Al - P y Fe - P rodeados por una cubierta inerte de otro material que evita la reacción de estos fosfatos con la solución suelo.

Por otra parte, hay una numerosa variedad de compuestos de fosfatos de calcio, aluminio y hierro. En los suelos alcalinos el P soluble agregado reacciona principalmente con Ca y en los suelos ácidos con el aluminio hierro y manganeso. El rango de pH más favorable para la disponibilidad de P es entre 6 y 7.

3.1.2. Fósforo solución

El fósforo absorbido por las plantas se encuentra en la solución suelo preferentemente como ión ortofosfato mono y divalente y el predominio de una u otra forma es función del pH del suelo. A pH 7,2 habría una cantidad aproximadamente igual de ambas formas, bajo este valor predomina la forma monovalente (H 2P04-) y sobre este valor lo es la forma divalente (HP04-). La concentración de P en la solución y su manutención durante el desarrollo del cultivo es un parámetro muy relevante en el suministro de P a un cultivo, ya que se ha comprobado que una determinada concentración sostenida en el tiempo optimiza el crecimiento o rendimiento del cultivo. Este parámetro ha recibido la denominación de "requerimiento externo de P" y no es común para todos los cultivos; por ejemplo, para cebada es 0,68 MY L -1 y para arroz es 0,09 mg L-1. Un valor de 0,2 a 0,3 mg L-1  es el adecuado para una amplia variedad de cultivos. En una situación de equilibrio la concentración en la solución suelo es de 0,03 mg L-1.

3.1.3. Fósforo lábil

El P lábil corresponde a la fracción que se encuentra en equilibrio dinámico con el P de la solución. Rodríguez (1990) hace referencia a una fracción de P no lábil que correspondería al P que está adsorbido en el interior de las partículas de minerales secundarios y tiene una relación de equilibrio con el P lábil, pero no con el P de la solución suelo.

Un hecho que es evidente en los estudios de laboratorio y que en algunos casos se ha comprobado también en experimentos de campo, es que al agregar un cantidad de fosfato soluble al suelo a las 48 horas, el 99% del P agregado es retenido por la fase sólida del suelo y se incrementará el "pool" de P lábil (factor cantidad) pero, también se incrementará la tasa de

intercambio entre el P lábil y el P solución. Por lo tanto, en un suelo recién fertilizado con un fosfato soluble, al disminuir el P en solución por absorción de la raíz, se establece un gradiente difusivo por medio del cual el P se mueve desde la solución a la superficie radical, disminuye el P en solución y el P lábil en equilibrio pasará a la solución, lo cual implica que se habrá incrementado la capacidad de la fase sólida para sostener una adecuada concentración de P en solución (factor capacidad o potencial fosfato).

El P lábil no sólo disminuye debido a la extracción que hace el cultivo, sino que pasa a formas no lábiles que pueden ser orgánicas (inmovilización) o inorgánicas, pero la relevancia de las segundas es mucho mayor y se le denomina la etapa de reacción lenta con la fase sólida del suelo. Este proceso se caracteriza por, que es gradual, ya que en el tiempo cada vez una proporción menor del P agregado permanece en el "pool" lábil.

El fenómeno de la sorción o reacción del P con la fase sólida es controvertido y se postulan distintos mecanismos que serian: 1) Adsorción electrostática, un fenómeno reversible que se le denomina también intercambio iónico; 2) Adsorción por fuerzas de Van der Waals que es una adsorción física, y en este caso no se tiene que liberar un ión ya adsorbido; 3) Adsorción superficial por medio de la formación de enlaces con grupos superficiales del tipo metal-OH que poseen los óxidos metálicos y los alúminosilicatos, se le denomina también quimisorción o adsorción química, siendo este proceso poco reversible; y 4) Reacciones de precipitación.

Vanderdeelen et al (1973) dividen el proceso en una etapa inicial, que corresponde a la adsorción del fosfato a las superficies activas y posteriormente una etapa de intercambio lento y prolongado, en la cual existe una difusión intraparticular o de descomposición (precipitación).

Rodríguez (1990) postula dos procesos: a) un proceso de adsorción en superficie y de difusión por una alta diferencia de gradiente de concentración, y b) un proceso lento en que definitivamente pasa a dominar la difusión o penetración vía intrapartícula.

El fósforo que permanece como lábil después de una aplicación de P y posterior al cultivo, se le denomina también P residual. Al respecto Opazo et al (1990), en suelos de origen aluvial, determinaron el P residual extraíble en ensayos de invernadero y encontraron que, en él caso de un suelo con disponibilidad inicial baja, un 38.a 58% del P agregado estaba en el "pool" lábil y, en los suelos de disponibilidad inicial más alta los valores fueron superiores, lo cual implica que en los suelos equilibrados a un nivel más alto de P, la relevancia de las reacciones lentas seria menor, ya que el, gradiente difusivo entre el "pool" lábil y el "pool" no lábil es menor, al tener este último un nivel más alto o bien explicado a través de el proceso de quimisorción habrían menores sitios reactivos.

3.1.4. Fósforo orgánico

En los agroecosistemas el P orgánico no alcanza a tener una significación, ya que la concentración de P en los residuos es baja y una mínima proporción queda en forma lábil. Sin embargo, cuando se incorporan cantidades altas de residuos o cuando se incorpora una pradera, debe ser considerado este aporte de P. De la cantidad total agregada un 30% pasa a formar parte del pool orgánico lábil.

3.2. Entradas y salidas de fósforo

Las salidas del sistema están dadas por las extracciones de los cultivos. No existen salidas de P por lixiviación, ya que el movimiento de P en los suelos no supera los 20 mm.

Las entradas corresponden fundamentalmente a la fertilización fosfatada y comúnmente los suelos tienen más fósforo en el horizonte superficial (0 a 20 cm), aunque hay excepciones.

4. EL AZUFRE EN LOS SUELOS.

El azufre en los suelos es afectado por numerosos procesos químicos, físicos y biológicos y se presenta en distintas formas como ningún otro elemento, ya que su valencia varia entre -2 a +6, donde los sulfuros y sulfatos representan los dos extremos. Las formas que ocurren en los suelos pueden ser divididas en dos fracciones, azufre inorgánico y azufre orgánico, aunque las transformaciones biológicas establecen una interdependencia permanente entre ambas fracciones.

El origen del azufre en los suelos inicialmente proviene de la meteorización de las rocas, las cuales tienen diferentes contenidos de S y en ciertas áreas de la actividad volcánica. Posteriormente, en el ciclo natural intervienen los seres vivos, la atmósfera y el agua.

El S en las rocas está principalmente en forma de sulfuros, por ejemplo, de hierro, níquel y cobre, los cuales durante la meteorización se oxidan a sulfatos. También la actividad volcánica libera importantes cantidades de anhídrido sulfuroso y azufre elemental. El anhídrido sulfuroso es llevado por las lluvias al suelo y se oxida a sulfato.

Los coloides del suelo tienen la capacidad de adsorber sulfatos; sin embargo,1 en regiones de clima húmedo éstos se mueven en el perfil encontrándose en muchos suelos contenidos más altos en los horizontes subsuperficiales (horizonte B).

En suelos del sur de Chile, Opázo (1982), al comparar dos estratas, encontró que el contenido de sulfato era más alto en profundidad. Al respecto Wolt et 2_L (1992), en suelos Andepts de Hawaii también encontraron que los sulfatos extraíbles aumentaban hasta los 120 cm de profundidad en el perfil y los contenidos fueron función de la cantidad y distribución de la precipitaciones y del grado de meteorización de los suelos. En aquellos suelos cultivados durante muchos años el historial de fertilización también fue un factor que influyó en el contenido de sulfatos.

Los mayores contenidos de sulfato en profundidad son función de la mayor capacidad reactiva que presentan algunos suelos en sus horizontes inferiores, siendo adsorbidos los sulfatos.

En suelos de regiones húmedas se ha comprobado que menos del 10% del azufre total de los suelos se encuentra en la forma de sulfato soluble y adsorbido, mientras que en regiones áridas se pueden encontrar importantes cantidades de sulfatos insolubles (Murphy, 1980). Por otra parte, en condiciones anaeróbicas se pueden acumular importantes cantidades de sulfuros insolubles, como los sulfuros de hierro.

4.1. Ciclo del azufre

En la Figura 3, se describen las principales formas presentes en los suelos y las transformaciones. Tanto para el azufre inorgánico (Si) como para el azufre orgánico (So) se tienen formas tanto lábiles como estables.

La descomposición de los residuos orgánicos por los microorganismos genera varios "pooles" de So (lábil, arcillo - protegido y estable) y el paso a Si puede ser vía S microbiano o exoenzimas excretadas por los microorganismos.

Figura 3. Ciclo del azufre. (Fuente: Stewart y Sharply, 1987).

El S mineralizado que pasa al "pool" de sulfato, lábil y en solución, puede volver a ser utilizado por los microorganismos e integrar formas orgánicas.

4.1.1. Azufre orgánico

Una importante cantidad del azufre de los suelos se encuentra en la materia orgánica, que alcanza a más del 90% del S total. En la estrata superficial de los suelos volcánicos del sur de Chile más del 98% del S se encuentra en forma orgánica (Opazo, 1982).

Se ha encontrado una estrecha relación entre el carbono, nitrógeno y azufre de la materia orgánica del suelo. Su valor es de alrededor de 120: 10:1,3, siendo la química del azufre durante la formación del humus aún poco conocida.

Por lo general se hace mención a dos categorías de S orgánico: a) enlaces covalentes azufre - sulfato, no unidos directamente a carbono y b) azufre unido directamente a carbono. Maw (1972) estimó que más de la mitad del S orgánico está en la forma de ésteres sulfato de polisacáridos, compuestos fenólicos y lípidos, mientras que el resto está unido a carbono e incluye los aminoácidos metionina y cistina.

El azufre orgánico, al igual que el nitrógeno orgánico es mineralizado en los suelos por la acción de los microorganismos, pasando a la forma de sulfato. La tasa de mineralización es función de varios factores y en condiciones aeróbicas se favorece por:

- Temperaturas de 20ºC o mayores;

- Más altos contenidos de carbono en el suelo;

- Mayor acción de los microorganismos rizosféricos;

- Humedecimiento y secado alternado del suelo;

- Adición de carbonato de calcio.

La descomposición del S orgánico en condiciones anaeróbicas origina sulfuros o en suelos altos en materia orgánica permanentemente inundados se puede formar disulfuro de hierro (pirita).

Swift (1977) comparó, dentro de un mismo tipo de suelo, campos de praderas y de cultivos permanentes. Los suelos con praderas tuvieron contenidos de C, N y S más altos que sus homónimos cultivados; pero, mientras la relación C/N fue similar, la relación C/S fue significativamente más baja en los suelos cultivados, lo cual indica que el S es menos afectado por los factores que favorecen la mineralización en comparación con el C y N. En este mismo estudio, en condiciones de laboratorio, se comprobó que el S es más resistente a la mineralización que el N y la proporción mineralizada fue de alrededor del 1% del S total a 30ºC.

En suelos de Escocia, de una profundidad de 0 - 15 cm, el contenido de S total en suelos con pradera fue de 0,06% (600 mg kg 1) en comparación con 0,034% (340 mg kg-1) de los homónimos cultivados (Swift, 1977).  Los valores promedios de S total determinados en suelos del sur de Chile (X Región) fueron 552 mg kg -1 y 821 mg kg-1 en Ultisols y Andepts, respectivamente (Opazo y Rodríguez, 1984).

4.1.2. Azufre inorgánico

El azufre inorgánico en los suelos se puede encontrar como sulfato soluble en solución y sulfato adsorbido. En zonas áridas y semiáridas se presentan sales de en solubilidad como el sulfato de calcio y sulfato de magnesio y en suelos bajo condiciones de inundación se presentan sulfuros.

La forma de S más relacionada con la disponibilidad para las plantas es la de los sulfatos, ya que en esta forma el S es absorbido por las raíces.

Los sulfatos se mueven en el perfil del suelo y son acumulados en el horizonte B debido a la mayor capacidad de retención. En un cultivo de trébol en California se aplicó yeso (sulfato de calcio) a un suelo de textura franco arenosa y se recuperó, después de una temporada de crecimiento, un 77% del S aplicado en el agua de percolación. También se ha demostrado el movimiento de sulfato en columnas de suelo mediante el uso de S radiactivo (S35).

En suelos de los valles centrales, las aguas de riego constituyen un importante aporte de sulfatos. En el Cuadro 5 se presentan contenidos de S en las aguas de algunos ríos del país.

Cuadro 5. Contenidos de S-S04 en las aguas de algunos ríos de Chile.

Río RegiónS-S041

mg L

Lluta I 226

Loa II 36

Copiapó 111 191

Huasco IV 78

Elqui IV 88

Aconcagua V 19

Maipo RM 33

Cachapoal vi 15

Teno VII 11

Ruble VII 2

Rodríguez (1990) informa los contenidos de S extraíbles en diferentes suelos de Chile, varían entre 3 a 74 mg kg-1 de S-S04. En suelos de origen aluvial y lacustre de la Región Metropolitana, regados con agua del río Maipo, el S extraíble es muy alto; pero, en el sur y en suelos de terrazas aluviales de las regiones VI y VII se presentan tanto valores bajos como altos (Rodríguez, 1990).

En las terrazas recientes de texturas más arenosas, los contenidos de S extraíble son, en general, más bajos (Rodríguez, 1990).

En los suelos rojos arcillosos de las regiones IX y X los contenidos' son frecuentemente bajos (4 a 8 mg kg-1) a muy bajos (menos de 4 mg kg -1 de S-S04) y en la agrupación de suelos trumaos (Andepts) se presenta una variada disponibilidad de S desde la VI a la X Región (Rodríguez, 1990).

Los aportes atmosféricos de S son muy variables pero en zonas no industriales y continentales pueden ser del orden de 2 a 4 kg de S por ha año; en cambio, en áreas industriales los valores de S pueden ser de 60 kg ha-1 año-1 o más altas.  En una extensa zona de Estados Unidos, en el noreste, la depositación anual de S es del orden de 12,5 kg ha-1 (Johson, 1987).

En el estudio de la disponibilidad de azufre en un sistema agrícola se requiere además de los valores analíticos realizar un balance de los aportes y pérdidas que pueden ocurrir en dicho suelo y, a partir de esto, considerar si el suministro es suficiente para los requerimientos de los cultivos.

5. EL POTASIO, MAGNESIO Y CALCIO EN LOS SUELOS

El potasio, calcio, magnesio y también el sodio en algunos aspectos cumplen un rol común e interrelacionado en el sistema suelo-planta. Los tres primeros forman parte de los elementos químicos que han sido definidos como esenciales para la nutrición de las plantas.

El sodio, que también es absorbido en forma catiónica (Na+), no es universalmente aceptado como un elemento mineral esencial y se ha comprobado que sólo algunos cultivos se benefician con su aplicación.

Sobre la base de numerosos ensayos de invernadero con alfalfa en suelos de New Jersey, Bear y Toth, citados por McLean y Carbonell (1972), sugieren que la saturación de bases ideal en el suelo debe ser: 65% Ca, 10% Mg, 5% K y 20% H. Más tarde, Graham, citado por McLean (1977), recomienda que los porcentajes de saturación para Ca, Mg y K debieran ser de 75; 10 y 2,5 a 5%, respectivamente y que en los rangos de 65 a 85% para Ca; 6 a 12% para Mg y 2 a 5% para K, aparentemente no habrían efectos apreciables en los rendimientos.

En estos primeros estudios también se comprobó que cuando las plantas crecen en un medio con una saturación de Ca, bajo el óptimo, absorben más K que el necesario para su nutrición normal. Por tanto, cantidades apropiadas de Ca aportadas como cal bajan la absorción de K, el cual es un elemento de más alto costo en la fertilización. También se comprobó que cuando la relación Ca/K en el tejido está sobre 4 (más de 2% Ca o menos de 1% de K en los tejidos de las plantas), los rendimientos decrecen (McLean, 1977).

5.1. Concepto de las razones de saturación por cationes básicos RSCH

McLean (1977) señala que el concepto se puede sustentar ampliamente en los siguientes principios:

a) La retención de los cationes en los sitios de intercambio difiere entre cationes y varía bastante para el mismo tipo de catión a diferente saturación.

b) Las cantidades de los cationes en forma intercambiable frecuentemente no son proporcionales a las cantidades solubles, activas, o inmediatamente disponibles para la planta, la relación dependerá del grado de saturación del ión en la capacidad de intercambio catiónico del suelo y el exceso de un catión puede bajar la actividad y la absorción de otro por la planta.

c) La adsorción complementaria de iones para un ión dado tiene marcados efectos en el intercambio y absorción por la planta del ión en cuestión.

d) Ambos, la capacidad (intercambio total) e intensidad (actividad) de un catión adsorbido influyen en la disponibilidad de un catión para la planta.

e) La saturación de las cargas dependientes del pH aumenta la actividad y disponibilidad para la planta de los cationes básicos divalentes.

McLean y Carbonell (1972) señalan que el nivel de saturación y las relaciones pueden variar mucho más que lo encontrado por Graham (trabajo no publicado), sin un importante efecto en los rendimientos. Sin embargo, se deben seleccionar una específica saturación catiónica básica y un nivel de pH en el suelo.

Se ha visto que no es posible generalizar una relación óptima para los cationes, ya que otras características de los suelos pueden estar influyendo. McLean (1977) hace referencia en relación con algunos inconvenientes que presenta la determinación analítica de la capacidad de intercambio catiónico en los suelos (CIC), la cual es necesaria para calcular la saturación de cationes. Por ejemplo, en los suelos calcáreos la solución extractante solubiliza parte de los cationes básicos que no están adsorbidos a los sitios de intercambio, por lo cual los métodos usados no son adecuados para determinar la CIC en estos suelos. Por otra parte, Carrasco y Sadzawka (1985) hacen un detallado análisis de los factores que influyen en la determinación de la CIC en suelos formados a partir de materiales volcánicos y de ello se puede concluir que en estos suelos los valores obtenidos son dependientes del método utilizado.

La saturación óptima para los rendimientos máximos es dependente de la CIC del suelo. Cope, citado por McLean (1977), encontró para el cultivo de algodón en suelos de Alabama, que en aquellos suelos de CIC baja (0 a 5 meq/100 g) la saturación de K debía ser de 3,8%; en los de CIC media (5 a 10 meq/100 g), de 2,9%; y en los de CIC alta (más de 10 meq/100 g) de 2,6%. Estos resultados deben tomarse como una referencia general, ya que para mejorar la interpretación de estos conceptos se deben considerar las características de los suelos y de los cultivos.

5.2. El potasio

El potasio es uno de los elementos más abundantes en la litósfera (2,6%). Los contenidos en los suelos normalmente varían 1 entre 0,5 a 2,5% y por lo común es de 1,2% (1,2 x 104 mg kg - ).

El potasio contenido en los suelos se origina a partir de la meteorización de las rocas que contienen minerales en los cuales uno de los constituyentes es el potasio. Los contenidos de K en los minerales de los suelos varían entre 3 y 20%. Esta reserva de K se encuentra generalmente en forma de silicatos, ya sea integrando rocas o como minerales primarios libres, en forma de feldespatos potásicos, como micas o como minerales secundarios, illitas, vermiculitas, esmectitas, etc.

La capacidad de liberación de K desde los minerales, aunque es un-proceso muy lento como para tener importancia como suministro de K para las plantas, es un proceso que ocurre, existiendo una liberación lenta en el tiempo.

Se han definido cuatro fracciones de K según su disponibilidad para los cultivos: potasio en solución (Ks), potasio de intercambio (Ki), potasio no intercambiable (K ni) y potasio mineral (Km).

Las plantas absorben el K principalmente como ión K+ desde o vía solución suelo.

5.2.1. El potasio en la solución suelo. Los contenidos de K en la solución suelo son variables; los valores más comunes fluctúan entre 1 y 10 mg kg -1. Singh y Jones (1975, 1976) han sugerido contenidos óptimos en solución para algunos cultivos con requerimientos altos y medios de K de 14,5 mg kg-1 y de 8,7 mg kg-1, respectivamente.

Los contenidos de K en los extractos de saturación comúnmente varían entre 3 a 156 mg kg -1 y los valores más altos se dan en suelos de zonas áridas o salinas. En un suelo del valle del Maipo se encontraron contenidos de 3,9 a 12,5 mg kg-1 en el horizonte superficial y en el segundo horizonte varió entre 0,8 a 3,5 mg kg-1 (Bustos, 1992).

Los valores de K solubles son difíciles de comparar, ya que los contenidos dependen bastante de las metodologías analíticas empleadas.

El potasio se puede mover en el perfil del suelo por flujo de masa y el movimiento a la superficie radicales esencialmente por difusión, este mecanismo ocurre sólo a distancias muy pequeñas en torno a las raíces (1 a 4 mm).

5.2.2. Potasio de intercambio. El potasio, en forma similar a los otros cationes, puede ser retenido en la superficie de los coloides por atracción electrostática. Los cationes retenidos de esta manera son fácilmente desplazados o intercambiados cuando el suelo es tratado con soluciones de sales neutras. En muchos laboratorios, para determinar el K de intercambio (Ki) se usa una solución de acetato de amonio 1N a pH 7. Por lo general, menos del 1% del K total (Kt) en los suelos se encuentra en la forma de Ki.

El comportamiento del Ki en los coloides del suelo no es homogéneo, ya que es retenido en tres tipos de sitios de intercambio o posiciones de unión.

- posición planar (posición p), corresponde a las superficies externas de algunos filosilicatos y no es especifica para K.

- posición de borde (posición b), corresponde al K retenido a la entrada de los espacios intercapa de las arcillas tipo 2;1.

- posición interna (posición i), el K es retenido en el interior de los espacios intercapa y tiene una alta especificidad para K.

El Ki en posición p esta en equilibrio con el K en solución en un grado más alto que el Ki en posiciones b e i.

La importancia del K de intercambio es restituir el K en solución cuando este ha sido removido por el cultivo o perdido por lixiviación; por lo tanto, es importante definir la relación entre el Ki (Q para cantidad) y la actividad del K en solución (I para intensidad). Al respecto, se ha definido el concepto Q/I, el cual fue desarrollado por Beckett en Inglaterra para predecir el "status" de K en los suelos.

La capacidad tampón (capacidad buffer) en algunos suelos de Chile fue estudiada por Rodríguez (1988), quien señala que los suelos del sur tendrían una baja capacidad para

restituir el K de la solución y que en estos suelos con bajas dosis de K pero frecuentes, es posible obtener una disponibilidad de K adecuada para los cultivos. Los suelos de la zona centro norte presentan una mayor capacidad para restituir el K de la solución, pero en situaciones de corrección se requieren dosis más altas de K en comparación con los suelos del sur en los cuales predominan el alofán y la haloisita.

5.2.3. Potasio no-intercambiable. En los métodos para determinar las distintas fracciones de potasio en los suelos se hace una diferenciación entre K no-intercambiable y K mineral (Goulding, 1987). La definición de una fracción de K no-intercambiable obedece al hecho que una parte del K mineral participa como reserva, fracción que puede contribuir con la restitución del "pool" lábil de K en los suelos. En algunos suelos esta contribución puede ser significativa en una temporada de cultivo, pero en otros esta liberación es demasiado lenta para satisfacer los requerimientos de los cultivos.

5.2.4. Potasio mineral. El K se encuentra como constituyente de algunos minerales de los suelos y éstos, aunque muy lentamente, pueden contribuir con el "pool" lábil de K. Esta fracción constituye, en una buena medida, una forma de K no-intercambiable y es difícil separarlas.

5.2.5. Retención de potasio en los suelos. La retención de K ha sido tradicionalmente denominada "fijación de potasio" y es un fenómeno conocido desde comienzos del presente siglo al comprobarse que parte del K aplicado no pasa a formar parte del K fácilmente disponible (Ks + Ki).

Los suelos no presentan la misma capacidad de retención de K y esta alcanza un máximo en suelos con alto contenido de arcillas tipo 2:1.

La retención de K es el resultado de la adsorción y atrapamiento del K entre las capas de las arcillas tipo 2:1, particularmente vermiculita, illita (mica hidratada) y esmectita, y también ha sido informado para glauconita, beidelita y nontronita. Sparks y Huang (1985) señalan que las micas hidratadas fijan K en condiciones de suelo seco y húmedo, mientras que la montmorillonita fijaría K sólo cuando los suelos se secan. En estas arcillas el K es atrapado en el espacio intercapa al producirse una contracción.

La retención de K en forma no-intercambiable es un proceso rápido. Rodríguez (1988) encontró que ocurría antes de las 24 horas, también señala que no se encontró retención en suelos con arcilla 1:1 o en las no cristalinas, ni para condiciones húmedas o secas y, al estudiar un gran número de suelos de la zona centro norte determinó que sólo una baja proporción de éstos presentaba retención de K.

5.2.6. Liberación de potasio. La liberación de potasio desde la fase sólida del suelo permite restituir el K de intercambio que ha sido utilizado por los cultivos. El potasio retenido en los suelos en forma no-intercambiable puede ser liberado lentamente.

5.2.7. Capacidad potencial tampón (PBCk ) .

En los estudios realizados para conocer la capacidad de suministro de potasio se han definido algunos parámetros, entre otros está la capacidad potencial tampón, de Beckett (1964).

La capacidad potencial tampón se obtiene a partir de la curva que relaciona Q/I, la cual se obtiene produciendo variaciones de la intensidad de K al equilibrar el suelo con soluciones con concentraciones variables (I); en la práctica, el valor absoluto de Q no se mide y, sólo se mide el cambio de potasio inicial en la solución (,njK). Rodriguez et al (1974), en suelos de la zona central de Chile,*no encontraron una relación de este parámetro con la absorción de K por los cultivos y concluyen que no seria un índice adecuado del poder de suministro de K en estos suelos.

En esta misma relación, los valores en el eje de las abscisas se expresan como la relación de actividad para potasio (AKk) -y representaría la intensidad del K lábil del suelo y, cuando el

factor Q o el valor delta K es igual a cero, ella es una medida del grado de K disponible en equilibrio y se define como el parámetro AKek. Rodriguez et al (1974) encontraron, para los suelos de la zona central de Chile, que la utilización conjunta de los parámetros AKk y PBCk, así como también el potasio de intercambio (ki), explican satisfactoriamente el poder de suministro de K en los suelos estudiados.

La capacidad potencial tampón (PBCk) del suelo es una medida de la cantidad de potasio lábil que un suelo puede suministrar. En otras palabras, indica la capacidad o poder de un suelo para mantener el nivel de K en la solución suelo o factor intensidad.

Le Roux, citado por Sparks y Huang (1985), encontró que un alto valor de PBCk es indicativo de un valor constante en el suministro de K durante un prolongado periodo, mientras que un valor bajo sugiere la necesidad de aplicaciones de potasio más frecuentes, ya que pueden existir casos de suelos con un bajo valor de PBCk y no responder a las aplicaciones de K por una contribución del K no intercambiable, fracción desde la cual se libera K en el tiempo, pasando a las formas intercambiables y solubles.

5.3. El magnesio.

El magnesio se mueve a la superficie radical principalmente por flujo de masa y es absorbido como Mg+2.

Los contenidos de Mg en la solución suelo pueden variar entre 5 a 50 mg kg-1 en las zonas templadas, pero estos valores pueden ser de 120 mg kg-1 o más. En soluciones nutritivas, concentraciones de 24 mg L-1 han sido las apropiadas para la mayor parte de los cultivos (Tisdale et al, 1985).

El contenido total de Mg en los suelos es variable y pueden encontrarse valores tal bajos como 1.000 mg kg-1 en suelos arenosos a 40.000 mg kg-1 en suelos arcillosos de zonas áridas o semiáridas formados a partir de materiales parentales con altos contenidos de Mg.

Las formas de Mg disponibles para las plantas son el intercambiable y el soluble. Los principios del comportamiento del potasio en los suelos en general también aplican al magnesio.

En algunos estudios se ha observado y se sugiere una retención de Mg asociada a reacciones de precipitación (Sumner et al, citado por Tisdale et al, 1985).

Las deficiencias de magnesio son comunes en suelos de texturas arenosas ubicados en regiones húmedas. En estos suelos se encuentran contenidos muy bajos de Mg de intercambio, siendo estos valores menores a 50 mg kg-1.

Los valores de saturación de Mg dependen de la naturaleza del suelo, pero en la mayor parte de los casos no debiera ser menor de un 10%.

En suelos extremadamente ácidos se puede afectar la absorción de Mg en las plantas forrajeras y ser una causa de la presencia de la hipomagnesemia, que es un desorden nutricional en los bovinos por la falta de magnesio. Manterola y Cerdal/ en la Estación Experimental Oromo en Osorno, constataron hipomagnesemia  (tetania del pasto) en. bovinos de raza Holando Europeo y observaron que los niveles bajos de Mg en el pasto estaban asociados con la época de mayor crecimiento de las plantas. La tetania del pasto frecuentemente se presenta en primavera, época en la cual se incrementa el crecimiento del pasto y el nitrógeno se encuentra en forma amoniacal después de la estación fría.

Se ha demostrado en plantas jóvenes de maíz que los contenidos de Mg en las plantas son notoriamente reducidos cuando el nitrógeno se aplica como NH4+ en vez de N03-

El magnesio puede ser lixiviado en los suelos, siendo estas pérdidas del orden de 5 a 60 kg ha -

1 año. Las pérdidas más altas de Mg corresponden a suelos arenosos y particularmente en

suelos donde se realizan aplicaciones de KC1. El Mg es desplazado por intercambio catiónico y se mueve en el agua de percolación siendo favorecido este proceso por la presencia de aniones tales como cloruro y sulfato.

Osores y Rodríguez (1986) encontraron contenidos muy bajos de Mg en suelos de Chiloé, siendo estos en muchos casos de 12 mg kg-1 (0,1 meq/100 g). Para praderas de trébol blanco se ha sugerido un nivel critico de disponibilidad de Mg de intercambio en el suelo de 0,2 meq/100 g.

Bustos (1992) encontró, en perfiles de suelos de la Serie Maipo en la Región Metropolitana, contenidos entre 4,8 y 8,9 meq/100 g, en el horizonte superficial, siendo los contenidos más altos en profundidad; esto se explicaría por el movimiento de Mg en el perfil favorecido por la solubilidad de los sulfatos, cloruros y carbonatos de magnesio. No obstante los altos contenidos de magnesio de intercambio en el suelo, los contenidos foliares en los árboles fueron bajos, lo cual se puede explicar por la alta relación Ca/Mg.

5.4. El calcio.

El calcio es transportado a la superficie radical por flujo de masa en la mayor parte de los suelos.

En las zonas templadas los contenidos de Ca+2 en solución varían entre 30 a 300 mg kg-1 y puede ser tan bajo como 8 mg kg en suelos de zonas lluviosas; comúnmente los suelos tienen un valor de 33 mg kg-1. Tisdale et al (1985) señalan que, aun cuando la concentración de Ca en la solución suelo es 10 veces mayor que la de K, la absorción es frecuentemente menor que la de potasio. El Ca sólo puede ser absorbido por las raíces jóvenes en las cuales la pared celular de la endodermis no está aún suberizada.

Los contenidos totales de calcio en los suelos pueden variar de 1.000 mg -l kg-1 en suelos muy meteorizados en el trópico a 250.000 mg kg -1 más en suelos calcáreos. Valores superiores a 30.000 mg kg-1 indican la presencia de carbonatos de calcio.

El calcio de los suelos tiene su origen en los minerales de las rocas del material parental. El mineral plagioclasa, anortita, es una de las principales fuentes primarias de Ca en los suelos. La calcita (CaC03) es frecuentemente la fuente dominante de Ca en los suelos de zonas áridas y semiáridas, como también pueden estar presentes la dolomita y el yeso.

El calcio liberado de los minerales a la solución suelo puede tener distintos destinos: ser absorbido por las plantas o por los microorganismos del suelo; ser retenido en forma intercambiable en la superficie de los coloides del suelo; ser reprecipitado como compuestos secundarios de calcio; y, en alguna medida, perderse en el agua de percolación.

Los suelos de texturas ,finas y formados a partir de rocas con minerales que contienen calcio tienen altos contenidos de este elemento tanto en la forma intercambiables como calcio total. Sin embargo, en las regiones húmedas aun en suelos formados a partir de calizas son frecuentemente ácidos en la estrata superficial, ya que el calcio como los otros cationes básicos son removidos por lixiviación. El agua que percola contiene dióxido de carbono disuelto y se forma ácido carbónico, el cual favorece la pérdida de calcio en el suelo y este gradualmente se acidifica.

El contenido de calcio en los suelos de las zonas áridas es generalmente alto independiente de su textura, como resultado de las mínimas precipitaciones y baja lixiviación. Muchos de los suelos de zonas áridas tienen en su perfil depósitos secundarios de carbonatos y sulfato de calcio.

El calcio de intercambio, al igual que los otros cationes, está en equilibrio dinámico con el calcio de la solución suelo. Esto implica que si la actividad del calcio en solución disminuye en la medida que este es removido por las raíces o lixiviado, hay una tendencia a ser reemplazado

por el calcio intercambiable y, si la actividad es repentinamente aumentada, hay una tendencia al equilibrio en la dirección opuesta.

En los suelos que contienen cantidades muy bajas o no contienen calcita, dolomita o yeso, la cantidad de calcio en la solución depende de la cantidad de calcio intercambiable presente en dicho suelo.

Las carencias de, calcio que conducirían a una reducción de los rendimientos en los suelos agrícolas son bastante raras. Incluso en los suelos más ácidos las cantidades de calcio son suficientes para la nutrición normal de las plantas, lo que sí se puede presentar son bajos suministros internos de calcio en algunos órganos de las plantas.

En suelos ácidos es de particular importancia un complejo de intercambio con una adecuada saturación con calcio y normalmente está asociado con rendimientos más altos de los- cultivos; de este modo, muchos cultivos responderán a las aplicaciones de calcio cuando el grado de saturación es inferior a 25%.

El tipo de arcilla influye en el grado de disponibilidad de calcio. Cuando en el suelo predominan las arcillas tipo 2:1 se requiere un grado de saturación mayor en comparación con suelos con arcillas 1:1, mientras los primeros requieren una saturación de calcio de 70°% o más, en los segundos se requiere una saturación de 40 a 50%.

La relación entre Ca y los otros cationes en la solución suelo influye en la absorción de Ca por la planta y en el crecimiento radical, valores de 0,15 a 0,20 parecen ser los más adecuados.

Osores y Rodríguez (1986) encontraron un contenido muy bajo de bases de intercambio en suelos de Chiloé. Todos los suelos, con la excepción de uno, tuvieron una suma de cationes entre 1 y 3 cmol (+)/kg (meq/100 g) en la estrata superficial, siendo más bajos los valores en profundidad. En este mismo estudio se señala que, en general, el Ca intercambiable correspondió al 50% de la suma de bases, siendo en algunos suelos de sólo un 30%.

Opazo y Veloso (1986), en suelos de origen granítico de la V Región, encontraron que los valores de saturación de calcio en el complejo de intercambio variaron entre 52 y 78% y, la saturación de Ca en relación con la suma de bases fue superior a 70% en todos los suelos.

Bustos (1992), en suelos Andepts y Ultisols de la zona sur (IX y X Región), encontró valores más altos de la suma de bases y, al Ca intercambiable en relación con la suma de bases fue superior al 70%, con la excepción de un suelo con 63%.

Según los estudios realizados hasta la fecha, los suelos de Chiloé presentarían la situación más critica en relación con la disponibilidad de calcio en comparación con otros suelos agrícolas del país.

6. LOS MICRONUTRIENTES Y OTROS ELEMENTOS BENEFICIOSOS

EN LA AGRICULTURA.

Los micronutrientes se pueden diferenciar en dos grupos en relación con su naturaleza y comportamientos en los suelos, éstos son: los micronutrientes catiónicos, entre los cuales se encuentran el hierro, manganeso, zinc y cobre y, los micronutrientes aniónicos donde se ubicarían el boro, molibdeno y cloro.

Los problemas carenciales de micronutrientes son mucho menos comunes en comparación con los macronutrientes, con la excepción del calcio, muy abundante en los suelos.

Las carencias de elementos menores son bastante locales y están muy asociadas con el material parental del suelo y con las propiedades del suelo que afectan las formas disponibles; además, los requerimientos de los cultivos son muy bajos como be ilustra en el Cuadro 6.

Los cultivos pueden absorber cantidades de nutrientes superiores a sus requerimientos metabólicos. Esto en los micronutrientes ocurre especialmente en el caso del cloro, donde los cultivos pueden absorber cantidades varias veces superiores a sus requerimientos sin efectos adversos. Lo anterior ocurre debido a que la absorción de elementos químicos por las plantas es un fenómeno no selectivo.

Cuadro 6. Contenido promedio de micronutrientes en el tejido vegetal y extracción por el cultivo de maíz para un rendimiento de 100 qq ha-1.

Nutriente Contenido Extracción

(mg kg-1) (g ha-1)

Cloro 50 - 200 variable

Hierro 30 - 150 100

Manganeso 15 - 100 80

Zinc 10 - 50 150

Boro 5 - 50 60

Cobre 5 - 15 50

Molibdeno 1- 5 30

6.1. Micronutrientes catiónicos

Los aspectos comunes de estos elementos en los suelos son, entre otros, que las plantas los absorben como iones con carga positiva; se insolubilizan al subir el pH del suelo y pueden ser retenidos en forma intercambiable, aunque esto último no tiene mucha relevancia para estos elementos.

6.1.1. Hierro.  El hierro puede ser absorbido por las plantas como Fe+2, como quelato de Fe y + Fe+3, por la baja solubilidad de los compuestos que contienen Fe se ve limitada la disponibilidad y absorción en esta forma.

La disponibilidad de hierro en los suelos está controlada por varios factores como: la hidrólisis, pH, quelación y reacciones de oxido-reducción.

El Fe (III en la solución suelo puede hidrolizar a las formas Fe2(OH)2+ , Fe+3, FeOH+2, Fe(OH)2

+, Fe(OH)30 y Fe(0H)_. Las primeras cuatro formas se presentan en condiciones ácidas,

mientras que las dos últimas son dominantes a pH sobre 7.

La disponibilidad de Fe en los suelos es muy dependiente del pH y se ha comprobado que sólo a pH 3 las concentraciones de Fe solubles son adecuadas. En suelos neutros o alcalinos el movimiento de Fe a la raíz sólo se efectúa por difusión y por intercepción radicular.

Se han identificado a lo menos 16 diferentes factores que contribuyen con las carencias de hierro. En resumen se pueden señalar los siguientes: 1) antagonismos del hierro con otros

cationes del suelo, principalmente con Mn y Cu; 2) el pH, la actividad del Fe+2 en solución disminuye 100 veces por el incremento de una unidad de pH y el Fe+3 disminuye en 1.000 veces; 3) la presencia de bicarbonato en el agua de riego agrava las deficiencias de Fe como también la presencia de carbonato en los suelos.

6.1.2. Manganeso. Se encuentra en la mayor parte de las rocas, en los minerales secundarios y como óxidos e hidróxidos.

Tisdale et al (1985) señalan como condiciones de suelo en las cuales es muy probable encontrar deficiencias de Mn, cuando hay presencia de materiales calcáreos, en pH alcalinos y suelos mal drenados, los cuales han sido habilitados para la agricultura, donde el Mn es quelado por la materia orgánica formándose compuestos insolubles.

El manganeso se encuentra en solución principalmente como Mn+2 y su concentración disminuye 100 veces por cada unidad de incremento del pH. El Mn en solución es principalmente controlado por el pH y el potencial redox.

En suelos extremadamente ácidos, la solubilidad del Mn puede ser tan alta como para causar problemas de toxicidad en las plantas. Esta situación se ve agravada si también existen condiciones de saturación en el suelo en los cuales disminuye el potencial redox y aumenta la solubilidad del Mn+2.

En Chile es muy escasa la información con respecto a la dinámica del manganeso en los distintos suelos. Philippi et al (1985) evaluaron los problemas de manganeso al estudiar la adaptación de genotipos de alfalfa en suelos Andepts con valores de pH inferiores a 5,4 y, analizaron Mn de intercambio y soluble en el suelo y Mn en las plantas. El Mn de intercambio fue mayor en los suelos más ácidos y las plantas absorbieron más Mn pero no se alcanzaron niveles de toxicidad, sin embargo, en todos los genotipos se alcanzó una toxicidad leve con Al.

6.1.3. Zinc.  Las condiciones de suelo más asociadas con las deficiencias de Zn son: 1) suelos arenosos con contenidos muy bajos de Zn total; 2) suelos neutros o alcalinos, especialmente si contienen carbonatos; 3) altos contenidos de fósforo disponible; 4) algunos suelos orgánicos; y 5) subsuelos expuestos por operaciones de nivelación o bien por erosión.

El zinc en los suelos se puede encontrar en las siguientes formas: soluble en solución; Zn de intercambio; complejado orgánicamente y en los minerales primarios y secundarios. En muchos suelos, el Zn se encuentra en minerales ferromagnésicos tales como: augita, hornblenda y biotita.

El Zn es adsorbido por los carbonatos o bien puede reaccionar y precipitar como Zn(OH)2 o ZnC03, lo cual en suelos con presencia de carbonatos explicaría en parte las deficiencias.

La materia orgánica tiene la propiedad de interactuar con el Zn y se han caracterizado tres tipos de reacciones:

- Inmovilización del Zn por compuestos de alto peso molecular, como por ejemplo, lignina;

- Solubilizaci6n y movilización por ácidos y bases de cadenas cortas;

- Complejación por sustancias orgánicas inicialmente solubles las cuales forman luego sales insolubles.

Según lo anterior, la acción de la materia orgánica en el Zn es considerada variable y dependiente de las características y cantidad de los materiales involucrados.

Las reacciones primera y tercera, señaladas anteriormente implican una menor disponibilidad de Zn en los suelos y, por otra parte, la formación de quelatos solubles favorece la disponibilidad.

Se ha comprobado una interacción del Cu y Fe con el Zn de tipo antagónica, probablemente porque competirían por el mismo mecanismo de absorción en las raíces. También altos contenidos de fósforo disponibles en los suelos inducen deficiencias de Zn en las plantas.

La presencia de SO4- favorece la solubilidad y movilidad de zinc en los suelos, no obstante la movilidad del Zn en los suelos es muy baja, considerándosele más bien inmóvil en el perfil del suelo.

6.1.4. Cobre. Los sulfuros son los minerales de cobre predominantes en la corteza de la Tierra y también están presentes minerales secundarios relativamente insolubles que incluyen óxidos, carbonatos, silicatos, sulfatos y cloruros.

Las deficiencias son comunes en suelos Histosols muy ácidos, aunque en general se puede afirmar que las carencias de cobre son menos comunes en comparación con otros micronutrientes.

En los suelos, además de la presencia de cobre en minerales primarios y secundarios, puede existir en las siguientes formas: - En la solución suelo en forma iónica o complejado;

- Intercambiable;

- Ocluido y coprecipitado en óxidos;

- Adsorbido en forma especifica;

- En residuos orgánicos.

Cuando el valor de pH es bajo, menor de 6,9, el cobre en la solución suelo se encuentra principalmente como Cu+2 y sobre este valor se encuentra en forma de hidróxidos Cu (OH)2 y CuOH .

La solubilidad del Cu es muy dependiente del pH y por cada unidad que decrece el pH aumenta 100 veces.

El cobre es muy inmóvil en el suelo y es absorbido principalmente en la medida que las raíces exploran el volumen de suelo, mecanismo que recibe el nombre de intercepción.

La disponibilidad de Cu para las plantas en alguna medida está gobernada por las formas adsorbidas en la superficie de los óxidos y el ligado a la materia orgánica del suelo, lo cual se puede representar como:

6.2. Micronutrientes aniónicos.

Lo común en estos microelementos es el hecho que las plantas los absorben en forma de aniones, ión con carga negativa y, también interactúan con la fase sólida del suelo a través de la adsorción de tipo aniónica. De los tres elementos, boro, molibdeno y cloro, este último prácticamente permanece en la solución y puede ser lixiviado fácilmente en el agua de percolación.

6.2.1. Boro. Se encuentra en bajas concentraciones en la corteza de la Tierra, alrededor de 10 mg kg-1 y, los contenidos en los suelos varían entre 2 a 200 mg kg -1  , pero menos del 5% del total está en forma disponible para las plantas. Hasta la fecha, el método más confiable para medir el B disponible es aquel en el cual se realiza una extracción con agua caliente.

El origen del boro en los suelos radica en los borosilicatos (turmalina), mineral que es bastante insoluble y resistente a la intemperización.

El boro en los suelos existe principalmente en cuatro formas:

- En las rocas y minerales;

- Adsorbido en la superficie de las arcillas y óxidos; - Combinado con la materia orgánica;

- Ionizado en solución, boratos y ácido bórico en forma libre no ionizada y que predominan en la solución suelo.

6.2.2. Molibdeno. Las cantidades en los suelos son muy pequeñas, comúnmente los contenidos son de alrededor de 1 mg kg -1. Las deficiencias se presentan principalmente en condiciones de acidez y texturas arenosas. Al aumentar la acidez disminuye la disponibilidad de Mo.

6.2.3. Cloro. En la mayor parte de los suelos el cloro se encuentra como sales solubles, NaCl, CaC12 y MgC12. El cloro es absorbido fácilmente por las plantas y también se mueve en el perfil. Los niveles en los suelos pueden llegar a ser tóxicos por aportes del agua de riego, o nivel freático alto y movimiento ascendente por capilaridad aumentando la concentración en la zona de raíces.

6.3. Otros elementos beneficiosos.

6.3.1. Sodio. Las bajas cantidades en los suelos son una evidencia que en las regiones húmedas es meteorizado y lixiviado. Puede presentarse en cantidades altas en zonas áridas y semiáridas. Las plantas se pueden beneficiar ya sea porque tienen una mayor habilidad para absorber el sodio y éste sustituye al potasio en algunas funciones o bien tienen un requerimiento mayor de sodio debido a su metabolismo, como sucede en la betarraga, las forrajeras, la remolacha, la espinaca, la acelga suiza. En los forrajes el sodio mejora la palatabilidad.

6.3.2. Silicio. El silicio es el segundo elemento más importante en la corteza terrestre (27,6%) y puede variar desde más de un 40% en suelos arenosos a menos de 9°% en suelos tropicales altamente meteorizados. Se han encontrado efectos beneficiosos en caña de azúcar. En arroz, altas aplicaciones de nitrógeno hacen más susceptible la planta *al ataque de hongos y, para corregir el problema, en Japón se recomienda aplicar silicio.

6.3.3. Cobalto. Se ha demostrado que es esencial para la fijación simbiótica y también es importante en la dieta de los animales rumiantes, ya que los microorganismos del fumen lo requieren para la síntesis de la vitamina B12 y una forma de proveerlo es a través de la fertilización.

6.3.4. Selenio.  Una baja concentración en los forrajes puede provocar la distrofia muscular en bovinos y ovinos, lo cual puede ser prevenido o corregido con tratamientos terapéuticos, pero también en algunos países como Nueva Zelanda y USA se han realizado aplicaciones a los suelos con buenos resultados.

7. EVALUACION DE LA FERTILIDAD DE LOS SUELOS

La evaluación de la fertilidad puede tener dos finalidades: a) realizar un estudio de diagnóstico de la disponibilidad de nutrientes para una zona o para un tipo de suelos de características

parecidas con el objeto de tener una interpretación general para el área; y b) realizar el diagnóstico a nivel de potrero para establecer un cultivo en una pradera o en un huerto frutal.

Los primeros estudios se han denominado como caracterización de la fertilidad de los suelos y lo realizan las instituciones de investigación agrícola a nivel nacional o regional. En Chile, en el pasado las realizaba el Ministerio de Agricultura; en la actualidad estos trabajos los realizan el Instituto de Investigaciones Agropecuarias (INIA) y las Universidades. A estos estudios se les han dado distintos nombres como: ensayos exploratorios, exploración de deficiencias nutritivas, estudios de fertilidad de los suelos, etc. Para su realización se pueden emplear todas las metodologías propuestas para la evaluación de la fertilidad de los suelos, que son:

7.1.            Observación visual, de síntomas,.

Se utiliza una escala cualitativa en relación con la severidad del problema nutricional una vez caracterizado bien el síntoma específico que genera la deficiencia del nutriente.

7.2. Métodos biológicos.

 Se usa el crecimiento de una planta o su rendimiento para determinar la respuesta a un nutriente. De esta manera se evalúa el déficit en el suelo; cuando la respuesta es alta quiere decir que el déficit es mayor. Los métodos son:

A) Ensayos de campo: En este método, que es el más antiguo, se emplean parcelas experimentales y se utiliza un cultivo de importancia para la zona. Los ensayos se realizan en diferentes campos para tener la caracterización general para una zona o tipo de suelos.

B) Ensayos de invernadero. Se emplea por ser una metodología simple, rápida y económica, en la cual se usa una planta indicadora que tiene la característica de ser sensible al nutriente en estudio y de rápido crecimiento. Han sido muy empleados en Europa y se han propuesto técnicas bien especificas como los métodos de Mitscherlich, Chaminade, etc.

C) Técnicas microbiológicas. Se emplea un microorganismo muy sensible a una determinada carencia nutricional en el suelo y se evalúa el desarrollo del micelio.

7.3. Análisis de planta  Las carencias nutricionales en los suelos también se pueden evaluar a través de la concentración de nutrientes en el tejido de las plantas, cuando éstas crecen en distintos campos y relacionado con un parámetro de crecimiento o de producción.

7.4. Análisis de suelos. Se toman muestras de suelo de distintos campos y se analizan en el laboratorio mediante métodos que determinan la disponibilidad. No obstante, esta metodología requiere del conocimiento de los estándares para cada uno de los métodos para poderla interpretar.

En el estudio de casos a nivel de potrero, los métodos empleados, por su rapidez, son el análisis de suelo previo al establecimiento de un cultivo anual o en una pradera. En cambio en cultivos permanentes, el análisis de suelo tiene utilidad antes de plantar, para efectuar algunas correcciones en la plantación, ya que durante el cultivo se logra un mejor diagnóstico con el análisis de planta, conocido como análisis foliar, para el cual es importante tornar una muestra del tejido correcto en la época indicada.

8. FERTILIDAD DE LOS SUELOS EN CHILE

Los estudios de fertilidad a los cuales se refiere el punto anterior han configurado en el tiempo una visión generalizada de los problemas nutricionales que se pueden presentar en los suelos del país.

En primer lugar, tradicionalmente en el país se hace referencia sobre la fertilidad de esta tierra; se la compara con California o con otros puntos del mundo en los cuales se obtienen altos rendimientos. Según las evidencias experimentales y científicas no seria un mito y menos lo fue en el pasado antes que se devastaran fértiles suelos con la erosión.

En Chile, por lo general se logra optimizar los rendimientos con una fertilización que incluye uno o dos elementos, que son el nitrógeno y/o el fósforo. En el caso del fósforo, alrededor del 50% de las muestras analizadas en los laboratorios tienen contenidos de P disponibles medios a altos y en la zona sur disminuye esta frecuencia sólo a un 40% (Silva y Rodríguez, 1990), estos resultados pueden ser discutibles pero son una evidencia cuantificable.

Por otra parte, los suelos propiamente agrícolas del país tienen valores de capacidad, de intercambio catiónico (CIC) altos, sobre 10 cmol (+) kg 1, lo cual es reconocido como un buen índice de fertilidad.

Otro aspecto que refuerza lo anterior es el hecho que los suelos no son extremadamente ácidos o extremadamente alcalinos, esto ocurre sólo en una superficie de poca consideración.

Los suelos del sur con una alta capacidad de retención de fósforo (fijación) tienen la cualidad de poseer una productividad alta y muy alta. Por lo tanto, existe en estas condiciones un adecuado margen de beneficio económico cuando las dosis de fósforo son altas y en muchos casos se han logrado records mundiales de rendimientos en trigo, remolacha, praderas, papas, y otros cultivos.

La intensidad de cultivo y los altos rendimientos pueden implicar que se hagan más frecuentes otras carencias nutricionales, probablemente de potasio, sin llegar en el mediano plazo a ser muy generalizada. También pueden aumentar algo su frecuencias las carencias de magnesio y de azufre en la zona sur y en algunos sectores de la zona centro sur y de la costa; y, de microelementos en cultivos sensibles a carencias especificas. Al respecto, se deberá conocer más sobre el diagnóstico de estos problemas y sus correcciones.

REFERENCIAS.

Beckett, P.H.T. 1964. Studies on soil potassium. II. The immediate Q/I relations of labile potassium in the soils. J. Soil Sci. 15: 10 - 23.

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1/ H. Manterola y D. Cerda. 1992. Profesores de la Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales, Universidad de Chile.    (Comunicación Personal).

 

Capitulo VIII

EL SUELO COMO SISTEMA BIOLOGICO

María Teresa Varnero M.

Químico - Farmacéutico.

Depto. Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agraria y

Forestales Universidad de Chile

1. INTRODUCCION

La actividad biológica del suelo se sustenta en dos grandes elementos: las substancias orgánicas en distintas etapas de descomposición y los microorganismos vivientes que ocupan el sustrato orgánico como fuente de energía y de carbono.

En conjunto, representan entre un 0,5 a 10% del peso seco del suelo y en el caso de trumaos, entre un 3 a 17% o más. La biomasa edáfica, constituida por la fauna y la microflora, representa sólo un 5%; el humus o materia orgánica estabilizada alcanza aproximadamente un 85%; y el resto corresponde a raíces vegetales.

La biomasa edáfica interviene en la naturaleza y en particular en los suelos, al mismo tiempo como factores de evolución y de equilibrio, trabajando en forma coordinada en la dinámica de procesos bioquímicos que tienen estrecha relación con la conservación y la productividad del suelo.

La importancia del substrato orgánico no puede desestimarse, implica una característica distintiva cuando se compara con material geológico de formación reciente; además, constituye la única fuente de reserva de nitrógeno en el suelo (Schleemann, 1979).

La presencia de materia orgánica en el suelo es necesaria para mantener una buena estructura de éste, especialmente en los de textura fina; aumenta la capacidad de intercambio catiónico, con lo cual se reduce la pérdida por filtración de elementos como potasio, calcio y magnesio.

Por otra parte, influye sobre diversos procesos bioquímicos y químicos en el suelo, así como sobre las propiedades físicas, químicas, físico-químicas y mecánicas del suelo.

2. BIOMASA EDAFICA

La fauna del suelo comprende numerosas especies agrupadas según su tamaño en micro-, meso- y macrofauna. Estos organismos realizan en el medio edáfico actividades esencialmente mecánicas como es su participación en la destrucción de restos vegetales, en la mezcla de partículas orgánicas con la materia mineral, en la aireación y mejoramiento de la estructura del suelo.

Microfauna: Protozoos unicelulares y nemátodos (< 100 μm). Viven sobre bacterias y actinomicetes pero, pueden ser saprofitos.

Mesofauna: Artrópodos (100 Mm, - 1 cm). Generalmente son saprofitos. Casi todos-toleran condiciones de suelos ácidos.

Macrofauna:  Las lombrices son las más importantes ( > 1 cm). Prefieren suelos húmedos, débilmente ácidos a neutro.

Figura 1. Composición aproximada de "humus - biomasa" en un suelo de pradera (Fuente: Schroeder, 1975).

La microflora edáfica está compuesta por una gran diversidad de microorganismos y en mayor número que la fauna. Desde un punto de vista sistemático, los principales grupos que se describen corresponden a bacterias, hongos, actinomicetes y algas (Alexander, 1977).

Esta flora desarrolla múltiples y variadas funciones en el ecosistema suelo - planta, relacionadas con la:

a)       degradación de la materia orgánica, lo que conduce simultánea mente a la formación de humus y mineralización de elementos nutrientes que proporciona a los vegetales.

b)       fijación libre y simbiótica de nitrógeno atmosférico.

c)       solubilización de elementos que están en la parte mineral del suelo y en la roca madre.

d) secreción de sustancias complejas como vitaminas, antibióticos, enzimas, hormonas, etc., que participan en la nutrición de los vegetales y en la lucha contra los parásitos.

Bacterias: Procariotas unicelulares (1 - 10 μm) forman células aisladas, cadenas o colonias, especialmente a nivel de la rizósfera. Generalmente saprofitos, aeróbicos o anaeróbicos. La mayoría satisface sus necesidades energéticas y de carbono, utilizando las substancias orgánicas del suelo que son fácilmente degradables, por ejemplo, azúcares, almidón, pectina, celulosa, hemicelulosa. Otros, obtienen la energía de la oxidación de compuestos minerales

como falat subíndice NH4, NO 2, Fe, etc y como fuente de carbono, usan bicarbonatos o anhídrido carbónico.

Taxonómicamente la flora bacteriana edáfica es menos conocida que la fúngica. La mayor parte de las investigaciones realizadas se refieren a la evaluación de abundancia y actividad de los grupos funcionales y fisiológicos. Existen ciertas bacterias que descomponen específicamente sustratos como la celulosa, pectina, proteínas. Se distinguen grupos especializados de gran importancia como las bacterias nitrificantes (nitrosomonas y nitrobácter); las bacterias fijadoras de N atmosférico (libres y simbióticas); bacterias denitrificadoras

Actinomicetes: Procariotas unicelulares, de tamaño similar a las bacterias. Generalmente saprofitos, heterotróficos y aeróbicos, ampliamente distribuidos en el suelo y otros habitats. Pueden descomponer material orgánico resistente a la biodegradación de bacterias y hongos, como la lignina. Además, participan en la producción de substancias probióticas (vitamina Bl,

B2, B6, B12) y de antibióticos (ciclohexamida, streptomicina).

Hongos: Eucariotas multicelulares, forman micelios filamentosos, que determinan que su tamaño varíe de micro a macroscópico. Aeróbicos, saprofitos y quimiotróficos. La abundancia y actividad fisiológica de la flora fúngica varia con el tipo de suelo y sus características físicas y, químicas. Pueden degradar grandes cantidades de materia orgánica que contienen poco nitrógeno.

Algunos hongos forman asociaciones con las raíces de plantas superiores, especialmente árboles, denominadas micorrizas.

Algas: Organismos fotosintéticos, unicelulares o agrupados en filamentos cortos. Se encuentran en la capas superficiales del suelo, siendo abundantes en lugares en que la humedad es adecuada y la luz accesible. Aportan materia orgánica a partir de substancias inorgánicas y algunas especies fijan nitrógeno. Constituyen estado inicial de la formación de vegetación en rocas y suelos minerales no fértiles, suelos salinos y suelos degradados por la erosión o el fuego, lavas y cenizas volcánicas.

3. MEDIO AMBIENTE Y DESARROLLO MICROBIANO

Las condiciones del medio ambiente afectan la densidad y la composición de la microflora edáfica.

La cantidad y la calidad de la materia orgánica pueden, junto con otros factores abióticos, determinar la naturaleza de la población y su potencial bioquímico. Las substancias orgánicas de fácil degradación favorecen el desarrollo de bacterias; en cambio, las fracciones más lignificadas son atacadas por hongos y actinomicetes.

Los suelos de pH débilmente ácidos a moderadamente alcalinos, presentan ventajas para las bacterias y actinomicetes. Los hongos son más tolerantes, aunque en el suelo se comportan como acidófilos. La inhibición del desarrollo de los microorganismos a pH que le son desfavorables no es una consecuencia directa del nivel elevado del medio en iones H+ u OH-, sino de la influencia indirecta del pH en la penetración de compuestos tóxicos presentes en el medio en las células microbianas.

Las variables ambientales primarias que más influyen, tanto en el desarrollo como en la actividad microbiana, son: humedad, aireación, temperatura, acidez, materia orgánica y nutrientes minerales. A base de los rangos u oscilaciones que presenten estos parámetros, se pueden establecer otros criterios de clasificación de la microflora, dentro de un contexto ecológico.

Winogradsky (1949), define dos grandes categorías: microflora autóctona, característica de un suelo dado, por ejemplo, los trumaos; y microflora zimógena, cuya actividad se centra en un

tipo de sustrato energético metabolizable, como es el caso de bacterias u hongos que degradan la celulosa.

La asociación de microorganismos de características muy diversas, pero que colaboran en su medio en un mismo tipo de transformaciones biológicas, permite diferenciarlos como grupos funcionales que toman parte en el: ciclo del carbono (amilolisis, pectinolisis, celulolisis, hemicelulolisis); ciclo del nitrógeno (fijadores libres y simbióticos, proteolisis,amonificantes, nitrificantes, denitrificantes); ciclo del azufres ciclo del fósforo.

La microflora puede ser visualizada como un conjunto de comunidades en el seno de las cuales los organismos vegetales, animales y microbianos, dependen los unos de los otros para su nutrición. Esta dependencia reviste diversos aspectos:

-          A escala de poblaciones, la gran masa de microorganismos es tributaria, por su carbono y su energía, de la materia orgánica muerta; mineralizándola,ellos restituyen a las plantas una forma de N mineral o disponible.

-          A escala de células o de colonias, se teje una red de interacciones que van desde la simbiosis o del parasitismo estricto a la asociación nutricional más débil, reflejando la estimulación preferencial de un grupo de organismos por los desechos de otro grupo.

El contenido de oxigeno en el suelo se puede modificar frente a situaciones de un riego prolongado o lluvias intensas, ya que el exceso de agua limita el intercambio gaseoso, bajando el nivel de 02. Luego, estos parámetros definen el desarrollo y la actividad de organismos del tipo aeróbico (que requieren de oxígeno), anaeróbico (ausencia de oxigeno) y facultativos.

En general, la actividad de todos los microorganismos se incrementa con la temperatura, pero las variaciones térmicas diarias y estaciónales determinan la presencia de psicrófilos (015ºC), mesófilos(20-354C), termófilos (45-55ºC) y facultativos.

Según el origen de la fuente de energía utilizada por los microorganismos, se conocen los fototrofos, que usan la energía solar y, los guimiotrofos, que obtienen su energía de las reacciones químicas que tienen lugar (óxido-reducción). Por otra parte, de acuerdo con la naturaleza de los compuestos dadores de electrones en la cadena respiratoria, se tiene litotrofos, si es un compuesto mineral, u organotrofos si el dador es de origen orgánico. Entonces se distinguen los siguientes grupos: fotolito trofos. fotoguimiotrofos, quimiolitotrofos guimioorganotrofos.

4. MATERIA ORGANICA

La materia orgánica de los suelos es una mezcla heterogénea de residuos vegetales, animales y microbianos en vías de descomposición y materias húmicas polimerizadas. Por convención, la definición "materia orgánica del suelo", no incluye material vegetal grueso, (raíces de más de 2 cm de diámetro), ni vertebrados del suelo.

Dommergues y Mangenot (1970) consideran que la fracción orgánica del suelo se puede dividir en:

Figura 2. Diferencias y semejanzas en el metabolismo de un organismo fototrofo (A) y un organismo quimiotrofo (H).

- Materia orgánica fresca sensu stricto, aún sin descomponer (aportes).

- Materia orgánica no humificada = Humus libre = Materia lábil (en proceso de descomposición y humificación).

- Materia orgánica humificada = Humus acumulado = Humus sensu stricto.

El principal aporte de residuos orgánicos frescos al sistema suelo, corresponde a los productos originados en el proceso fotosintético, cuando vuelven al suelo donde son biodegradados. Estas sustancias en vías de descomposición no entran en la clasificación "humus - biomasa" y su nivel varia de acuerdo con la estación anual, el tipo de cobertura vegetal y el manejo de los suelos. Además, se debe considerar los aportes que provienen de los desechos animales, microbianos y la incorporación de diversos abonos orgánicos previamente bioprocesados, por ejemplo, compost, bioabono.

La composición de estos residuos orgánicos comprende, además de los componentes orgánicos, agua y minerales. El contenido de agua varia entre 20 y 90 % del peso fresco del residuo, dependiendo de la edad y órgano de la planta (hojas, raíces). Los minerales presentes como K, Ca, Mg, P, S etc. y elementos trazas, que se determinan en las cenizas son del orden de 1 a 10% del peso seco.

Los componentes orgánicos o macromoléculas orgánicas de estos residuos son variados y constituyen aproximadamente un 50% del peso fresco, dependiendo del contenido de agua y cenizas. Se distinguen tres grupos principales:

a)       carbohidratos, como azúcares, almidón, (contenido celular); pectina, celulosa y hemicelulosa (pared celular). Se presentan en un 50% de la materia orgánica seca.

b)       compuestos nitrogenados : proteínas simples y complejas, aminoácidos, ácidos nucleicos, etc (contenido celular). Corresponden a menos del 20% de la materia seca.

c)       lignina: fracción orgánica bio-resistente, presente entre un 10 a 40%. Además, un 10% de otras fracciones como grasas, ceras, resinas, etc.

La composición promedio de la materia orgánica seca es: C: 47%; 0: 44%; H: 7%; N: 2% .

5. FUNCIONES METABOLICAS EN EL SISTEMA SUELO

En cualquier ecosistema ocurre una serie de transformaciones e intercambios que permiten asegurar su manutención y equilibrio ya que se trata de un sistema dinámico.

La acción de los microorganismos del suelo tiene una importancia fundamental, ya que mientras algunos de ellos toman directamente de la atmósfera los elementos que requieren para sus síntesis: C, N, 0. Otros, en cambio, los restituyen a la atmósfera, a partir de la materia orgánica.

Para que ocurran estas transformaciones se requiere energía, la que es captada de la radiación solar mediante la fotosíntesis. El proceso fotosintético transforma la luz solar en energía química, mediante la producción de una gran cantidad de sustancias carbonadas que luego retornan al suelo, donde son sometidas a la biodegración microbiana. Este sustrato orgánico constituye la fuente de energía y alimento para el desarrollo y multiplicación de la flora edáfica quimiotrófica.

La microflora actúa sobre la materia orgánica del suelo produciendo, en forma simultánea: a) la descomposición biológica de las fracciones lábiles; y, b) la síntesis de complejos orgánicos estables, denominados humus. La dinámica de estos procesos depende de una serie de factores tales como la temperatura, la textura del suelo, el tipo de vegetación predominante, la radiación solar, entre otros.

El primer caso, corresponde a la mineralización primaria de substancias menos resistentes a los agentes biológicos, como proteínas simples, azúcares, almidón, los que favorecen el desarrollo de los microorganismos glúcofilos, especialmente en condiciones aeróbicas. La descomposición rápida de estas fracciones lleva a un enriquecimiento relativo de las fracciones más o menos resistentes como celulosa y lignina.

Estas fracciones pueden sufrir transformaciones que dan origen a substancias más o menos polimerizadas, resistentes a las acciones microbianas y generalmente de color oscuro, las cuales se pueden acumular en los restos de tejidos aún organizados, en los que se incrustan y protegen las paredes de los ataques biológicos. Este proceso constituye la humificación, donde se genera el humus o material de reserva orgánica del suelo.

Las principales formas de humus que se conocen en suelos aireados corresponden al mull, el moder, y el mor. En suelos mal drenados o anaeróbicos, el anmor y las turbas.

El humus es relativamente susceptible de oxidarse al aire, pero sobretodo es atacado lentamente por los microorganismos, mineralización secundaria, a velocidades variables, según sean las características del medio que lo originó y las condiciones del clima.

Figura 3. Interacciones entre las comunidades microbianas y los componentes del ecosistema suelo - planta.

Figura 4. Procesos de mineralización y humificación.

La cantidad y tipo de humus es un reflejo del equilibrio existente entre las funciones mineralizantes y sintéticas de la población del suelo. Así es como, condiciones aptas para una intensa actividad biológica pueden limitar la humificación, favoreciendo la mineralización. Pero, recíprocamente, factores desfavorables a esta actividad frenan la síntesis húmica, reduciendo la transformación de restos orgánicos y limitando la producción de materiales húmicos.

La degradación de la materia orgánica es compleja y es difícil tratar en detalle todos los problemas que se presentan. Las fuentes carbonadas más utilizadas por los organismos quimiotróficos son los glúcidos y de éstos, las hexosas son las principales, las cuales son degradadas por diferentes vías de metabolismo, como glicolisis o ciclo hexosa - monofosfato.

Los fragmentos que alimentan estos procesos cíclicos, por una parte, dan origen a cadenas carbonadas que participan en la formación de nuevos protoplastos y, al mismo tiempo, son usados en las oxidaciones biológicas que están ligadas a la síntesis de moléculas ricas en energía.

Si estos procesos tienen lugar en medios con niveles de 02 ilimitado, es decir, aeróbicos, se habla de respiración, con desprendimiento de CO2 y de energía equivalente a la mineralización total del substrato usado. Si por el contrario, el nivel de 02 es bajo, es decir, anaeróbicos, se

habla de fermentación. En este caso, la liberación de_energía y desprendimiento de C02 son reducidas y acompañadas de otros gases como metano (CH4), hidrógeno, producción de alcoholes, ácidos orgánicos y otros compuestos.

Si se considera el balance del carbono en un ecosistema terrestre en equilibrio, es evidente que las cantidades de gas carbónico desprendido durante un lapso debe ser equivalente a las cantidades de carbono que se le han proporcionado en el curso del mismo periodo. Pero si se consideran intervalos de tiempo pequeños, el desprendimiento de C02 representa valores característicos que dan cuenta de la actividad biológica global del suelo estudiado.

Sin embargo, el C02 desprendido por un suelo no proviene solamente de la respiración de su microflora y de su fauna. También es proporcionado por las raíces de vegetales superiores (aproximadamente un 30% del desprendimiento), por las reacciones de decarboxilación biológica o catalizadas por los coloides del suelo y también por la descomposición de carbonatos alcalino térreos bajo la acción de ácidos orgánicos.

Figura 5. Metabolismo de la celulosa vía respiración aeróbica y vía fermentación.

La respiración del suelo puede ser medida in situ, y los resultados permiten calcular, para cada ecosistema, la fracción de energía consumida por los microorganismos y estudiar la influencia de los diferentes factores climáticos, edáficos y bióticos (por, ejemplo el tipo de vegetación) sobre la actividad biológica del suelo.

Según el clima y la forma de utilización del suelo (bosque, praderas, cultivos anuales), las cantidades producidas oscilan entre valores muy débiles a más de 1.000 mg de C02/m2/h.

La respiración del suelo también puede ser estudiada en el laboratorio sobre muestras no enriquecidas (respiración endógena) o bien adicionando substancias orgánicas o inorgánicas para ver su influencia sobre el metabolismo del suelo. Los resultados son interesantes, pero generalmente su interpretación es delicada y no se puede asegurar que ellos representen fielmente los procesos naturales. Los resultados de estas experiencias se pueden expresar en dos tipos de curvas:

a) Curvas acumulativas que representan el volumen o el peso total (Y) de C02 desprendido en el curso de la experiencia entre dos instantes dados. Estas son curvas sigmoídeas.

b) Curvas de intensidad respiratoria que representan las variaciones de desprendimiento instántaneo de C02, según la expresión: R = dy/dt, donde se obtiene :

- Una fase de latencia que corresponde al periodo de adaptación de la microflora en las condiciones experimentales y en particular a los sustratos aportados.

- Una fase logarítmica en relación con el crecimiento de la microflora activa. La pendiente de la curva, la posición del "peak" en el tiempo, da cuenta de la capacidad del suelo para utilizar el sustrato proporcionado o las reservas del humus.

Se observa a veces, "peak" sucesivos que corresponden a etapas metabólicas generadas por cadenas microbianas diferentes. Ellas pueden corresponder a la utilización del substrato (oxida ción primaria), luego a aquellos productos acumulados en el curso de la degradación de este último (oxidación secundaria).

La mineralizaci6n es indispensable no sólo para restituir el carbono bajo la forma oxidada (C02) a la atmósfera, sino también para devolver al suelo los elementos que le han sido extraídos para la biosíntesis de moléculas orgánicas. De este modo, el del carbono está estrechamente ligado al ciclo del nitrógeno y al ciclo de otros elementos minerales como azufre y fósforo.

En general, los distintos ciclos están interrelacionados; luego, el elemento que se encuentre .en menor proporción constituye un factor limitante. En el Norte de Chile, la falta de recursos hídricos limita la disponibilidad de agua por parte de los vegetales. Esto influye, entre otros factores, sobre la calidad y cantidad de materia orgánica en el suelo; por lo tanto, sobre el desarrollo y la actividad biológica del suelo.

En el ciclo del nitrógeno ocurre una serie de transformaciones, de las cuales , las más importantes son de naturaleza microbiana (Figura 6). Los procesos biológicos implicados dan cuenta tanto de las ganancias como de las pérdidas de N en el suelo, así como también del nivel de N asimilable por las plantas en el suelo.

Las dos categorías de microorganismos que pueden fijar N atmosférico corresponden a Éliadores libres y simbióticos. Entre

Figura 6. Procesos implicados en las transformaciones del nitrógeno

los primeros se encuentran bacterias aeróbicas (Azotobacter), anaeróbicas (Clostrid'ium) y algas como cianofíceas. El rendimiento de la fijación de N se ha estimado del orden de 1% (cantidad de N fijada por gramo de carbono consumido).

La fijación simbiótica se realiza principalmente por bacterias del género Rhizobium asociadas específicamente a las leguminosas, formando nódulos en las raíces . Las cantidades de N fijado por los rhizobium varían con la cepa Rhizobia, la planta huésped y las condiciones ambientales en las que ambas se desevuelven. En forma estimativa se ha descrito que la fijación puede ser del orden de 50 a 200 Kg/ha, lo que equivale a 300 a 1.200 Kg de salitre. La fijación es máxima cuando el nivel de N disponible en terreno alcanza un mínimo.

Las pérdidas de N por denitrificacián biológica ocurre en condiciones de anaerobiosis y con grandes cantidades de residuos vegetales.

Los procesos que controlan el equilibrio entre las formas minerales y orgánicas de N en el suelo corresponden a los fenómenos de mineralización e inmovilización de N o ciclo interno del N.

La mineralización del N corresponde a un conjunto de reacciones de descomposición de proteínas y aminoácidos, hasta la liberación de N amoniacal. Esta amonificación la realizan una amplia gama de organismos quimiotróficos, lo que permite que sea poco sensible a las variaciones de humedad y temperatura en el suelo.

La nitrificación es el conjunto de reacciones microbianas que llevan a la producción de nitratos, mediante la oxidación del N amoniacal. La realizan bacterias especificas como nitrosomas y

nitrobacter, las que requieren de condiciones ecológicas más exigentes para su desarrollo y actividad.

En terrenos bien aireados, pH cercano a neutro, con temperatura dentro del rango mesófilos y humedades próximas á capacidad de campo, se favorece la nitrificación.

Los microorganismos también utilizan formas minerales de N para la elaboración de sus proteínas y por lo tanto, compiten con los vegetales por este elemento. La absorción de N mineral por los microorganismos se conoce como inmovilización de N.

El equilibrio entre las formas orgánicas y minerales del N se puede alterar por diversos factores, tanto bióticos como abióticos, pero es indudable que los aportes de residuos orgánicos frescos o bioprocesados al suelo inducen modificaciones de gran interés.

En las etapas iniciales de la descomposición de la materia orgánica incorporada, se produce un aumento de la microflora quimiotrófica y por lo tanto requiere N mineral para permitir su desarrollo . Si el material incorporado tiene una relación C/N superior a 30, habrá una inmovilización neta, acompañada de gran cantidad de C02. A medida que se degradada el material, la relación C/N se hace más estrecha. Una parte de la población muere a causa de la disminución del alimento disponible y se alcanza un nuevo equilibrio, donde se produce liberación de N mineral, dando lugar a la mineralización.

El tiempo requerido para que este ciclo de descomposición se realice completamente depende del volumen de material orgánico añadido, el suministro de N utilizable, la proporción de fracciones lábiles y resistentes a la biodegradación, la temperatura y, el nivel de humedad del suelo.

Si el material añadido presenta una relación C/N menor que 20, puede haber un rápido incremento de la fracción de N mineral en el suelo debido a que la mineralización predomina sobre la inmovilización.

6. DEPENDENCIA DE LA ACTIVIDAD BIOLOGICA DE LA TEMPERATURA Y LA HUMEDAD DEL SUELO

 

La temperatura y la humedad del suelo son los factores ecológicos más importantes en la actividad biológica.

La temperatura del suelo sufre variaciones diarias y estaciónales cuya importancia es menos marcada en profundidad que en la superficie del suelo. Estas oscilaciones afectan la actividad biológica, cuya evidencia se manifiesta por métodos respirométricos. En cambio, es probable que no den fluctuaciones importantes en las densidades bacterianas, dentro de rangos comprendidos entre 2 y 22ºC. En estos intervalos de temperatura, es el factor humedad el que predomina.

La actividad respiratoria del suelo a menudo está caracterizada por dos óptimos térmicos: el primero comprendido entre 25 y 404C y el segundo entre 45 y 604C. El primer óptimo se debe a la actividad de mesófilos o mesófilos con tendencia termofilica; y el segundo, responde a termofilos.

Estos dos óptimos térmicos corresponden a procesos como la glicolisis (degradación de celulosa y glucosa), amonificación y denitrificación. En cambio, la fijación de N y la nitrificación presentan óptimos térmicos en el rango de los mesófilos.

La dinámica microbiológica se ve fuertemente frenada cuando la temperatura baja de 104C, afectando a casi todos los procesos microbianos, excepto la amonificación y la denitrificación.

La humedad del suelo interviene en la actividad biológica de varias maneras:

- Directamente, ya que el agua es indispensable para el desarrollo de los organismos vivos.

- Indirectamente, modificando los intercambios gaseosos y transportando vertical o lateralmente diversas substancias, como substratos energéticos, o ciertos elementos de la microflora como células vegetativas o esporas.

En el caso de suelos hidromorfis, que desde un punto de vista agronómico se consideran a los suelos sumergidos permanente o temporalmente en la totalidad o una parte del perfil, se induce un conjunto de modificaciones de las propiedades físicas y químicas del suelo que alteran el equilibrio microbiológico. La reacción de la microflora es mayor mientras más abundante sea el substrato metabolizable que se dispone.

Las transformaciones que ocurren están regidas por el potencial de óxido reducción del suelo, que es función del nivel de oxigeno y de diversos sistemas redox donde están implicados iones metálicos.(Fe++---Fe+++), gases (H2S, H2) o compuestos orgánicos. En el plano biológico, la hidromorfia elimina una fracción importante de actinomicetes y hongos y baja notoriamente la actividad de bacterias celulolíticas y de basidiomicetes. En la hidromorfia no reductiva hay formación de C02 principalmente; en la medianamente reductora, hay producción de alcohol y ácidos orgánicos; en la reductora hay formación de ácidos orgánicos y luego de metano e hidrógeno.

A nivel del ciclo del N, la hidromorfia no reductora y medianamente reductora, favorecen el desarrollo y la actividad de organismos fijadores libres. No ocurre lo mismo con la fijación simbiótica de N.

Si la sumersión no implica una disminución notoria de los potenciales redox y se tiene un nivel de 02 adecuado para el desarrollo de procesos aeróbicos, la amonificación y la nitrificación se realizan en forma satisfactoria. A medida que se reduce el potencial redox, la nitrificación se inhibe manifestándose sólo la amonificación. En este caso se puede acumular en el suelo N-NH4, y volatilizarse como NH3 si se dan condiciones de pH y temperaturas elevadas.

La influencia de la tensión del agua del suelo sobre el comportamiento de la microflora edáfica difiere de los vegetales. Para las plantas el umbral critico de tensión es de 1.500 kPa, ósea, punto de marchites permanente (PMP). En cambio, los microorganismos presentan aún cierta actividad y el límite umbral seria del orden de 400 *103 kPa (Dommergues y Mangenot, 1970).

Esto se puede explicar por:

1) La presión osmótica elevada que existe en el interior de las células de numerosas especies microbianas.

2) Las plantas superiores pierden, por transpiración, una parte del agua que ellas absorben, mientras que las pérdidas de agua por los microorganismos son despreciables.

3) La superficie de absorción del agua para una misma masa protoplasmática es más elevada para el microorganismo que para la planta superior.

En general, la densidad y la actividad microbiana se favorece cuando la humedad del suelo aumenta desde PMP hasta el 50 - 70% de la capacidad de campo ; luego disminuye con humedades superiores.

REFERENCIAS

Alexander,M. 1977. Introduction to soil microbiology. 22 ed. New York. Wiley. 467 p.

Dommergues, Y. et Mangenot, F. 1970. Ecologie Microbienne du Sol. Paris, Masson et Cie Editeurs, 796 p.

FAO. 1983. El reciclaje de materias orgánicas en la agricultura de América Latina. Roma, 253 p.

Schleemann, G.K. 1979. The value of organic fertilising materials. The Deciduous Fruit Grower, 29 (9): 312-323. Schroder, D. 1975. Soils, Facts and concepts. International Potash Institute, Hern. 140 p.

Winogradsky, S.N. 1949. Microbiologie du Sol, Masson et Cie, Paris.

 

 

 

 

 

Capitulo IX

EROSION Y CONSERVACION DE SUELOS

Luis Peña McCaskill

Ingeniero Agrónomo

Facultad de Agronomía

Universidad de Concepción

1. INTRODUCCION

El control de la erosión en los últimos treinta años, ha experimentado cambios notorios. Su énfasis ha ido volcándose hacia técnicas que se caracterizan por su enfoque eminentemente biológico, otorgando una consideración más secundaria a las prácticas de. control mecánico. Estas últimas formaron la base principal de las medidas empleadas por el Servicio de Conservación de Suelos de los EE.UU., durante las décadas de 1930 a 1950. Incluían muy especialmente el establecimiento de terrazas de drenaje y, el cultivo en contorno y en fajas.

El nuevo enfoque en la lucha contra la erosión se derivó de los notorios progresos de la investigación en Estados Unidos, en el período comprendido a mediados de las décadas al 1940 y 1950. Hasta el período mencionado, los esfuerzos se centraron en el desarrollo de técnicas para controlar el escurrimiento superficial de las aguas provenientes de las lluvias, con lo cual se estaba combatiendo los efectos y no la causa del problema. De particular importancia fue el descubrimiento de la influencia del impacto de las gotas de lluvia en el proceso erosivo. Este hecho marcó un hito en la historia de la conservación de suelos. La naturaleza exacta del efecto que producen las gotas de lluvia, constituye la parte del fenómeno que no fue comprendida a través de todo el tiempo que el hombre civilizado manejó sin éxito el control de la erosión en suelos de lomajes, salvo escasas excepciones.

El nuevo espacio abierto en el ámbito de la conservación de suelos, desató una intensa actividad de investigación que condujo al desarrollo de diversas técnicas que pueden agruparse bajo el gran título de labranza de conservación. En su mayor parte persiguen innovar las prácticas de preparación del suelo, dejando diversas densidades de residuos vegetales sobre la superficie del terreno.

Estas dos horas de clases se dedicarán a aspectos relacionados con el control de erosión en suelos cultivables, vale decir, suelos de las clases Me, Me y IVe y con todo el énfasis puesto en las técnicas de control biológico.

2. LA EROSION EN CHILE

Desde un punto de vista histórico, puede decirse que la erosión acelerada del recurso suelo, se inicia poco después de la llegada de los conquistadores españoles. En la habilitación de tierras para el cultivo, agricultores y colonos realizaron desaprensivamente roces a fuego a lo largo del pais. En este afán no se trató d.e evitar que el fuego descontrolado avanzara sobre áreas de relieve escabroso o laderas de pendientes abruptas. Las laderas más suaves se podían efectivamente destinar al uso agrícola, pero en los sectores de topografía más accidentada, el cultivo desató violentos procesos erosivos, con la destrucción, en pocos años, de suelos de exclusiva potencialidad forestal.

Una evaluación de erosión entre las provincias de Valparaiso y Cautín, efectuada por el Instituto de Recursos Naturales (IREN) (1965), encontró que el 59 % de una superficie cercana a los cinco millones de hectáreas, presentaba daños moderados a muy severos. Si se excluyen las áreas planas consideradas en esta unidad fisiográfica de la Cordillera de la Costa, el

porcentaje indicado podría elevarse a un 80 %. Aproximadamente el 90 % de los terrenos al oeste del Secano Interior pertenecen a las clases VIe y VIIe de capacidad de uso, es decir, categorías de suelos no arables por su elevado riesgo erosivo, hecho que constituye una causa importante del daño que han experimentado. Por sus pendientes mayores de 12 o 14 % y alta susceptibilidad a la erosión, no debieron destinarse al cultivo de cereales. Pero en los terrenos con pendientes menores también se observan efectos moderados a severos, debido a la ausencia total de prácticas conservacionistas de manejo.

A la fecha, el único estudio sobre evaluación de erosión en el país corresponde al mencionado, de modo que se carece de una información precisa sobre la real magnitud del daño en las superficies agrícolas y forestales de Chile. Tampoco hay estudios que permitan establecer en forma detallada la magnitud del impacto económico experimentado.

Otras importantes unidades fisiográficas afectadas por erosión hídrica, son la Precordillera Andina y Cordillera de Los Andes, aparte de otros extensos sectores de lomajes incluidos a lo largo de la Depresión Central. Entre las regiones VI a X, existe una superficie de 5.288.070 hectáreas de suelos derivados de materiales volcánicos, de los cuales, 3.914.232 hectáreas corresponden a terrenos de lomajes y cerros. Aun cuando sólo parte de esta última cifra corresponde a suelos cultivables, de hecho en todos ellos se aprecian daños de erosión en diversos grados (Instituto de Investigaciones Agrícolas, 1985). Al inapropiado uso agrícola, se suma la explotación de bosques nativos.

Entre las provincias de Coquimbo y Linares existen otras áreas erosionadas, así como importantes superficies al sur del paralelo 42, como ocurre con cerca de tres millones de hectáreas, primitivamente cubiertas por bosques que fueron destruidos por incendios.

Al daño directo de erosión provocado en los terrenos de lomajes y cerros, se agrega una cadena de efectos asociados que se traducen en el deterioro de tierras bajas aledañas a los cursos de agua; alteración de los cauces de esteros y ríos; inundaciones que provocan daños en vías de comunicación, obras de riego, centros poblados, etc. La erosión producida en los lomajes cultivados y en general, la destrucción de cubiertas vegetales en las cuencas tributarias de esteros y ríos, disminuyen la capacidad de infiltración de los suelos, incrementándose la masa y velocidad del escurrimiento superficial. Los cauces de cabecera (zanjas o cárcavas), alcanzan gastos más elevados en un menor tiempo después de iniciada una lluvia, induciendo mayor torrencialidad en todos los cursos de agua. A lo anterior se agrega el transporte de una mayor carga de partículas de suelo. El principal esfuerzo para prevenir los efectos asociados de erosión, se debe orientar al reordenamiento del uso y manejo de las tierras agrícolas y de aptitud forestal. Su deterioro constituye la causal más destacada de los daños ocasionados en las áreas bajas.

3. BREVES FUNDAMENTOS DE EROSION

La erosión geológica se refiere a un proceso de desgaste de la superficie terrestre, provocada por la acción de las fuerzas de la naturaleza. En términos muy simples, el diastrofismo crea nuevas formas y paisajes, pero actuando conjuntamente con estas fuerzas generadas en el interior de la tierra, intervienen otras que tienden a modificar los relieves. Se denomina meteorización al proceso en virtud del cual las rocas se desintegran y descomponen. Los agentes que actúan en el proceso de movilización de parte del material meteorizado, alteran las formas del relieve. De este modo, la meteorización y la erosión resultan esenciales para aportar materiales de relleno en las áreas bajas y su posterior transformación en suelos.

Se denomina erosión acelerada al proceso de degradación que induce el hombre en los suelos, a través de prácticas incorrectas de uso y manejo. Los principales agentes de erosión son el agua y el viento.

La erosión hídrica es causada por la acción de las gotas de lluvia al impactar una superficie de terreno no debidamente protegida por vegetación. Esta acción separa partículas de los agregados del suelo, las que posteriormente son arrastradas por el escurrimiento superficial de las aguas. Este flujo precanalizado que se produce en toda la superficie del terreno, no tiene

energía suficiente para separar partículas, pero es un activo agente de transporte de los materiales salpicados por el impacto de las gotas de lluvia.

El hecho que la acción conjunta de las gotas y del flujo precanalizado se ejerce sobre toda la superficie de un terreno, desgastándolo de manera relativamente uniforme , indujo a los primeros conservacionistas a denominarlo como erosión de manto. Esto en el convencimiento que la erosión hídrica se debía a la acción del escurrimiento superficial. Una clasificación de las formas de la erosión hídrica estableció tres etapas, que corresponden a las sucesivas concentraciones del agua que escurre y que son las siguientes : erosión de manto, canaliculos y zanjas o cárcavas.

Actualmente no se considera correcto el concepto de erosión de manto, por inducir a la idea de una remoción pareja del suelo, provocada por la acción de una lámina uniforme de agua.

Es difícil que sobre una ladera, con superficie generalmente irregular, escurra un manto uniforme de agua y, menos aún, con la energía suficiente como para extraer partículas desde los agregados del suelo. Más correcto seria denominar la erosión de manto como erosión de impacto y flujo precanalizado, para conferir a la acción de las gotas de lluvia la verdadera importancia que le corresponde en el proceso (Hudson, 1971).

Al concentrarse el flujo precanalizado sobre pequeñas depresiones, adquiere energía como para cortar cauces y formar pequeños canaliculos. A medida que éstos se juntan, se incrementa su capacidad para desgastar cauces cada vez más profundos, formándose eventualmente pequeños saltos que más tarde derivan en la cabecera de una cárcava. La forma de flujo canalizado ejerce una acción localizada de desgaste en los cauces.

La importancia del efecto de las gotas se puede deducir del hecho que son capaces de dispersar partículas a distancias de 150 cm del punto de impacto y levantarlas a alturas de 60 cm.

El escurrimiento superficial de las aguas lluvias se produce como un flujo muy lento, sin canales perceptibles (flujo precanalizado) y también como un desplazamiento canalizado (canaliculos y zanjas). La energía disponible por el flujo precanalizado es insignificante si se compara con la que poseen las gotas de lluvia, que pueden caer con velocidades terminales de hasta 9 m/seg. La velocidad del flujo precanalizado fluctúa entre 0,05 a 0,20 m/seg, o valores ligeramente inferiores o superiores a este intervalo.

4. CONTROL DE EROSION MEDIANTE PRACTICAS COMPLEMENTARIAS O MECANICAS EN SUELOS CULTIVABLES

La erosión hídrica es, en gran parte, el resultado de la energía que se aplica verticalmente sobre la superficie del terreno (acción de las gotas de lluvia). Para esta forma de manifestación de energía, se adoptan métodos que la interceptan y disipan, objeto que se cumple con la presencia de vegetación, viva o muerta, sobre la superficie del terreno.

Para la forma de energía presente en el escurrimiento superficial, los métodos de control se orientan a prevenir la concentración de las aguas y a retardar su velocidad de flujo, efectos que se pueden lograr con el cultivo en contorno, el cultivo en fajas y las terrazas de drenaje.

Las cubiertas vegetales constituyen la más importante defensa contra ambas formas de daño por erosión hídrica. Sin embargo, no siempre es posible disponer de coberturas permanentes (praderas, bosques), ya que muchos terrenos de lomajes se deben destinar a rotaciones que incluyen cultivos escardados y cereales.

Un suelo manejado con una rotación se encuentra bien protegido durante los años con pradera, pero con un, moderado o deficiente control durante los años con cereales o cultivos escardados. Esto se ve agravado en terrenos con gran longitud de laderas y pendientes fuertes. En este caso, si no se adoptan medidas de control biológico, tales como manejo de

residuos o cero labranza, ambas excelentes prácticas de control, se hace necesario incluir algunas técnicas complementarias, que inciden básicamente en una más ordenada y lenta evacuación de las aguas de escurrimiento superficial.

Las prácticas complementarias o mecánicas, modifican las características de la ladera con el propósito de reducir la velocidad del escurrimiento superficial. Es difícil disminuir el porcentaje de la pendiente, pero si resulta práctico cambiar la longitud de la ladera. En esta forma se reduce la distancia del escurrimiento y se evita la acción cortante del agua que se concentra a lo largo de una pendiente de gran longitud, dando lugar a la formación de canaliculos y zanjas.

4.1. Cultivo en contorno

El cultivo en contorno se refiere a una práctica de control de erosión, en que la labranza y siembra se efectúan siguiendo las curvas de nivel del terreno. Los surcos de labranza y las huellas dejadas por las ruedas de los equipos y los dispositivos de las máquinas sembradoras, constituyen pequeños obstáculos para el libre desplazamiento del escurrimiento superficial, disminuyendo su velocidad. Estos patrones de labranza y siembra actúan como terrazas en miniatura que contienen el flujo, facilitando una mayor infiltración en el perfil del suelo. Teóricamente, el agua que no se infiltra debería, en parte, ser conducida hacia los colectores que sacan el agua del potrero. Pero se debe considerar que los surcos o microsurcos quedan sólo levemente insinuados en las siembras de cereales, especialmente en suelos de trumaos. Por esta razón, su uso se debe limitar a terrenos de texturas medias, en áreas de lluvias no muy intensas, pendientes suaves y en laderas menores de 120 m de longitud.

La topografía del terreno no debe exhibir un microrrelieve excesivo, ya que las líneas guías para marcar la dirección de la labranza y siembra, seguirían cursos muy sinuosos, lo que obliga a disponer de áreas de corrección con pasto.

El cultivo en contorno conserva mejor la humedad para su posterior uso por el cultivo y reduce las pérdidas de suelo que ocurren con la labranza y siembra en el sentido de la pendiente. Proporciona completa protección contra las lluvias de intensidad moderada, pero su capacidad defensiva es escasa contra lluvias ocasionales muy intensas, que pueden ocurrir dos a cinco veces en el año, produciendo fallas en el sistema ( Beasley, 1972).

El método da protección máxima en pendientes de 3 a 7 . En el Cuadro 3.1 se dan valores del grado de control que se puede lograr en diferentes porcentajes de pendientes.

Cuadro 1. Porcentaje de disminución de las pérdidas de suelo para diferentes pendientes cultivadas en contorno.

PendientesDisminución

erosiónLongitud máxima de

(%) (%) ladera (m)

2 - 7 50 100 (*)

7 - 12 40 60

12 - 18 20 24

18 - 24 10 18

Fuente: Beasley, 1972.

La eficiencia se reduce en terrenos con numerosas depresiones y promontorios, que no se eliminan con las operaciones normales de labranza. En este caso se debe considerar un emparejamiento liviano, utilizando una microniveladora.

En laderas largas, las lluvias intensas pueden provocar daños mayores que si no se hubiera empleado esta práctica.

4.1.1. Establecimiento y manejo del sistema

-Localización de desagües o depresiones naturales. La separación de las depresiones que se seleccionan como colectores, debe ser la mínima posible, ya que los microsurcos tienen una baja capacidad de transporte y pueden romperse fácilmente. Tal vez no se debería sobrepasar los 50 m en pendientes mayores de 3%.

- Ubicación de las líneas guías. Establecer líneas guías con gradientes de 0.3 a 0.6 %. Los valores más elevados se adoptan para suelos de texturas más pesadas. Una a tres líneas, son suficientes en una ladera. Con topografía más irregular que no se puede corregir, se debe utilizar un mayor número de líneas guías. Si las condiciones de suelo, pendiente y longitud de ladera son ideales, se puede ubicar las estacas con una niveleta y proyectarlas sin gradientes. Para asegurar la permanencia de las líneas guías, se refuerzan mediante dos o tres pasadas de arado por ambos lados del eje del estacado, formando un camellón bajo, fácil de identificar en años posteriores.

La necesidad de invertir el sentido de la labranza con el propósito de no desnivelar el terreno, se evita con el uso de arados reversibles, o mejor aún, con arado cincel y rastras combinadas.

- Investigaciones en cultivo en contorno. El cultivo en contorno como única práctica, resulta ineficaz en suelos severamente erosionados o con subsuelos de texturas pesadas, ya que el exceso de escurrimiento superficial romperá con facilidad los pequeños surcos.

Este sistema puede incrementar los rendimientos hasta en un 50 % en áreas de bajas precipitaciones y superar la de siembras convencionales en años de sequía. Aumentos de de 5 a 10 % en los rendimientos son comunes en áreas subhúmedas y semiáridas.

En Guthrie, Oklahoma, el cultivo en contorno redujo las pérdidas de suelo en un 50% y el escurrimiento superficial en un 12 %, en laderas con inclinación de 7 %, comparado con labranza en el sentido de la pendiente (Stallins, 1957).

No se debe olvidar que este procedimiento de control de erosión hídrica resulta eficaz en lomajes de pendientes suaves, en lo posible no mayores de 8 %.

En la descripción de manejo de residuos se indica el resultado de adoptar esta técnica en un suelo de trumao en la VIII Región.

4.2. Cultivo en fajas

El cultivo en fajas se refiere a un sistema de manejo en el que se alternan cultivos de cobertura densa, como praderas, con fajas de cereales o cultivos escardados. Puesto que además incluye el cultivo en contorno, resulta más efectivo que esta práctica.

En diversas estaciones experimentales de Estados Unidos, este sistema redujo las pérdidas de suelo en un 75 %, en pendientes menores de 12 % y en un 50 % en pendientes mayores (Blakely et al 1957).

El escurrimiento superficial cargado con partículas de suelo, que procede de una faja con cereal, al entrar a la faja con pasto pierde velocidad y, en consecuencia, capacidad de transporte, depositándose gran parte del material. Por esta razón, la medición del arrastre de

suelo al final de la pendiente, no da una pauta correcta de la real pérdida de suelo producida en toda la ladera. Este sistema va retardando el movimiento de partículas hacia la parte más baja del terreno.

Durante el periodo que cubre las décadas de 1930, 1940 y 1950, esta práctica se empleó intensamente en Estados Unidos, para disminuir paulatinamente conforme se desarrollaban otras tecnologías de carácter biológico, que han resultado más eficaces y fáciles de aplicar. En Chile prácticamente no se han utilizado, salvo raras excepciones. Al margen de la gran pobreza de actividades conservacionistas en el pais, su adopción implica dificultades de manejo que en su tiempo no las hicieron atractivas a los pocos agricultores que tuvieron antecedentes sobre esta técnica.

En la actualidad no se estima probable que su empleo pudiera tener perspectivas en el pais, especialmente considerando la disponibilidad de otros procedimientos más fáciles de aplicar.

4.3. Sistemas de terrazas

El empleo de terrazas se inició hace miles de años en China, Cercano Oriente, Perú, etc. Por sus características se les denominó terrazas de banco y generalmente se construyeron en terrenos de laderas muy fuertes. El concepto más moderno de terraza utilizado en conservación de suelos difiere bastante del citado. El nombre se aplica a estructuras integradas por un canal y un camellón, construidas en contorno, con o sin gradiente, destinadas a interceptar el escurrimiento superficial de una ladera y su conducción a velocidades no erosivas hacia colectores protegidos. En esta forma se evita la concentración del escurrimiento precanalizado y la formación de canaliculos y zanjas. El espaciamiento entre terrazas debe ser el apropiado para que el escurrimiento no se canalice. Este tipo de terraza se empezó a construir a partir de 1850 como zanjas en contorno. Algunas décadas más tarde se mejoró su diseño y aparecieron las terrazas en que se refuerza el camellón, dejando la base más ancha. Estas modificaciones facilitan el empleo de equipos y el manejo general de los terrenos terraceados.

4.3.1. Clasificación de la terrazas

De acuerdo a la forma, se distinguen las terrazas de drenaje, cuya función básica es la de servir como canales de drenaje en las áreas de mayor pluviometría, pero realizando esta operación a velocidades que no resulten erosivas. En terrenos con subsuelo de permeabilidad moderada a lenta, no es posible esperar en regiones de alta pluviometría que las terrazas den oportunidad para que se infiltren mayores volúmenes de agua.

Las terrazas de absorción cumplen la misión de aumentar la conservación de las aguas lluvias en el perfil de suelos de regiones subhúmedas y semiáridas. Sólo se recomiendan en pendientes menores de 3 % con suelos permeables. Para un mejor cometido se construyen sin gradiente,*con sus extremos obstruidos y canales muy anchos para aumentar el área de infiltración. Su objetivo básico es permitir una máxima absorción del escurrimiento superficial.

De acuerdo a su alineación, se clasifican en terrazas en contorno y paralelas.

Las terrazas en contorno se construyen siguiendo las curvas de nivel, pero con alguna gradiente en sus canales para facilitar una evacuación más rápida de las aguas. Por esta razón no presentan anchos uniformes, lo que crea problemas a las operaciones de labranza y manejo de los cultivos.

Las terrazas paralelas se diseñan de manera que mantienen anchos uniformes a lo largo de toda su extensión. Son difíciles de planificar y resultan de costos superiores a las terrazas en contorno. Este tipo de terraza es aconsejable en una agricultura de alta productividad y con intenso uso de maquinarias.

4.3.2. Condiciones del área a terracear

Suelos. Por el alto costo de estos sistemas, sólo se recomiendan en suelos de buena productividad, generalmente de las clases M e y Me de capacidad de uso, con rotaciones muy intensas.

Topografía. Se debe excluir de una ladera a terracear los sectores de topografía muy irregular, ya que complican el diseño y por resultar las terrazas de cursos muy sinuosos y de anchos muy variables, condiciones que entorpecen las labores agrícolas. En suelos de trumaos se pueden construir en pendientes de 12 a 14 %. En suelos más susceptibles a la erosión, se pueden adoptar hasta pendientes de 10 a 12 %, como norma muy general.

Vías de. drenaje. La existencia de vías naturales de drenaje, fácilmente adaptables para cumplir funciones de colectores o canales de evacuación para las aguas que conducen las terrazas, es uno. de los requisitos fundamentales a considerar. Estos colectores deben resultar fáciles de preparar y proteger, para que el sistema opere eficientemente. Además, debe establecerse la disponibilidad de áreas y cauces adecuados para servir como salida principal del sistema. Se debe evitar concentrar en la cuneta de un camino, la evacuación de una superficie considerable de ladera.

4.3.3. Diseño de terrazas

Las terrazas en sí no mejoran la productividad y sólo protegen el suelo de un mayor deterioro cuando están experimentando un activo proceso de erosión hídrica. Constituyen, la primera línea de defensa en un terreno intensamente cultivado y con fuertes pérdidas de suelo por erosión. La productividad sólo se incrementará si se complementa con un apropiado programa de fertilización y otras correctas prácticas agronómicas (Hudson, 1971).

Se debe adoptarse el máximo espaciamiento posible, que no provoque formación de canalículos y que permita una buena operación del sistema. Canales y terraplenes se deben diseñar con formas y taludes que faciliten su cruce por maquinarias y el ganado. En taludes bien tendidos los animales no provocarán derrumbes con sus pisadas (4:1 o más). No se debe exagerar el número de colectores en que vaciarán sus aguas las terrazas, para facilitar el manejo agrícola del campo.

Estas estructuras constituyen una práctica de alto costo y son muy exigentes en lo que se refiere a manejo y manutención. Por esta razón y considerando que se trata de un mejoramiento permanente, es muy importante que en su diseño se consulten cuidadosamente todos los detalles que conduzcan a un efectivo control de la erosión, con una mínima interferencia en las operaciones de manejo de los cultivos.

4.3.4. Perspectivas de las terrazas.

En el contexto de dos horas de clase programadas para el tema de "Erosión y Conservación de Suelos", no se dispone del tiempo suficiente para tratar en detalle lo relacionado con el diseño, estudios de terreno y manutención de los sistemas de terrazas en contorno y paralelas. Estas materias se encuentran tratadas en cualquier texto de las décadas de 1960 y 1970. Como se indicó en la Introducción de esta clase, el sistema de control con terrazas está siendo paulatinamente reemplazado por técnicas de carácter biológico.

Mientras se ignoró la causa del proceso de erosión hídrica, se consideraba que las terrazas eran el más efectivo sistema de control. Hasta principios de la década del 1940, la mayor parte del esfuerzo en EE.UU. se basaba en un intenso uso de las prácticas mecánicas, muy especialmente el cultivo en fajas y sistemas de terrazas. Una mejor comprensión de las causas de la erosión permitió incorporar nuevos procedimientos de control, poniéndose ahora todo el énfasis en la aplicación de técnicas de labranza de conservación, que generalmente consultan la manutención, sobre la superficie del terreno, de una parte de los rastrojos del cultivo anterior y que significó un enfoque esencialmente biológico en la solución del problema. En esta nueva orientación se está' dando gran importancia a los sistemas de producción, los que junto con incrementar los rendimientos, aumentan la masa de vegetación aérea y radicular, lo que implica

un mejoramiento de la capacidad defensiva contra la erosión. En estos sistemas. se considera el empleo de la tierra de acuerdo con su capacidad de uso; adecuadas rotaciones de cultivos; fertilización correcta; variedades de alto potencial productivo; sanidad vegetal; efectivo control de malezas, entre otros aspectos.

Las nuevas técnicas de labranza de conservación , aun cuando requieren de un buen aporte de asistencia técnica, no exigen la intensa participación especializada que demanda la instalación de un sistema de terrazas.

4.4. Control biológico de erosión hídrica en suelos cultivables

Se ha indicado que las lluvias ejercen su acción erosiva a través de la energía cinética que tienen las gotas de lluvia que golpean una superficial desnuda. La parte más importante del daño lo ocasiona la energía que se aplica verticalmente sobre el terreno. El posterior escurrimiento superficial de las aguas que no se infiltran, corresponde a la energía que se aplica paralela a la superficie del suelo. Para la primera forma de energía se adoptan métodos de control que la interceptan y disipan. Este objetivo se cumple con la presencia de vegetación viva o muerta sobre el terreno. Cualquiera de estas dos formas de vegetación ejercen también control sobre el escurrimiento precanalizado, siendo más efectiva la vegetación viva.

Las prácticas agronómicas de control de erosión, incluyen el manejo de los cultivos y sus secuencias en las rotaciones, con el propósito de establecer una adecuada cobertura. Se agregan el efecto de diversas modalidades de labranza de conservación, orientadas a facilitar la absorción de agua y a disminuir las pérdidas de suelo. Frecuentemente corresponden a sistemas en que no se invierte el suelo y se retiene cierta cantidad de residuos protectores sobre la superficie. La eficacia de las cubiertas vegetales se ejerce principalmente en la disipación de la energía cinética de las gotas, despojando a la lluvia de su principal componente erosivo.

A partir de la década del 1970, las técnicas de control biológico han venido tomando cada vez mayor importancia. Todos los sistemas de control de erosión que contemplan la presencia de vegetación o residuos de cosechas sobre la superficie del terreno, han demostrado una alta eficiencia no sólo para disminuir la acción de las gotas de lluvia, sino también como excelente medio para controlar el escurrimiento precanalizado.

5. MANEJO DE LA TIERRA DE ACUERDO CON SU CAPACIDAD DE USO

La primera medida a considerar en la aplicación de prácticas conservacionistas en un predio, es la correcta utilización de todos sus suelos. En campos de lomajes y cerros, generalmente se da una amplia gama de situaciones en relación con las características de su topografía, las cuales pueden requerir diversas técnicas de manejo conservacionista. La preparación de un plan de conservación de suelos y aguas, que fije los cursos de acción a seguir en el empleo correcto de los recursos de un predio, requiere como elemento básico un cuidadoso estudio de clasificación de capacidad de uso de sus suelos. La información que se obtenga, indicará la condición en que se encuentran y las posibilidades de uso y necesidades de prácticas de control de erosión que se requieren. Las recomendaciones que se apliquen, permitirán la obtención de una producción óptima, sobre una base sostenida en el tiempo.

5.1. Rotaciones de cultivos

Las rotaciones de cultivos que incluyen algunos años con praderas, ejercen un fuerte efecto residual en el cultivo que sigue a la pradera, a través de la mejor estructura que se promueve. La estructura abierta inducida por la materia orgánica proveniente de la descomposición de hojas y raíces aportadas por la pradera, favorecen un mejor drenaje y otorgan mayor estabilidad a los agregados para resistir a la acción dispersante de las gotas de lluvia.

Durante el primer año de establecimiento de la pradera, el suelo adquiere alrededor de un 80 % de mayor capacidad defensiva contra la erosión y un 15 % en el segundo año (Hudson, 1971).

Esto significa que si la rotación sólo persigue obtener un mayor control de la erosión, no se justificaría mantenerla por más de dos años, siempre y cuando el tipo de forrajera y su costo de establecimiento así lo permitiera. Sin embargo, la destrucción de la materia orgánica incorporada y la mejor estructura que se promueve, es igualmente rápida; prácticamente, el efecto mencionado desaparece en un año.

Las rotaciones de cultivo presentan las siguientes ventajas:

- Parte de las fuertes aplicaciones de fertilizantes puede reemplazarse por el aporte de nitrógeno de las leguminosas que integran una pradera y la materia orgánica proveniente de la descomposición de hojas y raíces.

- Los cambios de cultivo interrumpen los ciclos de pestes o enfermedades.

- Se alternan cultivos con diferentes hábitos de profundidades de crecimiento de sus sistemas radiculares, variando la zona de captación de nutrientes.

- En los años con praderas, la incorporación de una mayor cantidad de materia orgánica contribuye a evitar una condición de deterioro de la estructura del suelo.

- Disminución de la erosión en el cultivo que sigue a una pradera, gracias al efecto residual de protección que proporciona.

 5.2. Fertilización

La fertilización contribuye a disminuir la erosión promoviendo un crecimiento más denso y vigoroso del cultivo. Además, estimula un desarrollo más temprano de la vegetación durante el invierno, alcanzando en menor tiempo una densidad que proporciona cierto grado de defensa contra la erosión. La mayor producción de vegetación que se logra, significa un mayor aporte de materia orgánica al suelo, al que contribuye un sistema más extenso y denso de raíces.

Todas las investigaciones para medir control de erosión mediante la aplicación de correctas dosis de fertilizantes, muestran tendencias similares en su efecto de disminuir las pérdidas de suelo, a través del incremento de la masa de vegetación. La mejor conservación de las características físicas de un suelo, especialmente su estructura, permite una mayor infiltración y, en consecuencia, una disminución del volumen del flujo precanalizado. Igualmente, la mayor masa de vegetación y su más rápido desarrollo, ejerce una fuerte influencia en la velocidad de su desplazamiento.

5.3. Labranza de conservación

El término "Labranza de Conservación" se ha venido empleando como sinónimo de labranza mínima, labranza reducida, cero labranza, etc. De acuerdo con Mannering y Fenster (1983), por Labranza de Conservación se debe entender cualquier sistema de labranza que reduzca las pérdidas de suelo y de agua, en relación con la labranza convencional. Frecuentemente es una forma de la labranza en que no se invierte el suelo y se retiene una cantidad de residuos protectores sobre la superficie. La definición propuesta abarca una amplia gama de técnicas de control de erosión, pero su común denominador es la exigencia fundamental que reduzcan las pérdidas de suelo y agua en relación con la labranza convencional.

A través de tres procedimientos de trabajo es posible disminuir las pérdidas de suelo al emplear técnicas de labranza de conservación

- Dejando sobre la superficie del terreno, terminada las operaciones de labranza, una cierta cantidad de residuos o rastrojos del cultivo anterior.

- Promoviendo una superficie más terronuda, áspera, o bien, la presencia de un patrón de surcos claramente discernibles.

- Una combinación de los dos anteriores.

La presencia de residuos en la superficie, protege al suelo de las lluvias más intensas del invierno, mientras se desarrolla el cultivo. Los residuos protegen los agregados superficiales, contribuyendo a mantener una estructura más abierta o porosa, favoreciendo el proceso de infiltración. Gran parte de la energía de las gotas de lluvia se disipa en el choque con estos restos vegetales, disminuyendo efectivamente la destrucción de agregados y la salpicadura de partículas finas, parte de las cuales son arrastradas por el agua que se infiltra. En un suelo no protegido, las partículas a que se ha hecho referencia, sellan los macroporos y contribuyen a la formación de costras superficiales. Estas costras reducen la velocidad de infiltración y un mayor volumen de agua se suma al escurrimiento precanalizado.

Los residuos superficiales ejercen, además, un efectivo control de la velocidad del. flujo precanalizado, disminuyendo su capacidad de transportar sedimentos.

El tipo de labranza que deja una superficie más áspera o terronuda, en ausencia de rastrojo también es capaz de reducir la velocidad del flujo precanalizado, al mismo tiempo que incrementa la capacidad de almacenamiento de agua en la capa arable. Sin embargo, este efecto protector se pierde muy rápidamente después de las primeras lluvias, al destruirse los terrones por acción de las precipitaciones más violentas del invierno.

5.3.1. Antecedentes históricos de la labranza de conservación

El efecto protector de los residuos sobre la superficie del suelo, se descubrió en la década de 1930 en EE.UU, gracias a la conciencia conservacionista que se despertó a raíz de los devastadores estragos producidos por la erosión eólica en los suelos de praderas en los Estados del medio oeste, explotados con cereales y como consecuencia de años de sequías. En esa oportunidad se comprobó que cubiertas de residuos relativamente densas, protegían muy eficazmente el suelo. Más tarde se apreció su capacidad para controlar el daño por erosión hídrica.

A pesar de algunos problemas que enfrentan los agricultores con la presencia de residuos en la superficie, su uso se ha generalizado en EE.UU y otros países. Las demandas por mejorar la calidad de las aguas en esteros y ríos, ha estimulado vigorosamente el empleo de sistemas de labranza de conservación. Actualmente, estos sistemas de labranza constituyen el mayor volumen de las prácticas que promueve el Servicio de Conservación de Suelos de ese pais (Meyers, 1983).

Aun cuando el uso de residuos tiene gran importancia en el control de la erosión y conservación del agua, su plena aceptación dependerá en gran medida del efecto que tengan estos restos vegetales sobre los rendimientos. Generalmente, tienden a disminuir cuando se inicia el empleo de estas técnicas, especialmente en suelos de texturas pesadas y en zonas húmedas.

La disminución inicial de rendimiento en algunos casos puede imputarse a los siguientes factores (McCalla y Army, 1961)

- Suelos arcillosos con drenaje insuficiente, mal aireados;

- Uso de equipos inadecuados o falta de conocimientos para manejar el sistema;

- Problemas de malezas, insectos o enfermedades;

- Deficiencias en el abastecimiento de nutrientes, especialmente de nitrógeno;

- Cambios en el "status" de microorganismos del suelo y posible producción de sustancias fitotóxicas.

Sin embargo, no siempre esto es así y en muchas áreas las cosechas se incrementan con el manejo de residuos, junto con aportar una excelente protección contra la erosión.

Aun cuando un buen manejo biológico puede reducir las pérdidas de suelo a través de mejores variedades de alto potencial productivo, adecuados programas de fertilización y rotaciones de cultivo que incluyen praderas, es evidente que en las primeras etapas del desarrollo de los cultivos, el suelo permanece con un mínimo de defensa contra el efecto de las lluvias. La presencia de una parte de los residuos del cultivo anterior dejados sobre la superficie, pueden otorgar una eficiente protección durante este periodo.

5.4. Sistemas de manejo de residuos densos

Las disminuciones iniciales de rendimiento con la presencia de residuos, se considera como un precio a pagar por la excelente protección que se da al suelo contra la erosión. Pero con los años se alcanza los rendimientos con manejo convencional, para luego superarlos.

Los sistemas de manejo de residuos plantearon inicialmente serios problemas para disponer del rastrojo. Duley y Russell solucionaron este inconveniente diseñando un tipo de arado cultivador, constituido por un marco portaherramientas y vástagos con aletas planas, capaces de operar a profundidades de hasta 15 cm, dejando la superficie corrugada. Este implemento remueve y fragmenta 'el suelo sin invertirlo, cortando las raíces de malezas y manteniendo gran parte del residuo sobre la superficie.

Otro gran adelanto fue la aparición del arado cincel, que permite una aceptable preparación del suelo en rastrojos de baja a moderada densidad. Están provistos de dos a tres hileras alternadas de vástagos curvos de acero, que se fijan a un marco portaherramientas mediante abrazaderas. Los extremos de los vástagos llevan puntas angostas en forma de cincel. Roturan y fragmentan el suelo en mejor forma cuando se encuentra seco y firme. Estando húmedo no se desmenuza y se forman terrones grandes, difícil de deshacer posteriormente. Es ideal para barbechos de verano en trumaos.

Cuando el residuo es muy denso, previo a las operaciones con arado cincel, se emplea un equipo para trozarlo y facilitar de este modo la labranza posterior, permitiendo que quede en la superficie una vez sembrado, alrededor de 1 a 2 ton/ha.

La paja que se mezcla con la capa arable, no es efectiva para protegerla de la erosión. Se descompone con rapidez, al contrario de lo que sucede cuando queda sobre la superficie.

Este sistema que ha tenido amplia difusión en las llanuras centrales de EE.UU, presenta el inconveniente de la preparación del suelo y de la siembra a través de una gruesa capa de residuos.

El problema de control de malezas se ha visto simplificado con los nuevos y eficientes herbicidas aparecidos en el mercado. La densidad de residuos a dejar debe ser tal que no cree dificultades insuperables a los equipos sembradores.

La destrucción de las malezas no resulta tan perfecta con arado cincel, pero el empleo de herbicidas puede obviar este inconveniente. En una primera operación, el arado cincel se emplea roturando a 10 ó 15 cm de profundidad. En las siguientes operaciones se hace más superficialmente. Este arado se complementa con rastras fresadoras, similares a las rastras de discos, pero con bordes dentados. Al girar van rompiendo los terrones sin molerlos.

El número de operaciones dependerá del grado de preparación' que se obtenga y de la densidad de residuos que se requiere. Los equipos descritos se pueden combinar para ejecutar labores en tandem.

Es recomendable que las cosechadoras dispongan de dispositivo para desparramar la paja y complementar con una Chopper su picado, lo que facilita las operaciones posteriores.

Para la siembra de cereales en línea se utilizan-equipos similares a los convencionales, pero provistos de zapatas más poderosas que abren los surcos de siembra a la profundidad adecuada, sin atascarse con el rastrojo. Delante de cada zapata se ubica un disco que hace el primer trabajo de separar el residuo. Los surcos abiertos son tapados y comprimidos por discos anchos que van detrás de cada zapata.

La utilización de este sistema de residuos densos en Chile (hasta 2 ton/ha), requeriría el empleo de equipos especiales, sobre todo de sembradoras capaces de distribuir semillas a través de las densas capas de rastrojo empleados en esta práctica. Se dispone de arado cincel y rastras combinadas en muchas propiedades, pero no de equipos sembradores apropiados, salvo que se trabajara con niveles bajos de residuos.

Sin embargo, se debe estudiar más a fondo el empleo de altas densidades de residuos, por lo menos en suelos de trumaos, donde podrían dar resultados desalentadores en el desarrollo y rendimiento del cultivo de trigo, posiblemente por problemas de formación de sustancias fititóxicas y enfermedades que pudieran adquirir mayor intensidad.

En experimentos realizados en la VIII Región, se ha sembrado con equipos convencionales en terrenos con cobertura de 400 a 500 kg, sin problemas de importancia.

En el Cuadro 2 se da valores de control de erosión en siembras de trigo con dosis densas de residuos.

Cuadro 2. Valores de pérdida de suelo en ton/ha/año, para dos niveles de residuos en un suelo de trumao en pendiente de 11% sembrado con trigo en 1977 (Prov. Nuble, VIII Región).

Pérdidas de suelo (ton/ha/año) (1)

Densidad de residuos ton/ha Parcelas de 20 mValores extralados a

100m(2)

0 15,64 a 35,03

1 3,98 b(3) 8,83

2 1,81 b 4,05

(1) Promedio de dos repeticiones

(2) Valores extrapolados a una ladera de 100 m de longitud, utilizando una relación de la ecuación universal de predicción de pérdidas de suelo.

(3) Los tratamientos de igual letra no difieren significativamente, de acuerdo con la comparación múltiple utilizada.

El tratamiento con 1 ton/ha redujo la erosión en un 74,5 % y el de 2 ton/ha en un 88,4 % en relación con la experimentada por el tratamiento sin protección. Es interesante comprobar que no se requieren elevadas densidades de rastrojos para proporcionar una aceptable protección a suelos de trumao en pendientes de 11 %. Con una 1 ton/ha de rastrojo quedó protegida el 46 % de -la superficie sembrada. El efecto protector de la cobertura de paja se puede explicar, en parte, por la disipación de energía de las gotas de lluvia. El resto se debe asignar a la disminución de la velocidad del flujo precanalizado. El escurrimiento disminuyó en un 24,5% en

las parcelas con un equivalente de 1 ton/ha de residuos y en un 59,1% con protección de 2 ton/ha.

Un problema que producen los residuos es la disminución en la disponibilidad del nitrógeno. La aplicación de una mayor cantidad de este nutriente supera la dificultad descrita. Con respecto a P, Ca y K, no hay mayores diferencias con el sistema convencional de labranza.

5.5. Coberturas mínimas de residuos

Se ha dicho que el sistema de manejo de residuos densos no resulta fácil de aplicar, aparte de requerir una sembradora de diseño especial. En pendientes moderadas es posible disminuir apreciablemente la erosión, incluso utilizando densidades bajas de residuos. Hudson (1970) propone un sistema alternativo, que consiste en cosechar el cereal y utilizar luego un implemento para trozar el rastrojo. Las operaciones de labranza se efectúan después con equipos convencionales, es decir, incorporando la mayor parte del rastrojo, dejando una baja densidad de ellos sobre la superficie. Ensayos de campo demostraron que este método es mucho más sencillo y de menor costo, al tiempo que reduce la erosión a limites tolerables en pendientes moderadas. Hudson concluye: "evidentemente, la combinación de parte de la paja en la superficie, que proporciona cobertura y la mayor parte incorporada cerca de la superficie, que promueve una mayor porosidad y buen drenaje, resulta tan efectivo como dejar una alta densidad de residuos sobre la superficie. El problema de proporcionar protección al suelo se resuelve en forma más satisfactoria, mediante una combinación del método que se propone, con normas de manejo agronómico para alta productividad".

Es indudable que en pendientes mayores de S o 10 %, el manejo de residuos densos y la labranza cero, serian las prácticas más efectivas en el control de erosión, especialmente si se excluyen otras prácticas complementarias. Sin embargo, en pendientes moderadas se puede alcanzar un razonable control de erosión mediante técnicas más sencillas. El simple reemplazo de algunas prácticas inadecuadas de manejo de cultivos, junto con promover una mayor productividad de la tierra, puede constituir un medio conveniente de control de erosión.

Siguiendo la línea de pensamiento recién bosquejada, se realizaron dos investigaciones para medir la influencia en control de erosión de dos tratamientos, en que se dejó muy bajas densidades de rastrojos en la superficie, en parcelas que simularon procedimientos convencionales de labranza (Cuadro 3).

Cuadro 3. Pérdida de suelo (en ton/ha) para diferentes modalidades de manejo de rastrojos y dos niveles de semillas y fertilizantes. Trumao de 11% sembrado con avena en 1978 (Pinto, Prov. de Ruble, VIII Región).

Pérdidas de suelo (ton/ha/año)

Tratamientos Parcelas de 20 m Valores extrapo

de longitud polados a 100 m

Q-1 Quema rastrojo y nivel medio fertilizado y semillas

11,03 24,71

R-2 Se entierra rastrojo y 300k en superficie y alto nivel y semillas

6,41 14,36

Fuente : Peña (1981a).

El tratamiento R-2 ( se entierra el rastrojo, dejando 300 kg sobre la superficie y un alto nivel de fertilizantes y semillas), disminuyó en 41.9 % las pérdidas de suelo del tratamiento convencional (con quema de todo el rastrojo y niveles medios de fertilizantes y semillas).

Continuando la idea de introducir prácticas muy sencillas de control de erosión, se estudió la adopción de una baja densidad de rastrojos, combinada con cultivo en contorno. Ambas técnicas sólo requieren ligeras modificaciones de las modalidades de labranza del sector (Cuadro 4).

Cuadro 4. Pérdidas de suelo para cuatro tratamientos en un trumao con 11% de pendiente, sembrado con raps en 1979 (Prov. Puble, VIII Región).

Pérdidas de suelo (ton/ha/año)

TratamientosParcela 20 m

long.Valores extra

polados a 100 m

EC Rastrojo enterrado +siembra en contorno + 300 kg/ha res.

5,65 12,66

EP Rastrojo enterrado +siembra sentido pendiente 7,06 15,81

QC Res. quemado + siembra en contorno 7,5 16,8

QP Res. quemado + siembra sentido pendiente 11,1 24,86

Fuente : Peña (1981b).

Es interesante destacar que el tratamiento EC (rastrojo enterrado y siembra en contorno + 300 kg/ha de residuo en la superficie), disminuyó en un 49.1 % las pérdidas experimentadas por el tratamiento en que se quemó el residuo y se sembró en el sentido de la pendiente.

5.6. Labranza cero

La labranza cero se refiere a un sistema de cultivo en el que la manipulación mecánica del terreno se reduce al tráfico del equipo y, previamente, de un equipo para aplicar herbicidas. Se puede considerar como una forma extrema de cultivo mínimo.

Al igual que las prácticas de manejo de residuos ya analizados, el principal propósito de la labranza cero es mantener en la superficie del suelo parte de los residuos del cultivo anterior, lo que hace posible una mejor conservación del suelo y el agua. La labranza y la siembra se ejecutan en una sola operación y sobre residuos previamente tratados con herbicidas.

Las condiciones básicas que hacen posible este sistema, son la destrucción previa de malezas con herbicidas de amplio espectro y corto efecto residual. Además, el empleo de un equipo sembrador muy sólido y más pesado que los convencionales, ya que en una sola operación se debe arar o abrir los surcos, sembrar y cubrir las semillas. En realidad no se puede decir que en este sistema no exista labranza, ya que la sembradora debe abrir previamente surcos de 3 a 5 cm de ancho, separados entre 15 a 25 CM.

5.6.1. Ventajas del sistema cero labranza

 - El sistema cero labranza presenta, entre otras, las siguientes ventajas:

- Excelente control de la erosión hídrica.

- Economía de combustible por la eliminación de la preparación del suelo para la siembra.

- Elimina la formación de costras superficiales, produciendo una estructura similar a la que induce una pradera. La completa protección contra el impacto de las gotas de lluvia evita el sellado de los macroporos superficiales.

- Más rápida condición de traficabilidad después de una lluvia prolongada. En algunos suelos (trumaos por ejemplo), es posible sembrar poco después de una lluvia, obteniéndose una mayor independencia de las condiciones climáticas. Hay mayor rango de operatividad para las siembras.

- La eficaz protección que otorga contra la erosión, hace posible el uso más intenso de suelos de clases IIIe y IVe. Es posible incluso sembrar todos los años un suelo de clase IVe.

- Se logra una mejor infiltración y conservación del agua. Al bajar la temperatura debajo del residuo muy denso, disminuyen las pérdidas por evaporación, lo que es muy importante en climas subhúmedos.

5.6.2. Desventajas del sistema cero labranza

Por otra parte, algunas desventajas son las siguientes:

- Hay una fuerte dependencia de herbicidas, lo que es muy criticado por los ecólogos, aunque el grado de envenenamiento que pueden provocar es discutible, por ser productos orgánicos degradables en corto plazo.

- Fuerte inversión inicial en equipos, especialmente el equipo sembrador.

- El control de malezas debe ser muy estricto y cuidadoso. Las variaciones en la composición de las malezas obliga a estar muy atento para decidir cambios de herbicidas, dosis y épocas de aplicación.

5.6.3. Control de erosión con cero labranza

En todas las investigaciones sobre cero labranza en suelos de lomajes, se comprueba el excelente control de erosión que proporciona esta práctica. En el Cuadro 5 se presentan los resultados de un ensayo con raps, establecido mediante cero labranza.

Cuadro 5. Pérdidas de suelo para la modalidad labranza cero, en trumao con 11% de pendiente, en una siembra de raps. 1981 (Prov. de Huble, VIII Región).

Pérdidas de suelo (ton/ha/año)

Tratamientos Parcelas de Valores extrapola

20 de long. dos a 100 m.

Quema rastrojo y labranza 5,68 12,7

sentido pendiente

Cero labranza 0,32 0,72

Fuente : Peña (1986).

Cero labranza redujo las pérdidas de suelo en un 94.4 , en relación con el testigo con manejo convencional, lo que confirma sus excepcionales bondades como técnica de control de erosión.

5.7. Algunos problemas en labranza de conservación

Hinkle (1983) comenta que dada la enorme importancia que está adquiriendo la labranza cero, se debe enfatizar la necesidad de investigar sobre diferentes aspectos que amenazan con crear dificultades. El sistema ha incrementado en un 30% el uso de pesticidas. Esta situación puede elevar los costos, llegando a igualarse con los de labranza convencional. Se hace necesario estudiar el diseño de equipos que permitan reducir las aplicaciones de pesticidas y herbicidas. Existe, además, un-fuerte temor de promover enfermedades al alterar el medio físico, químico y biológico del suelo, creando mejores condiciones para el desarrollo de gérmenes patógenos.

Está comprobada la resistencia que pueden adquirir algunos patógenos, insectos, malezas y animales a ciertos fungicidas, insecticidas, herbicidas y raticidas. Hay informaciones de ciertas malezas que pueden adquirir resistencia a algunos herbicidas, como sucede con cuatro diferentes familias en relación con la atrazina. Se piensa que el mecanismo es la presencia de biotipos resistentes, que existen en muy bajas cantidades junto al resto de la población de malezas. Los tipos resistentes se hacen más importantes en áreas en que se ha aplicado atrazina durante 5 a 10 años. La presión selectiva convierte a estos tipos en el mayor componente de la población al eliminarse las malezas más susceptibles.

Algunos científicos creen que la resistencia se puede estar formando en más especies de lo que se pensaba. Los métodos para retardar resistencia incluyen el cambio de herbicidas o su rotación, mezclas de herbicidas y el uso de herbicidas de acción rápida para disminuir la producción de semillas.

La combinación de cero labranza y cultivo continuo, ha producido cambios en la composición de las poblaciones de malezas, con un aumento de las perennes.

Koskinen y McWhorter (1986) establecen que los residuos pueden alterar significativamente el comportamiento de los herbicidas, especialmente a través de algunos años bajo sistema de labranza de conservación. Los cambios ecológicos pueden favorecer la introducción de nuevas malezas, las que finalmente dificultan el control y elevan sus costos. La eficiencia de los herbicidas puede disminuir cuando se aplican en suelos cubiertos de residuos. La falta de control de malezas perennes y algunas anuales, generalmente controladas a través de labranza convencional, es una de las consecuencias de cero labranza.

Las encuestas entre agricultores confirman claramente que los mayores cambios ecológicos en las poblaciones de malezas ocurren cuando declina el cultivo. Las malezas de hoja ancha, con semillas grandes, disminuyen como problema en labranza de conservación, pero en las anuales de semillas pequeñas (cola de zorro, panicum, etc), permanecen constantes o aumentan. otras se mantienen sin causar problemas durante dos o tres años de establecido el sistema, pero pueden transformarse en problema en un periodo más prolongado.

Koskinen y McWhorter (1986) informan que en una encuesta realizada en Indiana en 1989, los agricultores respondieron que lograban adecuado control en un 87 % de las veces con labranza convencional; 65% con labranza reducida y 92% con cero labranza.

El reemplazo de los arados convencionales por arado cincel, ha aumentado el nivel de malezas anuales de grano pequeño, lo que obliga a un control especial en siembras de cereales.

Para un eficiente control de malezas es necesario

- Una correcta identificación de las malezas presentes y de los sectores más afectados.

- Seleccionar los herbicidas y las dosis que controlen adecuadamente las malezas potencialmente peligrosas.

- Asegurar que los herbicidas se apliquen uniformemente y en el momento adecuado.

- Revisar el cultivo después de la aplicación y repetir el tratamiento en sectores mal controlados.

Koskinen y McWhorter (1986) estiman que otra estrategia en control de erosión, es la rotación de cultivos, rotación de labranza y cambios de herbicidas.

Si el problema específico en un área han sido las malezas de hoja ancha y las anuales se han mantenido por muchos años con poblaciones muy bajas, el costo del control se hace menor. El control de presiembra con glifosato y paraquat disminuyen el costo, ya que con dosis bajas se puede controlar las malezas cuando están pequeñas.

Se recomienda recalibrar constantemente el equipo, para asegurar que se está aplicando las dosis correctas y en forma uniforme. Los autores recién mencionados recomiendan, además, que cuando recién se adopta un sistema de labranza cero, se debe. seleccionar un potrero pequeño, que presente menores problemas de malezas, modo para dominar gradualmente el manejo del sistema.

REFERENCIAS

Beasyey, R. P. 1972. Erosion and sediment pollution control. Iowa State University Press, Ames, Iowa.

Blakely, B. D., Coyle, J. J. and Steele, J. G. 1959. USDA. Yearbook of Agriculture : Soil, 290-307.

Hinkle, M. 1983. Problems with conservation tillage. J. of Soil and Water Conservation. May-June 201-206.

Hudson, N. 1971. Soil Conservation. Cornell University Press. Ithaca, New York. 320 p.

Instituto de Investigaciones Agropecuarias 1985. Suelos Volcánicos de Chile. Santiago. Chile.

Instituto de Recursos Naturales Renovables (IREN). 1965. Evaluación de erosión en la Cordillera de la Costa. Santiago, Chile.

Koskinen, W. C. and McWhorter, C. G. 1986. Weed Control in Conservation Tillage. J. of Soil and Water Conservation Nov-Dec 365-370.

McCalla, T. M. and Army, T. J. 1964. Stubble Mulch farming. Advances in agronomy 13 : 125-196. (Academy Press, N.Y.). Mannering, J. V. and Fenster, C.R. 1983. What is conservation tillage? Journal of soil and water conservation. MayJune 141-143.

Meyers, P. C. 1983. Why conservation tillage? Journal of soil and water conservation. May-June 136.

Stallings, J. H. 1957. Soil Conservation. Prentice Hall, Englewood Cliffs, New York.

 

 

 

 

 

Capitulo X

CLASIFICACION DE SUELOS

Walter Luzio L.

Ing. Agrónomo M.S.

Depto. Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales.

Universidad de Chile

1. INTRODUCCIÓN

Históricamente, el hombre ha tenido la tendencia a clasificar los objetos naturales que lo rodean. Los suelos no constituyen una excepción, si se considera que son objeto de la experiencia y observación diaria, ya sea como un factor de la producción agrícola, o bien como base de sustentación de estructuras construidas por el hombre.

Las primeras clasificaciones de suelos fueron bastantes simples. Pero, en la medida en que se ha incrementado el conocimiento de los suelos y ha aumentado la complejidad y diversidad en su uso, se ha visto la necesidad de organizar y de proporcionar una base científica a las clasificaciones de los suelos.

Los objetivos de una clasificación de suelos pueden sintetizarse en los siguientes puntos:

-          Organizar el conocimiento.

-          Proporcionar relaciones comprensibles entre los individuos o entre grupos de individuos.

-          Comunicar la información en forma ordenada y entendible por el mayor número de personas.

-          Establecer grupos o subdivisiones (clases) de individuos con fines de una utilización práctica, como por ejemplo: predecir su comportamiento, identificar el mejor uso, estimar su productividad y proporcionar unidades que permitan extrapolar observaciones.

1.1.               Conceptos básicos

En clasificación se utilizan ciertos términos que tienen significados específicos:

Clase. Corresponde a un grupo de individuos similares en ciertas propiedades seleccionadas, y distinguibles de todas las demás clases por diferencias en esas propiedades.

Taxon, Taxa. Corresponde a una clase en cualquier nivel taxonómico de generalización.

Categoría. Corresponde a un conjunto de Taxa, producida por la diferenciación dentro de una población a un determinado nivel de abstracción y está compuesta por todas las clases a un determinado nivel de generalización.

Característica diferenciante. Corresponde a una propiedad escogida como base para agrupar a los individuos. Individuos similares en relación con esa característica son ubicados en el mismo grupo.

Sistema de categorías múltiples. Corresponde a un sistema jerárquico de categorías diseñado para clasificar una gran y compleja población de unidades. Como los suelos constituyen una población muy heterogénea, se hace necesario establecer varias categorías de clasificación. Las categorías más altas tiene pocas clases, definidas en términos generales por medio de un escaso número de características diferenciantes. Se dice que este es un alto nivel de generalización o de abstracción. En las categorías más bajas, como las series de suelos, hay un gran número de clases, definidas en términos específicos por un gran número de características diferenciantes. Se considera a éste como un bajo nivel de generalización o de abstracción.

El Pedón. Corresponde a la mínima área que se debe describir y muestrear en un suelo, para tipificar la naturaleza y arreglo de sus horizontes y la variabilidad en las otras propiedades que se conservan en las muestras. Un pedón, de algún modo, es comparable a la celda fundamental de un cristal. Tiene tres dimensiones: su límite inferior es el límite algo vago entre el suelo y el "no suelo" subyacente; sus dimensiones laterales son lo suficientemente grandes como para presentar la naturaleza de cualquier horizonte además de la variabilidad que pueda existir. Un horizonte puede variar en espesor o en composición, o puede ser discontinuo. La superficie de un pedón varía de 1 a 10 -m2, dependiendo de la variabilidad en el suelo. En la situación corriente, donde todos los horizontes son continuos y de espesor y composición casi uniforme, el pedón tiene una superficie horizontal de alrededor de 1 m2.

El polipedón, una unidad de clasificación. "Un suelo",`el suelo que clasificamos está constituido por pedones contiguos similares, limitados en todos sus lados por "no suelo" o pedones de carácter diferente. Este grupo de pedones contiguos similares se denomina un polipedón. Un polipedón puede rodear a otros como el agua rodea a una isla, pero los límites del polipedón se extienden hasta los lugares donde no hay suelo o donde los pedones tienen características que difieren significativamente. Se debe señalar que los límites del polipedón son también los límites conceptuales entre series de suelos, las cuales son las clases de más baja categoría en este sistema. Esta es la razón por qué cada polipedón puede ser clasificado en una Serie de Suelos, pero una Serie tiene, normalmente un rango de características más amplio que un polipedón individual.

Un polipedón tiene un área mínima de > 1 m2 y un área máxima no especificada. Tiene ciertas características, como la forma, márgenes de transición y límites naturales que no poseen

ninguno de los pedones que lo constituyen. Los polipedones son los objetos reales que necesitamos clasificar. Aun así debemos recordar permanentemente que las unidades cartográficas de suelos están definidas en términos de unidades taxonómicas, pero pueden contener más de un tipo de suelo.

2.                   TAXONOMIA DE SUELOS

(USDA, Soil Management Support Services

SMSS Technical Monograph Nº 19. 1990)

La Taxonomía de los suelos es un sistema morfogenésico, (Smith, 1965) que considera los principios básicos de una clasificación de individuos naturales. Sin embargo, debido a la heterogeneidad y complejidad de los suelos, varios de estos principios tienen una aplicación limitada, como se verá más adelante.           

2.1. Rasgos del sistema de clasificación de suelos.

Los principales rasgos que definen este sistema son los siguientes:

-          Es un sistema de categorías múltiples.

-          Las características diferenciantes que definen los taxa son las propiedades de los suelos, que son medibles y cuantificables.

-     Si bien la base de la diferenciación de los taxa la constituyen las propiedades de los suelos, estas propiedades no se consideran en forma estática, sino como una expresión de procesos pedogénicos. Es lógico pensar que la morfología que manifiesta un suelo en la actualidad corresponde al producto de un conjunto de procesos genésicos que han actuado en él. En este sentido la Taxonomía de Suelos introduce el concepto de propiedades de diagnóstico, dentro de las cuales las más significativas son los horizontes diagnósticos cuyas definiciones y rangos de variación responden a los procesos genésicos que les dieron origen.

-          Como las características diferenciantes son las propiedades de los suelos, el sistema permite clasificar suelos vírgenes, cultivados, erosionados y aquellos cuya génesis es desconocida.

-          A diferencia de otras clasificaciones, su centro de interés principal es el suelo y no otras ciencias afines como la Climatología y la Geología.

-          Permite obtener una clasificación de los suelos y no una clasificación de procesos de formación de suelos, como sería el caso de la clasificación francesa.

-          Permite una gran uniformidad en la clasificación, aunque sea aplicada por muchos y muy diferentes especialistas. Las diferencias de interpretación de cómo un suelo se formó no influencia la clasificación del suelo en el sistema.

-          Permite la incorporación de nuevos conocimientos, o cambiar, o modificar los límites de los taxa sin producir distorsiones de importancia.

-          La nomenclatura empleada es totalmente nueva, ya que crea nombres nuevos a partir de raíces griegas y latinas, tratando de evitar los nombres locales, que en muchas circunstancias es necesario traducir creando confusiones o interpretaciones erróneas. Por esta razón los nombres de los suelos hasta el nivel de Sub-Grupo no se deben traducir, ya  que esto le restaría universalidad al sistema.

-          La nomenclatura da una connotación definida de las características más relevantes del suelo, permitiendo que sea comprendida por un gran número de personas independientemente del idioma.

2.2. El suelo que se clasifica.

El suelo es una colección de cuerpos naturales que se encuentran en la superficie de la Tierra, modificados por el hombre o incluso "hechos" por él, que contienen materia viva y que soporta o es capaz de soportar plantas. Su límite superior es el aire o aguas someras. Sus límites laterales pueden ser aguas profundas o roqueríos o hielo. Su límite inferior, es decir el no suelo, es tal vez más difícil de definir, pero se considera generalmente como el límite inferior de la actividad biológica, el cual puede coincidir con la profundidad de arraigamiento de plantas perennes nativas. Si la actividad biológica o los procesos pedogénicos se extienden a profundidades mayores de 200 cm, arbitrariamente se considera como límite inferior del suelo, los 200 cm.

2.3. Definición de Suelos Minerales.

De acuerdo con esta Taxonomía, los suelos minerales son aquellos que cumplen uno de los siguientes requisitos:

a)       Los materiales edáficos minerales inferiores a 2 mm en diámetro (fracción de tierra fina) constituyen más de la mitad del espesor de los 80 cm superiores.

b)       La roca subyacente se encuentra a menos de 40 cm y los mate riales edáficos minerales que se encuentran directamente sobre la roca tienen 10 cm o más.

c)       La roca subyacente se encuentra a 40 cm o más, el material edáfico mineral inmediatamente sobre la roca tiene 10 cm o más de espesor; además:

El material edáfico orgánico tiene menos de 40 cm de espesor y está descompuesto (consiste en materiales hémicos o sápricos) o tienen una densidad aparente de 0,1 o más.

El material edáfico orgánico tiene menos de 40 cm de espesor y está constituido por SPhagnum no descompuesto o fibras de musgos, o bien tiene una densidad aparente inferior a 0,1.

2.4. Materiales edáficos-orgánicos.

Los materiales edáficos orgánicos y los suelos orgánicos:

a) Están saturados con agua durante períodos prolongados o están artificialmente drenados, excluyendo raíces vivas:

-          Tienen ≥ 18% de carbono orgánico si la fracción mineral tiene ≥ 60% de arcilla;

-          ≥ 12% de carbono orgánico si la fracción mineral no tiene arcilla, o

-          Cantidades proporcionales de carbono orgánico entre 12 y 18% si el contenido de arcilla es entre 0 y 60%;

b)   Nunca están saturados con agua por más de unos pocos días y tienen ≥ 20% de carbono orgánico.

En esta definición, el ítem (a) incluye los materiales que se han denominado como turba y cieno. Con el ítem (b) se ha intentado caracterizar lo que se ha llamado "hojarasca" u horizontes 0. No todos los materiales edáficos orgánicos se acumulan en o bajo el agua. La

hojarasca puede descansar sobre un contacto lítico y sustentar un bosque. En esta situación el "suelo" es orgánico en el sentido que la fracción mineral es considerablemente menor que la mitad del peso y sólo una pequeña parte del volumen del suelo.

3.       HORIZONTES Y PROPIEDADES DIAGNOSTICAS PARA LAS

CATEGORIAS SUPERIORES: SUELOS MINERALES

3.1. Horizontes Diagnósticos Superficiales: El epipedón.

Las propiedades del epipedón, excepto la estructura, se deben determinar después de mezclar el suelo superficial hasta 18 cm de profundidad o, si hay roca a menos de 18 cm, después de haber mezclado todo el suelo hasta la roca. Esto se hace con el fin de evitar cambios en la clasificación del suelo como resultado de la labranza.

3.1.1. Epipedón Antrópico. Cumple todos los requisitos del epipedón málico excepto por:

a)       Los límites de P205 soluble en ácido, con o sin la saturación de bases, o

b)       La duración de los períodos durante los cuales tiene humedad disponible.

3.1.2. Epipedón Hístico (gr. histos, tejido). Se le puede definir como una capa (uno o más horizontes) en la superficie o cerca de ella que está saturada con agua durante ≥30 días consecutivos en alguna época en la mayoría de los años, o está artificialmente drenado.

El horizonte está constituido por materiales edáficos orgánicos y

a)       ≥ 75% en volumen, son fibras de Sphagnum o tiene una densidad aparente en húmedo < 0,1 y tiene un espesor < de 60 cm pero > de 20 cm; o

b)       Tiene un espesor de < 40 cm pero de > 20 cm y cumple uno de los siguientes

requisitos en relación con el carbono orgánico y espesor:

-          ≥ 18% de carbono orgánico si la fracción mineral tiene > 60% arcilla.

-          ≥ 12% de carbono orgánico si la fracción mineral no tiene arcilla;

-          Cantidades proporcionales intermedias de carbono orgánico, si parte de la fracción mineral es arcilla, siempre que ésta sea < 60%.

3.1.3. Epipedón Mólico (lat. mollis, suave). Tiene las siguientes propiedades esenciales:

a)   En la mayor parte del horizonte, la estructura está lo suficientemente bien desarrollada, de manera que no sea al mismo tiempo masiva y dura, o muy dura, cuando seco. Los prismas muy gruesos, de > 30 cm de diámetro, se incluyen en el concepto de masivo, en caso que no exista una estructura secundaria dentro de los prismas.

b)   Posee los siguientes colores Munsell, tanto en muestras partidas como amasadas

(excepto si hay > de 40% de material calcáreo finamente dividido):

-          Valor: < 3,5 en húmedo; < 5,5 en seco.

-          Croma': < 3,5 en húmedo.

c)   saturación de bases -> 50% (por NH 40Ac).

d) Después de mezclar los 18 cm superficiales, o mezclar todo el suelo en caso que a menos de 18 cm se encuentre roca, un horizonte petrocálcico o un duripán, tiene uno de los siguientes espesores: 

d.1. ≥10 cm si el epipedón se encuentra directamente sobre un contacto lítico-;

d.2. En otros suelos, si su textura es más fina que areno-francota fina, el epipedón debe tener > 25 cm de espesor;

-          El límite superior de material calcáreo pedogénico, en forma de filamentos, recubrimientos blandos o nódulos blandos, se encuentra a más de 75 cm;

-          La base de un horizonte argílico, nátrico, espódico, cámbico u óxico, se encuentra a más de 75 cm; y

-          El límite superior de un horizonte petrocálcico, fragipán o duripán se encuentra a más de 75 cm;

d.3. En otros suelos que tienen un epipedón franco o arcilloso, éste debe tener- de 18 cm y medir > 1/3 del espesor tomado desde el límite superior del epipedón hasta la más superficial de las características listadas en (d.2.) si alguna de éstas se encuentran a menos de 75 cm;

d)       El epipedón tiene < 250 ppm de P205 soluble en ácido cítrico (1%); o, tiene cantidades  crecientes de P205 soluble en ácido cítrico debajo del epipedón.

e)       Si el suelo no está bajo riego, alguna parte del epipedón está húmeda durante > 3 meses (acumulativos) en más de 7 de cada 10 años, en los períodos en que la temperatura del suelo a 50 cm de profundidad, es > 5ºC.

3.1.4. Epipedón Ocrico (gr. ochros, pálido). Es aquel que:

- Tiene valor o croma demasiado alto, o

- Es demasiado seco, o

- Tiene un contenido de materia orgánica demasiado bajo, o

- Tiene valor _n demasiado alto, o

- Es demasiado delgado para ser mólico, úmbrico, antrópico, plágeno o hístico, o

- Es duro y masivo al mismo tiempo, cuando seco.

Se considera que un epipedón es ócrico si, el valor Munsell después de amasado es:

- ≥ 5,5 en seco, o

- ≥ 3,5 en húmedo, si el croma es ≥ 3,5 o,

- Si el horizonte Al o Ap tiene valor y croma bajos, es demasiado delgado para ser un epipedón mólico o úmbrico.

3.1.5. Epipedón Melánico (gr. melas-anos, negro). Es un horizonte negro, grueso que se presenta en o cerca de la superficie, con alta concentración de carbono orgánico,

convenientemente asociado con minerales de corto rango de ordenamiento o complejos humus-A1.           

Tiene un espesor acumulativo de 30 cm o más, con un valor y croma inferior a 2 (Munsell), un índice melánico de 1,70 o menos, 6% de carbono orgánico o más y tiene propiedades ándicas.

3.1.6. Epipedón Plágeno (Al. plaggen, camada de paja).    Es una capa superficial hecha por el hombre de ≥ 50 cm de espesor, producida por prolongadas y continuas adiciones de estiércol y paja.

El color y el contenido de carbono orgánico de un epipedón plágeno depende de las fuentes de materiales usados en las camadas de paja.

3.1.7. Epipedón Umbrico (lat. umbra, sombra, oscuro). Cumple todos los requerimientos el epipedón mólico en color, contenido de carbono orgánico y fósforo, consistencia, estructura, valor n y espesor. En el epipedón úmbrico se incluyen los horizontes superficiales profundos, de colores oscuros que tienen una saturación de bases de menos de 50% (NH40Ac). Se debe hacer notar que la restricción que elimina epipedones duros o muy duros y masivos cuando seco se aplica solamente a aquellos epipedones que llegan a secarse. Si el epipedón está siempre húmedo, no hay restricción en su consistencia o estructura cuando seco.

3.2. Horizontes Diagnósticos Subsuperficiales

Los horizontes que se describen en esta sección se forman bajo la superficie del suelo, aunque en algunos lugares se forman inmediatamente bajo una capa de hojarasca. Pueden quedar expuestos en la superficie por truncamiento del suelo. Algunos de estos horizontes se consideran, generalmente como horizontes B, aunque no por todos los edafólogos; otros horizontes subsuperficiales son generalmente considerados como partes del horizonte A.

3.2.1. Horizonte Agrico (lat. ager, campo). Es un horizonte iluvial formado bajo cultivo que contiene cantidades significativas de limo, arcilla y humus iluviados.

3.2.2. Horizonte Albico. (lat. albus, blanco). Es un horizonte' del cual han sido removidos arcilla y óxidos de hierro libres, o en el cual los óxidos han sido segregados hasta un grado tal, que el color del horizonte es determinado por el color de las partículas primarias de arena y limo, más bien que por los revestimientos de dichas partículas.

3.2.3. Horizonte Argílico. Es un horizonte iluvial en el cual arcillas filosilicatadas se han acumulado por iluviación en cantidades significativas. Esto, por supuesto, no excluye la concurrente formación de arcilla en el horizonte iluvial. Se forma bajo un horizonte eluvial, pero puede estar expuesto en la superficie si el suelo ha sido parcialmente truncado. Tiene las siguientes propiedades que se pueden usar para su identificación:

a)        Si hay un horizonte eluvial y no hay discontinuidad litológica entre él y el horizonte argílico, éste tiene más arcilla total y más arcilla fina que el horizonte eluvial, de la manera que se explica seguidamente. Los incrementos en arcilla se alcanzan en una distancia vertical ≤30 cm.

-     Si cualquier parte del horizonte eluvial tiene < 15% de arcilla total en la fracción tierra fina {< 2mm), el horizonte argílico debe tener, al menos, 3% más de arcilla (por ejemplo, 13% contra 10%).

-          Si el horizonte eluvial tiene > 15% y < 40% de arcilla total en la fracción tierra fina, la relación arcilla del horizonte argilico/arcilla del horizonte eluvial debe ser ≥ 1,2.

-          Si el horizonte eluvial tiene > 40% de arcilla total en la fracción tierra fina, el  horizonte argilico tiene, por lo menos, ≥ 8% de arcilla, o, si la arcilla total es > 60%, el horizonte argílico tiene ≥8% de arcilla fina (por ejemplo, 50% contra 42%).

b)         Debe tener uno de los siguientes espesores:

- Más de 1/10 de la suma de los espesores de todos los horizontes que se encuentren sobre él;

-          ≥15 cm, si el horizonte eluvial e iluvial, en conjunto, tienen un espesor de > 1,5 m.

-          ≥ 15 cm, si el horizonte argílico es arenoso o areno francoso;

-          Si está compuesto completamente por lamelas, éstas deben tener_ 1 cm de espesor y, en conjunto, deben sumar al menos 15 cm de espesor;

-          7,5 cm, si el horizonte argílico es franco o arcilloso.

c)        Si hay agregados, un horizonte argílico, tiene argilanes sobre algunas de las superficies verticales y horizontales de los agregados y en poros finos, o tiene arcilla orientada en l% o más de la sección transversal.

3.2.4. Horizonte Cálcico y. Horizonte ca. El horizonte cálcico es un horizonte de acumulación de carbonato de calcio o de carbonato de calcio y magnesio. La acumulación puede encontrarse en el horizonte C, pero puede estar también en diversos otros horizontes como un epipedón mólico, un horizonte argílico o nátrico, o un duripán.

3.2.5. Horizonte Cámbico. Es un horizonte producto de alteración que no tiene el color oscuro, ni el contenido de materia orgánica, ni la estructura que definen a un epipedón hístico, mólico o úmbrico y tiene:

(a) Textura arenosa muy fina, areno francosa muy fina o más fina en la fracción tierra fina (< 2 mm);

b)   Estructura de suelo o ausencia de estructura de roca en, al menos, la mitad del volumen.

c)    Evidencias de alteración en una de las siguientes formas:

c.1.) Colores grises característicos de un régimen de humedad ácuico, y

- Un decrecimiento regular del carbono orgánico con la profundidad, o

- Grietas que se abren y cierran en la mayoría de los anos, o

- Permafrost a alguna profundidad.

c.2.) Croma más fuerte, o matiz más rojo, o mayor contenido de arcilla que el horizonte inferior;

c.3.) Evidencias de remoción de carbonatos.

3.2.5. Duripán. El duripán (lat. durus, duro, y pan: capa dura) es un horizonte cementado con sílice, en el cual la cementación es lo suficientemente fuerte de manera que fragmentos secos de algún subhorizonte no se disgregan en agua, incluso en humedecimiento prolongado.

3.2.7. Horizonte Espódico. Es normalmente un horizonte que se encuentra bajo un horizonte 0, A1, Ap o A2.

a)       Tiene una clase de tamaño de partículas arenosa o franco gruesa, y los granos de arena están recubiertos por revestimientos agrietados y/o, hay gránulos oscuros definidos del tamaño de limo grueso o más grueso, o

b)       Tiene uno o más subhorizontes en los cuales:

b.1.) Si hay ≥ 0,1% de hierro extraíble, la relación:

o, si hay < 0.1% de hierro extraíble, la relación:

y, la relación:

3.2.8. Fragipán. (modificado de lat. fragilis, quebradizo, y pan: pan quebradizo). Es un horizonte francoso o más raramente arenoso que puede estar debajo de, aunque no necesariamente, un horizonte cámbico, espódico, argílico o álbico. Tiene muy bajo contenido de materia orgánica, una densidad aparente alta en comparación con los horizontes superiores a él, y aparentemente cementado cuando seco, teniendo así una consistencia dura o muy dura. En húmedo, un fragipán es moderado a débilmente quebradizo, lo cual significa en un agregado la tendencia a una ruptura repentina al aplicar una presión, más que una lenta deformación. Un fragmento seco se disgrega o fractura cuando se coloca en agua. Normalmente un fragipán es moteado, su permeabilidad al agua es lenta o muy lenta y tiene unos planos blanqueados aproximadamente verticales, que corresponden a caras de poliedros o prismas gruesos o muy gruesos. Un fragipán está libre de raíces excepto a lo largo de las caras de los prismas blanqueados.

3.2.9. Horizonte Gípsico. Es un horizonte no cementado o débilmente cementado, enriquecido con sulfatos secundarios que:

a) Tiene ≥ 15 cm de espesor;

(b)Tiene ≥ 5% de yeso que el horizonte C o la capa inferior; y

(c) Espesor (cm) x % yeso ≥ 150.

3.2.10. Horizonte Kándico. Es un horizonte verticalmente continuo con una CIC de 16 cmol (+)/kg de arcilla o menos.

Tiene un espesor de a lo menos 30 cm y una textura areno francosa muy fina o más fina. Se encuentra debajo de un horizonte superficial de textura más gruesa.

Tiene más arcilla total que el horizonte superficial de textura más gruesa y el incremento de arcilla se alcanza en una distancia vertical de 15 cm o menos:

a)       Si el horizonte superficial tiene < 20% de arcilla, el horizonte Kándico comienza

donde algún subhorizonte tiene 4% más de arcilla.

b)       Si el horizonte superficial tiene entre 20 y 40% de arcilla, el horizonte Kándico

comienza donde algún subhorizonte tiene 1,2 veces más de arcilla.

c)       Si el horizonte superficial tiene, > 40% de arcilla, el horizonte Kándico comienza  donde algún subhorizonte tiene 8% más de arcilla.

3.2.11. Horizonte Nátrico (NL. natrium sodio; Indica la presencia de sodio) es un tipo especial de horizonte argílico. Tiene, además de las propiedades del horizonte argílico.

a) Una de las siguientes:

a.l.) Prismas,  o más corrientemente columnas en alguna parte, generalmente en la superior, que pueden o no romperse en bloques; o

a.2.) Rara vez, estructura en bloques y lenguas de un horizonte eluvial, en las cuales hay granos de limo o arena no recubiertos, que se extienden > 2.5 cm dentro de el horizonte;

b) La RAS es ≥ 13 (o ≥ 15%. de saturación con sodio intercambiable) en algún subhorizonte dentro de los 40 cm del límite superior.

3.2.12. Horizonte Oxico. Es un horizonte mineral de por lo menos 30 cm de espesor en estado avanzado de meteorización. Consiste en una mezcla de óxidos hidratados de hierro y/o aluminio con cantidades variables de arcillas del tipo 1:1 y minerales accesorios altamente insolubles como cuarzo en tamaño arena.

3.2.13. Horizonte Petrocálcico. En un material parental rico en carbonatos o con adiciones regulares de carbonatos en forma de polvo. El horizonte cálcico tiende, con el tiempo, a quedar saturado de carbonatos y cementado para convertirse en un horizonte duro, masivo y continuo que se denomina horizonte petrocálcico.

3.2.14. Horizonte Petrogípsico. Es un horizonte gípsico fuertemente cementado con yeso de manera que los fragmentos secos no se disgregan en agua y las raíces no pueden penetrarlo. El contenido de yeso es mucho mayor que el mínimo requerido para el horizonte gípsico y corrientemente excede 60%. Está restringido a climas áridos y a materiales parentales ricos en yeso.

3.2.15. Horizonte Plácico. (gr. de plax, piedra plana; significando capa dura, delgada y cementada). Es un pan delgado, duro, negro a rojizo oscuro, cementado por hierro, por hierro y manganeso, o por complejos hierro-materia orgánica. Generalmente el espesor es de 2 a 10 mm. Raramente tiene < 1 mm de espesor como tampoco llega a los 20 a 40 mm de manera continua. Puede estar asociado, aunque no necesariamente, con materiales parentales estratificados. Se encuentra en el solum, más o menos paralelo a la superficie, y, corrientemente dentro de los 50 cm superiores del suelo mineral. Tiene una forma pronunciadamente ondulada e incluso tortuosa. Normalmente se presenta como una capa simple, no constituida por láminas múltiples, una sobre la otra, pero en algunos lugares puede encontrarse bifurcado. Es una barrera para las raíces y el agua.

3.2.16. Horizonte Sálico. Contiene un enriquecimiento secundario de sales más solubles en agua fría que el yeso y,

a)       Tiene ≥ 15 cm de espesor;

b)       Tiene ≥ 2% de sales; y

c)       Espesor (cm) x % sales (en pesó) ≥ 60.

Así, un horizonte de 20 cm de espesor necesita 3% de sales para ser calificado como sálico y uno de 30 cm necesitará 2%. 3.2.17. Horizonte Sómbrico. Es un horizonte de suelos minerales formados en condiciones de drenaje libre. Contiene humus fluvial, no asociado con aluminio tal como el humus del horizonte espódico, ni tampoco disperso por sodio como es común en el horizonte nátrico. En consecuencia, el horizonte sómbrico no tiene la alta capacidad de intercambio catiónico en relación con la arcilla de un horizonte espódico, ni tampoco la alta saturación de bases de un horizonte nátrico. El horizonte sómbrico no se encuentra debajo de un horizonte álbico.

3.2.18. Horizonte Sulfúrico. (lat. sulfur: azufre). Está compuesto por materiales edáficos minerales u orgánicos que tiene:

a) pH < 3,5 (1:1 en agua); y,

b) Moteados de jarosita (el color de paja fresca que tiene un matiz de 2,5Y o más amarillo y un croma de 6 o más).

Un horizonte sulfúrico se forma como resultado de drenaje artificial y la oxidación de materiales minerales u orgánicos ricos en compuestos sulfurados.

 

 4 REGIMENES DE HUMEDAD DE LOS SUELOS

4.1. Sección de control de humedad

Se intenta definirla sección de control de humedad con el fin de facilitar la estimación de los regímenes de humedad de los suelos a partir de datos climáticos.

Como una guía de carácter general se puede establecer que la sección de control se encuentra, aproximadamente, entre 10 y 30 cm si la clase de tamaño de partículas es franco fina, limosa gruesa, limosa fina o arcillosa. Se extiende entre 20 y 60 cm si la clase de tamaño de partículas es franco gruesa y entre 30 y 90 cm si la clase de tamaño de partículas es arenosa. La presencia de fragmentos gruesos profundiza estos límites debido a que tales fragmentos no retienen ni liberan humedad.

4.2. Régimen ácuico (lat.agua, agua). Implica un régimen de reducción que está virtualmente sin oxígeno disuelto, debido a que el suelo está saturado por un nivel freático o por agua de ascenso capilar. Un régimen ácuico debe ser un régimen reductor.

4.-3. Regimenes arídico y tórrico (lat. aridus, seco; torridus, caliente y seco). Se usan estos términos para el mismo régimen de humedad, pero en diferentes categorías de la Taxonomía. En el regímen de humedad arídico (tórrico), la sección de control de humedad en la mayoría de los años, está:

a) Seca en todas partes durante más de la mitad del tiempo (acumulativo) en que la temperatura del suelo a una profundidad de 50 cm es superior a 5ºC; y

b) Nunca está húmeda en alguna o todas sus partes durante un período de 90 días consecutivos cuando la temperatura del suelo a un profundidad de 50 cm está sobre 8ºC. sección de control de humedad, en la mayoría de los años, no está seca en alguna parte durante un período tan largo como 90 días acumulativos.

Si la precipitación excede a la evapotranspiración en todos los meses, en la mayoría de los años, hay períodos ocasionales breves en los cuales se usa algo de la humedad almacenada, pero la tensión de humedad rara vez llega a valores de 1 bar en la sección de control de humedad. El agua se mueve a través del suelo en todos los meses en que no está congelado.

4.5. Regimen ústico (lat. ustus, quemado, implicando sequedad). Es un régimen intermedio entre el arídico y el údico. El concepto es el de un régimen de humedad limitada, pero esa humedad está presente cuando existen condiciones favorables para el crecimiento de las plantas. El régimen de humedad ústico no es aplicable a suelos que tienen regímenes de temperatura críico o pergélico, que se definirán posteriormente.

En el régimen de humedad ústico la sección de control de humedad está seca en alguna o todas sus partes durante 90 días acumulativos en la mayoría de los años. Además, el régimen ústico no cumple con los requisitos de los regímenes arídico ni xérico.

4.6. Regimen xérico (gr. xeros, seco). -Este régimen tipifica a los climas mediterráneos, donde los inviernos son húmedos y fríos y los veranos cálidos y secos. La humedad, que se produce en invierno, cuando la evapotranspiración potencial está en el mínimo, es particularmente efectiva para la lixiviación. El régimen xérico es un régimen que no cumple con los requisitos del régimen arídico.

5. REGIMENES DE TEMPERATURA DE LOS SUELOS

Se usan los siguientes regímenes de temperatura de los suelos para definir clases a diferentes niveles categóricos en la Taxonomía.

5.1. Pergelico (lat. per, a través del tiempo y el espacio pelare, congelarse; indica congelamiento permanente). Los suelos tienen una temperatura media anual de < OºC son suelos que tienen permafrost si son húmedos o tienen un congelamiento seco si no hay exceso de agua.

5.2. Críico (Gr. Cryos, frío; indica suelos muy fríos). En este régimen la temperatura media anual de los suelos es > OºC, pero es < 8°C. Los suelos críicos que tienen un régimen de humedad acuico corrientemente son disturbados por el congelamiento.

5.3. Frígido. El suelo es más cálido en verano que en un régimen críico pero su temperatura media anual es < 8ºC y la diferencia entre la temperatura media del suelo del verano y del invierno es > 5ºC, a 50 cm de profundidad, o a un contacto lítico o paralítico, lo que sea más superficial.

5.4. Mésico. La temperatura media anual del suelo es ≥ 8ºC, pero < 15°C, y la diferencia entre la temperatura media del suelo del verano y del invierno es > 5ºC, a 50 cm de profundidad o a un contacto lítico o paralítico, lo que sea más superficial.

5.5. Térmico. La temperatura media anual del suelo es ≥15º C pero < 22° C y la diferencia entre la temperatura media del suelo del verano y del invierno es > 5º C, a 50 cm de profundidad o a un contacto lítico o paralítico, lo que sea más superficial.

5.6. Hipertérmico. La temperatura media anual del suelo es ≥ 22º C y la diferencia entre la temperatura media del suelo del verano y del invierno es >5º C a 50 cm de profundidad o a un contacto lítico o paralítico, lo que sea más superficial.

Si el nombre de un régimen de temperatura tiene el prefijo ¡so, la media del verano y la media del invierno difieren en menos de 5º C a 50 cm de profundidad o hasta un contacto lítico o paralítico, lo que sea más superficial.

5.7. Isofrígido. La temperatura media anual del suelo es < 8° C.

5.8. Isomésico. La temperatura media anual del suelo es ≥ 8° C, pero < 15º C.

5.9. Isotérmico. La temperatura media anual del suelo es _> 15º Cm, pero 22º C.

5.10. Isohipertérmico. La temperatura media anual del suelo es ≥ 22º C.

6. REGLAS DE NOMENCLATURA.

6.1. Orden.

Los nombres de los Ordenes se forman de la siguiente manera:

Raíz (1 - 2 sílabas) + i/o + sol = 4 sílabas.

La raíz contiene el elemento formativo de cada Orden. En el cuadro siguiente se indican los Ordenes, en la secuencia en que aparecen en "Keys to Soil Taxonomy" (1990).

Cuadro 1. Los órdenes de suelos

orden Elemento Etimología Mnemotecnia

formativo (para recordar)

Histosols ist Gr. histos, tejido histología

Andisols and ando, suelos oscuros

Spodosols od Gr. spodos, cenizas podzol

Oxisols ox F. oxide, óxido óxido

Vertisols ert L. verto, dar vuelta invertir

Aridisols id L. aridus, seco árido

Ultisols ult L. ultimus, último último

Mollisols oll L. mollis, mullido mullido

Alfisols alf sin significado pedalfer

Inceptisols ept L. inceptum, comienzo Incipiente

Entisols ent sin significación reciente

6.2. Sub-orden.

El nombre de los subordenes se forma de la siguiente manera:

              Prefijo       + elemento formativo del Orden         = 2 sílabas

Ej.          aqu           +            oll                                     = Aquoll

              arg            +            id                                      = Argid

Cuadro 2. Prefijos usados para los nombres de Sub-Ordenes.

Prefijo Etimología Significado

alb L. albus, blanco Horizonte álbico

aqu L. aqua, agua caracteres. Asociadas

con humedad

ar L. arare, laborar horizontes mezclados

arg L. argilla, arcilla horizonte argílico

bor Gr. boreas, boreal frío

ferr L. ferrum, hierro presencia de hierro

fibr L. fibra, fibra escasa descomposición

fluv L. fluvius, río llanuras aluviales

hem Gr. hemi, medio descomposición intermedia

hum L. humus, humus materia orgánica

lept Gr. leptos, delgado horizonte delgado

ochr Gr. ochros, pálido epipedón ácrico

orth Gr. orthos, verdadero común

plag Ger. plaggen epipedón plágeno

psamm Gr. psammos,-arena texturas arenosas

rend derivado de Rendzina semejante a Rendzina

sapr Gr. sapros, podrido máxima descomposición

torr L. torridus, cálido y corrientemente seco

seco

trop Gr. tropikos, solsticio continuamente cálido

ud L. udus, húmedo clima húmedo

umbr L. umbra, oscuro epipedón úmbrico

ust L. ustus, quemado clima seco, corrientemente

seco en verano

xer Gr. xeros, seco estación seca anual

6.3 Gran grupo

en nombre del gran grupo sse estructura de la siguiente manera:

             Prefijo (i/o)   +            suborden          = 3-4 sílabas

Ej.          cry             +            psammentsl     = cryopsamments

             Frag            +            udults              = Fragiudults

Cuadro 3. Prefijos usados para los nombres de Gran Grupo.

Prefijo Etimología Significado

aqu L. aqua, aguaCaracteris. asociadas con

humedad

arg L. argilla, arcilla horizonte argílico

acr Gr. akros, final alteración extrema

alb L. albus, blanco horizonte álbico

anthr Gr. anthropos hombre epipedón antrópico

calc L. calcis, calcárea horizonte cálcico

camb L. cambiare, inter horizonte cámbico

chrom Gr. chroma, color con croma elevado

cry Gr. kryos, frío frío

dur L. durus, duro duripán

dys (dystr) Gr. dys, infértil baja saturación de bases

eu (eutr) Gr. eu, fértil alta saturación de bases

ferr L. ferrum, hierro presencia de hierro

frag L. fragilis, quebradizo fragipán

fraggloss compuesto de fra(g) ver elemento formativo

y gloss de frag y gloss

gibbs derivado de gibsita presencia de gibsita

gloss Gr. glossa, lengua en forma de lengua

hal Gr. hals, sal salino

hapl Gr. haplous, simple horizontes mínimos

hum L. humus, humus presencia de humus

hydr Gr. hydro, agua presencia de agua

hyp Gr. hypnon, musgo turba de musgo

luo (lu) Gr. louo, lavar iluvial

molí L. mollis, suave epipedón mólico

nadur compuesto de natr y dur ver elementos formativos

natrderivado de natrium,

sodiohorizonte nátrico

ochr Gr. ochros, pálido epipedón ócrico

pale Gr. paleos, antiguo desarrollo antiguo

pell Gr. pellos, oscuro chroma bajo

plac Gr. plax, piedra plana presencia de un pan delgado

plag Ger. plaggen, plaggen epipedón plágeno

plinth Gr. plinthos, ladrillo presencia de plintita

quartz Ger. quarz, cuarzo rico en cuarzo

rend derivado de Rendzina semejante a Rendzina

rhod Gr. rhodon, rosado colores rojos oscuros

sal L. sal, sal horizonte sálico

(contunua)

(Continuación Cuadro 3)

Prefijo Etimología Significado

sider Gr. sideros, hierro óxidos de hierro libres

sphagno Gr. sphgnos, bog turba de esfagno

sombr Fr. sombra, oscuro horizonte oscuro

torrL. torridus, cálido y

secogeneralmente seco

trop Gr. tropikos, solsticio continuamente cálido

ud L. udus, húmedo climas húmedos

umbr L. umbra, oscuro epipedón úmbrico

ust L. ustus, quemadoclima seco, generalmente calido

en verano

verm L. vermes, lombrizcontiene lombrices o mezclado

por animales

vitr L. vitrum, vidrio presencia de vidrio

xer Gr. xeros, seco estación seca anual

6.4. Sub-grupo.

La nomenclatura del Subgrupo es de tipo binomial, de manera que el nombre está constituido por el nombre del Gran Grupo antecedido por uno o más adjetivos. Estos adjetivos están indicando, como ya se mencionó, la gradación hacia otros Grandes Grupos, otros Sub-órdenes y otros ordenes, presentándose los siguientes casos:

a)       Cuando el Sub-Grupo corresponde al concepto central del Gran Grupo se antepone el adjetivo "Typic". Ej. Typic Eutrochrepts.

b)       Intergrado hacia otro Gran Grupo del mismo Sub-Orden. El adjetivo que se antepone, indica hacia donde gradúa el Gran Grupo. Ej. Dystric Eutrochrept (Eutrochrept que gradúa hacia un Dystrochrept).

c)       Intergrado hacia otro Sub-Orden del mismo Orden. Ej. Aquic Cryochrept (intergrado hacia Aquepts).

d)       Intergrado hacia otro Gran Grupo de diferente Orden. Ej. Fluvaquentic Eutrochrepts (hacia un Fluvaquent).

e)       Intergrado hacia otro Sub-orden de diferente Orden. Ej. Fluventic Eutrochrepts (hacia un Fluvent).

f)         Intergrado hacia otro,Orden. Ej. Vertic Eutrochrept (hacia un Vertisol).

g)       Extragrado.- Cuando los subgrupos no gradúan hacia una clase conocida de suelo. Ej. Lithic Eutrochrepts.

h)       Intergrado múltiple. Ej. Andic Dystric Eutrochrepts.

6.5. Familia.

El nombre de la familia se obtiene anteponiendo al nombre del Subgrupo, varios adjetivos que indican las siguientes propiedades: textura, mineralogía, temperatura del suelo, reacción, permeabilidad, pendiente, profundidad, consistencia y cutanes. Los rangos de variación para cada una de estas propiedades están especificados en "Keys to Soil Taxonomy" (1990). Ejemplo, Fina, montmorrillonítica, mésica de los Typic Chromoxererts.

6.6. Serie.

A nivel de Serie, normalmente los nombres tienen una connotación del lugar geográfico donde fue descrita por primera vez. Ejemplo, Serie Santiago, Serie Collipulli.

7. CARACTERISTICAS GENERALES DE LOS ORDENES DE SUELOS

Entisols. Son suelos de desarrollo muy limitado, que provienen de depósitos aluviales recientes, o son suelos muy delgados sobre roca, o suelos delgados en pendientes fuertes, o dunas estabilizadas con escasa acumulación de materia orgánica. Corresponden a los suelos que se conocían como Litosoles y Regosoles (suelos azonales).

Inceptisols. Son suelos con mayor grado de desarrollo que los Entisols, ya que presentan un horizonte B bien definido; incluso pueden tener un horizonte superficial negro con alto contenido de materia orgánica. Corresponden a los suelos que se conocían como suelos de Tundra y parcialmente Pardo No Cálcicos.

Andisols. Son los suelos derivados de cenizas volcánicas; en Chile corresponden a los trumaos y los ñadis. Son suelos de excelentes condiciones físicas y morfológicas por lo cual se pueden cultivar con facilidad. Poseen grandes cantidades de fósforo, pero éste se encuentra retenido en el suelo en forma no disponible para las plantas; en consecuencia se requieren fuertes fertilizaciones fosfatadas para obtener rendimientos altos. Corresponden a los suelos que se han conocido como Andosols y Andepts.  El primero continúa siendo usado por FAO y el segundo debiera reemplazarse por Andisol en forma definitiva.

Vertisols. Corresponde a, un grupo de suelos muy homogéneo con alto contenido de arcilla, más de 30%, de la cual la mayor parte debe ser del tipo expandidle. Por esta razón, los suelos cuando se secan muestran anchas y profundas grietas que se cierran cuando el suelo se humedece adecuadamente. Se conocían como Grumosotes o suelos de Arcillas Negras.

Aridisols. Son los suelos de regiones desérticas, áridas y semiáridas cuya característica esencial es tener un déficit de humedad permanente o casi permanente. Debido a esta escasez de humedad, algunos suelos que pertenecen a esta clase, tienen exceso de sales y/o de sodio que pueden limitar seriamente el crecimiento de los cultivos. Corresponden a los suelos que se conocían como Sierosem y Solonchack.

Mollisols. Son suelos profundos, con un horizonte superficial negro, rico en materia orgánica, que se han formado en condiciones de estepa o de pradera. Son suelos fértiles que, con adecuado manejo, pueden producir rendimientos muy elevados. Corresponden a los suelos conocidos como Chernosem y Chesnut.

Alfisols. Son suelos cuya característica esencial es poseer un horizonte B fuertemente expresado por un incremento de arcilla en relación con el horizonte A. Son suelos que, adecuadamente manejados, pueden llegar a ser muy productivos ya que presentan un buen nivel de elementos nutrientes. Corresponden, parcialmente, a los suelos que se conocían como Gris Pardo Podsólico y Pardo No Cálcico.

Spodosols. Son suelos ácidos, bastante lixiviados que se han formado bajo vegetación de bosques y en zonas relativamente frías. Se caracterizan por presentar un horizonte de acumulación de Al y materia orgánica con o sin Fe, de color negro - rojizo, conocido como horizonte espódico.

Histosols. Son los suelos orgánicos en los cuales los residuos vegetales se encuentran en diferentes grados de descomposición. Con un buen sistema de drenaje estos suelos pueden ser muy productivos, especialmente para el cultivo de hortalizas. Antes de realizar un drenaje es conveniente hacer una evaluación de sus propiedades químicas y físicas, pues podría resultar inadecuado en algunos casos. Corresponden a los suelos Bog, pantanos y turbas.

Ultisols. Al igual que los Alfisols, estos suelos tienen un horizonte B bien expresado a causa de un incremento de la arcilla en relación con el horizonte A. Sin embargo, estos suelos son muy lixiviados y por lo tanto tienen bajos niveles de elementos nutrientes, por lo cual requieren de fuertes fertilizaciones para la obtención de rendimientos razonables. Corresponden a los suelos que se conocían como Latosoles.

Oxisols. Son los suelos con los niveles más bajos de elementos nutrientes a causa de su excesiva lixiviación. Se han desarrollado principalmente en paisajes antiguos de regiones tropicales, donde se pueden cultivar sólo con programas intensivos de fertilización. Debido a su riqueza en óxidos de hierro la mayoría tienen colores rojizos. Se conocían como Lateritas.

Cuadro 4. Clasificación de algunas Series de suelos importantes en Chile.

Serie Región ordenClasificación taxonómica

Putre (tentativa) I Entisol Typic Cryorthent

Chusmiza (Ten.) I Aridisol Borollic Camborthid

Quebrada Seca (Tent.)

I Aridisol Lithic Camborthid

Tatio (Tent.) II Entisol Lithic Cryorthent

P. Aveztruz (Tent.) II Entisol Typic Cryorthent

Turi (Tent.) II Entisol Typic Cryaquent

Los Vilos (Tent.) IV Entisol Typic Torripsamment

C. de Julio (Tent.) IV Aridisol Typic Paleargid

Huentelauquen (Tent.)

IV. Aridisol Xerollic Natrargid

Tongoy (Tent.) IV Aridisol Typic Paleorthid

Lo Vasquez RM Alfisol Ultic Haploxeralf

Hospital RM Inceptisol Mollic Haplaquent

Agua del Gato RM MollisolPetrocalcic Calciaquoll

Santiago RM Mollisol Typic Haploxeroll

Maipo RM Mollisol Typic Haploxeroll

Chicureo RM VertisolPalexerollic

Chromoxerert

Cachapoal vi Mollisol Fluventic Haploxeroll

Graneros vi Mollisol Entic Haploxeroll

Malloa vi VertisolPalexerollic

Chromoxerert

O'Higgins vi Mollisol Ultic Haploxeroll

Limanque VII Andisol Typic Vitrixerand

Caleuche VII Alfisol Duraqualf

Colchagua VII InceptisolAquic Dystric Xerochrept

Alto Colorado VII Alfisol Ultic Palexeralf

Quella VIII Vertisol Typic Pelloxerert

Mirador VIII Alfisol Ultic Palexeralf

Cauquenes VIII Alfisol Ultic Paleustalf

Arrayan VIII Andisol Typic Haploxerand

Santa Bárbara VIII Andisol Thaptic Haploxerand

Collipulli IX Ultisol Typic Haplohumult

Temuco IX Andisol Eutric Hapludand

Metrenco IX Ultisol Typic Haplohumult

Pemehue IX Andisol Eutric Hapludand

Frutillar X AndisolDuric Histic Placaquand

Puyehue X AndisolHydric Pachic Melanudand

Pelchuquín X Andisol Typic Fulvudand

Puerto Octay X AndisolHydric Pachic

Hapludand

8. CLASIFICACIONES INTERPRETATIVAS

La clasificación de suelos tiene dos objetivos principales. El primero es agrupar a los suelos en función de su morfología y de sus propiedades intrínsecas que se pueden derivar del examen del perfil del suelo; esto es lo que se denomina una clasificación taxonómica. El segundo objetivo es agrupar a los suelos de acuerdo con su mayor o menor adaptabilidad para uno o más usos; ésta se denomina una clasificación interpretativa.

Tal como su nombre lo indica, estas últimas clasificaciones requieren de una interpretación, o de un juicio, acerca de las propiedades del suelo y su adaptabilidad para un determinado uso. Por tal motivo y para realizar una adecuada interpretación, se requiere una información previa acerca de las propiedades de los suelos, tanto físicas como morfológicas (y en lo posible químicas y físico-químicas), con el fin que el juicio que se emita refleje, en esencia, la verdadera aptitud y potencialidad del suelo.

8.1. Clases de Capacidad de Uso.

Las Clases de Capacidad de Uso constituyen una ordenación de los suelos que señala su adaptabilidad relativa a los cultivos además de las dificultades y riesgos que se pueden presentar al usarlos. Están basadas en la capacidad de la tierra para producir haciendo hincapié en las limitaciones naturales de los suelos.

Las Clases de Capacidad de Uso deben ser evaluadas durante los estudios de levantamientos de suelos y sus conclusiones deben incluirse en los informes respectivos. Esto se debe a que los levantamientos o reconocimientos de suelos son los que proporcionan una visión global de los suelos y sus patrones de asociación ya sea a nivel de una región, área o predio.

Las Clases son ocho que se designan con los respectivos números romanos, ordenadas de acuerdo a sus crecientes limitaciones y riesgos de uso. Se pueden agrupar en dos grandes categorías: 1) tierras adaptadas para cultivos (Clases I, II, III y IV) y 2) tierras de uso limitado, generalmente no adaptadas para cultivos (Clases V, VI, VII y VIII).

CLASE I. Son suelos planos; profundos, bien drenados que presentan escasa o ninguna limitación que restrinja su uso. Con prácticas de manejo simples se pueden obtener altos rendimientos.

CLASE II. Pueden tener pendientes ligeras, menor profundidad que los suelos de la Clase I o limitaciones ligeras que requieran drenaje. Son suelos productivos pero que requieren prácticas de conservación moderadas.

CLASE III. Presentan limitaciones moderadas en su uso que astringen la elección de cultivos. Pueden tener mayor pendiente, permeabilidad lenta, baja fertilidad, inundaciones frecuentes u otras limitaciones que requieren de prácticas de manejo y conservación moderadas.

CLASE IV. Presentan limitaciones severas de uso que restringen la elección de cultivos. Requieren prácticas de manejo y conservación cuidadosas a causa de pendientes pronunciadas, baja capacidad de retención de agua, severa susceptibilidad a la erosión u otras limitaciones que determinan que estos suelos no estén adaptados para la producción regular de cultivos.

CLASE _V. Tienen escaso o ningún riesgo de erosión, pero presentan otras restricciones que no pueden removerse en forma práctica, limitando su uso a empastadas, praderas naturales de secano o a forestación.

CLASE VI. Son suelos inadecuados para cultivos y su uso está limitado para pastos y forestal a causa de limitaciones permanentes, tales como pendientes pronunciadas, pedregosidad excesiva, alto contenido de sales o de sodio u otras restricciones severas.

CLASE VII. Son suelos con limitaciones muy severas mayores que en la Clase VI que los hacen inadecuados para cultivos, por lo cual están restringidos a ser usados para pastoreo o forestal.

CLASE VIII. Son suelos sin valor agrícola, ganadero o forestal. Su uso esta limitado solamente a la recreación, vida silvestre o protección de hoyas hidrográficas.

8.2. Clases de Drenaje.

Las Clases de Drenaje, al igual que las Clases de Capacidad de Uso, se deben evaluar durante los reconocimientos de suelos, conjuntamente con la potencialidad de inundación, y sus conclusiones se deben incluir en los informes respectivos.

Las Clases de Drenaje están definidas sobre la base de la duración (real o potencial) de una humedad excesiva en el suelo. Esa duración dependerá del balance entre la velocidad con la que el agua ingresa al suelo y la velocidad con la que esa agua se pierde ya sea por drenaje interno, evaporación o por su utilización por las plantas.

Las Clases de Drenaje son las siguientes:

a) Excesivamente drenado. El agua se pierde muy fácilmente. La capacidad del suelo para retener el agua es muy baja produciendo limitaciones severas para el crecimiento de las plantas a menos que el suelo se riegue frecuentemente.

b) Bien drenado. El agua es removida con facilidad, pero no rápidamente. Los suelos bien drenados tienen texturas medias con capacidad para retener los contenidos óptimos de agua para el crecimiento de las plantas después de lluvias o adiciones de agua de riego.

c) Moderadamente bien drenado. El perfil permanece húmedo durante períodos cortos pero significativos. El exceso de humedad no está asociado con un nivel freático.

d) Imperfectamente drenado. El suelo permanece húmedo durante períodos significativos, pero no durante todo el tiempo. Los períodos de exceso de humedad pueden o no estar asociados con un nivel freático alto.

e) Pobremente drenado. El nivel freático se encuentra en o cerca de la superficie durante una parte considerable del año, pero cuando el nivel freático se encuentra en su nivel más bajo, el suelo superior permanece húmedo la mayor parte del tiempo.

Muy Pobremente Drenado. El nivel freático se encuentra en o cerca de la superficie durante la mayor parte del tiempo.

8.3. Clases de Aptitud Frutal.

CLASE A: Sin limitaciones. La profundidad del suelo es más de 100 cm. La textura superficial puede-variar entre franca y franco arcillosa y la del subsuelo entre franco arenosa y franco arcillosa. Suelo bien drenado. La pendiente es de 0 a 1,5%, sin erosión y la salinidad es inferior a 2 dSm-1.

CLASE B: Ligeras limitaciones. La profundidad del suelo fluctúa entre 75 y 100 cm. La textura superficial puede variar entre franca y arcillosa y la del subsuelo entre franco arenosa y franco arcillosa. Suelo bien drenado a moderadamente bien drenado. La pendiente es inferior-y 3%, con o sin erosión ligera y la salinidad es inferior a 4 dSm-1

CLASE C: Moderadas limitaciones. La profundidad del suelo varía entre 40 y 75 cm. La textura superficial y del subsuelo varía entre areno francosa y arcillosa. Suelo moderadamente bien drenado a excesivamente drenado. La pendiente es inferior a 6% y la erosión puede ser moderada. La salinidad es inferior a 6 dSm-1.

CLASE D: Severas limitaciones. La profundidad del suelo es inferior a 40 cm. La textura superficial y del subsuelo puede ser cualquiera. El drenaje es imperfecto. La pendiente es superior a 6% con erosión. severa. La salinidad es superior a 6 dSm-1

CLASE E: Sin aptitud.

REFERENCIAS

Forbes, T. (ed.). 1986. The Guy Smith interviews: Rationale for concepts in Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph Nº 11. USDA-Cornell University. 259 p.

Smith, G.D. 1965. La place de la pédogenése dans le systéme compréhensif proposé de classification des sols. Pedologie. Symp.intern. 3, Class. des Sols. pp. 137 - 164. Gand.

Soil Conservation Service, USDA. 1981. Soil Survey Manual. 107 p. Chapter 4.

Soil Survey Staff, SCS, USDA. 1975. Soil Taxonomy. Agriculture Handbook Nº 436. 754 p.

Soil Survey Staff, SCS, USDA. 1990. Keys to Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph N°- 9. 4th ed. Virginia Polytechnic Institute and State University. 422 p.

 

 

 

 

 

Capitulo XI

CARTOGRAFIA DE SUELOS

Walter Luzio Leighton

Ing. Agrónomo, M.S.

Departamento de Ingeniería y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales,

Universidad de Chile.

1. LO QUE SE ENCUENTRA EN UN MAPA.(*)

1.1. Unidades cartográficas.

En los mapas, los límites entre los suelos se muestran mediante líneas, las cuales separan segmentos en el mapa. Los segmentos representan cuerpos de suelos tal como se reconocen en el campo. Cada área que está completamente circunscrita en el mapa por límites de suelos se denomina delineación de suelos.

Una unidad cartográfica es el conjunto de todas las delineaciones de suelo- que están identificadas por un símbolo único, un color, un nombre u otra representación en el mapa.

Todas las delineaciones de suelos que tienen la misma identificación constituyen una unidad cartográfica.

Los mapas de suelos casi siempre contienen más de una unidad cartográfica. Estas unidades pueden ser ordenadas de diferentes maneras. Cualquier lista de unidades cartográficas se le puede llamar una leyenda.

Las unidades cartográficas tienen símbolos y nombres. Las reglas de nomenclatura pueden diferir de una leyenda a otra.  Es importante conocer el origen de los nombres. Una fuente de nombres puede ser un sistema de clasificación de suelos.

1.2. Unidades taxonómicas versus unidades cartográficas.

En ciencia, algunas clasificaciones se denominan taxonomías y definen unidades taxonómicas. En los inventarios del recurso suelo las unidades taxonómicas se centran en el mismo objeto (los suelos) que las unidades cartográficas, pero cada una corresponde a conceptos diferentes, y son útiles para intereses distintos, aunque persiguen objetivos comunes.

Las unidades taxonómicas, o clases, pueden ser y frecuentemente son creadas sin tener en cuenta la distribución geográfica de los suelos. Por ejemplo, es posible concebir una clase que agrupa a todos los suelos que tienen colores grises en el subsuelo. Puede que no sea necesario delinear este agrupamiento en un mapa. De esta manera el clasificador ha creado un concepto abstracto que acepta como miembros a todos los suelos que tienen una propiedad seleccionada. La clase de color gris sería un taxón en un sistema taxonómico y como tal sería una subdivisión del "universo" suelo. El nombre de la subdivisión denominaría a todos los suelos que tienen las características mencionadas en la definición. En muchas circunstancias los nombres asignados a los suelos están referidos a clasificaciones taxonómicas basadas en las propiedades de los suelos. Otro ejemplo de esto sería los "suelos rojos".

Casi nunca es posible delinear con precisión en un mapa el área que ocupan en el campo los suelos de una determinada clase taxonómica, porque nadie realmente cartografía suelos por unida des taxonómicas. Todos los suelos están ocultos bajo la superficie, por lo tanto sólo son visibles su configuración superficial y sus propiedades superficiales, pero los límites reales de las propiedades que sólo están presentes en el subsuelo no se pueden identificar sobre la superficie del terreno. En la actualidad, no hay manera de dibujar un mapa de suelos como si fuera el retrato de un objeto que puede ser observado directamente. Tampoco es posible, producir una imagen fotográfica de todas las unidades taxonómicas que conforman un paisaje. Los edafólogos tienen que confiar en indicadores externos para dibujar sus líneas en un mapa, por ejemplo, la topografía, la vegetación, los colores superficiales u otras propiedades. El grado de coincidencia entre el área delineada y las propiedades reales de los suelos dependen de la confiabilidad de los indicadores externos. El edafólogo comprueba sus suposiciones de terreno con el barreno o en calicatas, las cuales están bastante distanciadas unas de otras.

Hay otras razones para que existan discrepancias entre las unidades cartográficas y las unidades taxonómicas: algunos suelos que pertenecen a diferentes unidades taxonómicas están tan íntimamente entremezclados o bien ocupan áreas tan pequeñas que no se pueden mostrar separadamente en un mapa a una escala de carácter práctico. Cualquier delineación simple representa un área en la cual existen suelos que pertenecen a dos o más unidades taxonómicas.

Así pues, las unidades taxonómicas y las unidades cartográficas son dos conceptos diferentes. Las unidades taxonómicas definen intervalos específicos de las propiedades de los suelos en relación con la variación total de las propiedades del suelo.

Las unidades cartográficas, y sus delineaciones individuales definen áreas en el paisaje. Los nombres taxonómicos se utilizan para identificar las propiedades más comunes dentro de los segmentos del paisaje identificados como una unidad cartográfica. Casi todas las unidades cartográficas tienen incluidas más de una unidad taxonómica.

En suma, la diferencia fundamental entre las unidades taxonómicas y las unidades cartográficas, radica en que las primeras son un concepto resultante de la subdivisión del universo suelo, mientras que las segundas resultan del agrupamiento de las delineaciones de suelos que tienen el mismo nombre, símbolo, color u otra representación.

1.3. Suelos similares

Los suelos similares son semejantes en la mayoría de las propiedades usadas como criterio para distinguirlos al nivel categórico del taxón que los denomina y los niveles categóricos superiores. Ellos comparten los límites de las propiedades de diagnóstico en las que difieren, o las diferencias son muy ligeras. Sus diferencias son escasas tanto en número como en intensidad. La mayoría de los suelos similares difieren en no más de dos o tres criterios que los diferencian. Las interpretaciones para los usos más comunes de estos suelos, considerados como un grupo, son semejantes.

Se pueden considerar los siguientes ejemplos: son suelos similares las fases de una misma serie que comparten los límites de la mayoría de los criterios de la fase dentro de la variación de propiedades de una serie. Así, las fases de pendientes de 4 a 8% y de 8 a 12% de una misma serie, comparten el límite de 8%. El gradiente de pendiente de cada una de estas fases es relativamente estrecho. Las demás propiedades de los suelos son idénticas. Los dos suelos son fases similares de la misma serie de suelos.

1.4. Taxadjuntos

Algunas clases de suelos difieren ligeramente de series de suelos establecidas en sólo una o dos propiedades. El ejemplo siguiente es típico. Una serie de suelos definida como miembro de una familia térmica se la puede identificar y cartografiar en un área extensa donde los suelos tienen un régimen de temperatura térmico. Cerca del límite geográfico entre los regímenes térmico y mésico, un suelo podría ser similar en todos los aspectos con la excepción que tiene un régimen de temperatura mésico con no mas de 2 o 3 grados menos que el limite del régimen térmico. Ese suelo está fuera de los limites de variación de la serie establecida, pero difiere sólo ligeramente en una sola propiedad. Si no se ha establecido una serie de suelos similar con régimen de temperatura mésico, el suelo se puede considerar como un taxadjunto. Lleva el nombre de la serie establecida sin mencionar que se trata de un taxadjunto.

1.5. Suelos disímiles

Los suelos que no son similares, son disímiles; no hay clases intermedias. Las diferencias entre suelos disímiles son grandes en número o en intensidad, o en ambos. Las diferencias pueden ser en propiedades de diagnóstico de fases, series, familias o taxa de categorías superiores, o en combinaciones de propiedades que son de diagnóstico a diferentes niveles categóricos.

Considerados separadamente, los suelos disímiles, normalmente ameritan predicciones diferentes acerca de sus potencialidades para usos importantes, las inversiones que necesitan para su uso efectivo, o su comportamiento bajo usos diferentes. Si de una pareja de suelos disímiles, uno cubre sólo pequeñas áreas en la unidad cartográfica dominada por el otro, las predicciones que se hagan para la unidad cartográfica no serán afectadas en forma significativa. Si esa inclusión no restringe el uso de áreas enteras o impone limitaciones en la viabilidad de las prácticas de manejo, su impacto sobre las predicciones que se hagan para la unidad cartográfica puede ser pequeño.

Si suelos disímiles ocupan superficies suficientemente grandes como para modificar el uso de la unidad cartográfica, el nombre de la unidad cartográfica tiene que permitir la identificación de esa limitación.

Puede ser que algunas diferencias entre los suelos sean lo suficientemente importantes como para mencionarlas en el nombre de la unidad cartográfica debido a que restringen en forma significativa el uso de la tierra. Por el contrario, otras diferencias podrían no tener efecto en las

interpretaciones. Esta consideración constituye la base para la identificación de los conceptos siguientes.

1.6. Inclusiones no limitativas

Las inclusiones de suelos que tienen restricciones menos severas para el uso que el suelo dominante de la unidad cartográfica, puede que no afecte la mayor parte de las predicciones de la unidad como un todo. Estas inclusiones se describen como inclusiones no limitativas.

1.7. Inclusiones limitativas

Si una inclusión tiene restricciones significativamente más severas para el uso que el suelo dominante, o afecta a los requerimientos de manejo, su presencia en una unidad cartográfica, aunque sea en pequeña proporción, puede afectar considerablemente las predicciones. Estas son las inclusiones más críticas y se les considera como inclusiones limitativas.

1.8. Variantes

Algunos suelos difieren de una serie de suelos establecida en propiedades importantes para el uso de la tierra. De acuerdo con las convenciones actualmente vigentes en el Servicio de Conservación de Suelos del USDA, si estos suelos sólo ocupan pequeñas áreas, por ejemplo, si su extensión es menor de 800 hectáreas, son generalmente considerados como variantes de una serie de suelos establecida. Los nombres de las variantes se pueden usar para denominar unidades cartográficas o uno de sus componentes, sin la necesidad de establecer una nueva serie u otro taxón en la Taxonomía de Suelos.

2.       CLASES DE UNIDADES CARTOGRAFICAS

Una unidad cartográfica puede contener uno o varios componentes taxonómicos; puede tener suelos a los cuales se hace referencia por un nombre taxonómico o un no-suelo. Los componentes pueden diferir en el tamaño y la forma de sus áreas, en la intensidad del contraste entre ellos, en la distribución geográfica, entre otros aspectos.

Es deseable que el nombre de las unidades cartográficas utilice términos que indiquen la clasificación taxonómica de sus componentes. Así, el usuario de los inventarios de suelos recibe el máximo de la información que puede proporcionar la clasificación. De esta manera, las unidades cartográficas definidas y denominadas son agregados de taza, cada uno de los cuales puede tener una calificación, por ejemplo, por el nombre de una fase.

2.1. Consociaciones

Las áreas delineadas en una consociación están dominadas por un solo taxón (o un área miscelánea) y suelos similares. Como norma, por lo menos la mitad de los pedones en cada delineación de una consociación son de la misma unidad taxonómica, la cual proporciona el nombre de la unidad cartográfica.

De lo que resta de la delineación, la mayoría corresponde a unidades taxonómicas tan similares al suelo denominado (que da el nombre a la unidad cartográfica) que las interpretaciones recomendadas para el nivel categórico del tazón no se afectan de manera significativa. En una unidad cartográfica del tipo consociación la cantidad total de inclusiones disímiles de otros componentes no excede el 15% si son limitativas, y-el 25% si son no limitativas, con no más de 10% de una inclusión disímil limitativa y contrastante, como un solo componente. La cantidad de inclusiones disímiles en una delineación individual, puede ser superior a esta cifra, si no representa una ventaja el establecimiento de una nueva unidad cartográfica. El suelo, en una consociación puede ser identificado en cualquier nivel taxonómico.

2.2. Complejos Y asociaciones

Los complejos y las asociaciones contienen dos o más taxa disímiles o áreas misceláneas que se presentan en un patrón conocido.

Para determinar si se usa el nombre de complejo, o asociación, se sigue la siguiente regla arbitraria: los componentes principales de un complejo no se pueden cartográficar separadamente a una escala de aproximadamente 1:24.000. A esta escala una superficie de 0,4 cm¿ en el mapa representa una superficie de 2,3 hectáreas en el terreno. Los componentes identificados de una asociación deben ser cartografiables a esa escala.

En cada delineación de un complejo, o de una asociación, todos los componentes principales están normalmente presentes, aunque sus proporciones podrían variar considerablemente de, una delineación a otra. La cantidad total de inclusiones disímiles de los componentes principales no deben exceder el 15% si son limitativas y el 25% si no son limitativas.

2.3. Grupos no diferenciados

Los grupos no diferenciados consisten en dos o más taxa que no están consistentemente asociados geográficamente, pero que se incluyen en la misma unidad cartográfica debido a que el uso y el manejo es el mismo o muy similar para usos comunes. Generalmente se incluyen juntos debido a que algunas características que ellos comparten limitan su uso y manejo tales como pendiente excesiva, pedregosidad o inundaciones.

En los grupos no diferenciados, uno de los atributos es tan abrumadoramente limitativo que no es necesaria una subdivisión de la unidad. Por ejemplo, si dos o más suelos muy escarpados y separados geográficamente, tienen casi el mismo potencial para uso y manejo, se deberían colocar en la misma unidad cartográfica, pues no tendría una finalidad práctica cartografiarlos separadamente.

3.-TIPÓS DE LEVANTAMIENTOS DE SUELOS Y SUS UNIDADES CARTOGRAFICAS.

3.1. Uso y características de los levantamientos de suelos.

Un levantamiento de suelos es una investigación de campo acerca de los suelos de un área específica apoyada con informaciones obtenidas de otras fuentes. Se identifican los tipos de suelos en el área levantada y su extensión se muestra en un mapa; en el informe que los acompaña se describen, definen, clasifican e interpretan los suelos. Las interpretaciones predicen el comportamiento de los suelos bajo diferentes usos y la respuesta de los suelos al manejo. Las predicciones se hacen para áreas de suelos en localidades específicas. La información de suelos que se colecta en un levantamiento de suelos es útil para desarrollar planes de uso de la tierra y alternativas que involucran sistemas de manejo de suelos; además, se usa para evaluar y predecir los efectos del uso de la tierra.

En un mapa de suelos se delinean áreas ocupadas por diferentes tipos de suelos, cada uno de los cuales tiene un conjunto particular de propiedades interrelacionadas que caracterizan el material del cual derivan, su medio ambiente y su historia.

Los levantamientos de suelos proporcionan también datos e información esencial para la compilación de mapas de suelos generalizados. La finalidad de muchos levantamientos de suelos necesita de una investigación de campo relativamente intensa y requiere mapas cuyas escalas fluctúan entre 1:12.000 a 1:24.000. Sin embargo, para determinados usos puede ser más útil un mapa de escala más pequeña con unidades definidas en forma más general. Tales usos pueden ser planes de desarrollo en el uso de la tierra de grandes áreas. Estos mapas sé pueden hacer agrupando unidades de mapas de suelos de escala grande a partir de generalizaciones de mapas detallados. Las unidades cartográficas resultantes son más útiles para los fines propuestos. Corrientemente la escala del mapa de suelo general es la misma que la del mapa de planificación del uso de la tierra.

La escala del mapa debe ser lo suficientemente grande de manera que áreas de menor tamaño se puedan delinear en forma legible. La selección de la escala del mapa depende también de la perspectiva del usuario. Los usuarios que necesitan información precisa sobre pequeñas áreas localizan su atención en pequeños sectores del mapa y en relativamente pocas delineaciones. No desvían su atención hacia límites y símbolos de otros sectores del mapa. En consecuencia, usualmente la escala del mapa deberá ser menor, de manera que permita hacer legible la delineación de las áreas más pequeñas.

Cuadro 1. Guía para la escala de los mapas y el tamaño mínimo de la delineación.

Escala Pulgada Área mínima cartografiable

del mapa por milla acres hectáreas

1:500 126,7     0,0025 0,001

1:2.000   31,7 0,04 0,016

1:5.000   12,7 0,25 0,1

1:7.920     8 0,62 0,25

1:10.000     6,34 1 0,41

1:12.000     5,28 1,43 0,57

1:15.840     4 2,5 1

1:20.000     3,17 4 1,6

1:24.000     2,64 5,7 2,3

1:31.680     2 10 4,1

1:62.500     1,01 39 15,8

1:63.360     1 40 16,2

1:100.000     0,63 100 40,5

1:125.000     0,51 156 63

1:250.000     0,25 623 252

1:300.000     0,21 897 363

1:500.000     0,127 2500 1000

1:750.000     0,084 5600 2270

1:1.000.000     0,063 10.000,00 4000

1:5.000.000     0,013 249.000,00 101.000,00

1:7.500.000     0,0084 560.000,00 227.000,00

1:15.000.000     0,0042 2.240.000,00 907.000,00

1:30.000.000     0,0021 9.000.000,00 3.650.000,00

1:88.000.000     0,0007 77.000.000,00 31.200.000,00

Fuente: Van Wambeke, A., Forbes, T. 1988.

*El "área mínima cartografiable" se toma como 1/4 de pulgada de un área cuadra da (1/16 pul. cuadrada). Cartográficamente, esto significa la superficie más pequeña donde se puede imprimir un símbolo claramente. Se pueden delinear áreas menores y escribir el símbolo afuera, pero estas delineaciones tan pequeñas reducen drásticamente la legibilidad del mapa.

4. TECNICAS AVANZADAS PARA LOS LEVANTAMIENTOS DE SUELOS.

En la actualidad se están probando una serie de técnicas para mejorar la precisión de los levantamientos de suelos. Ya sea que se trate de sensores remotos, análisis de imágenes de video, gráficos computacionales, descripciones de pedones computarizadas, métodos electromagnéticos, radares de penetración o refracción sísmica: todos enfatizan la necesidad de obtener datos de terreno de buena calidad.

En el pasado los cartógrafos de suelos no estaban acostumbrados a colectar datos cuantitativos de las propiedades del suelo o de la composición de las unidades cartográficas como parten rutinaria de su trabajo de campo. Normalmente no se precisaba ni siquiera se estimaba, la proporción que ocupaba cada suelo en cada unidad cartográfica. En la actualidad los cartógrafos de suelos deben estimar la proporción en que se encuentra cada suelo en cada unidad cartográfica a partir de datos obtenidos en observaciones detalladas o en líneas de transeptos.

Aun cuando los métodos convencionales de observaciones de suelos son efectivos, normalmente son lentos y tediosos y generan datos incompletos, ello como resultado de un número limitado de observaciones y el pequeño tamaño del área descrita.

Por otra parte, el muestreo es lento y muy trabajoso, especialmente en los sectores más inhóspitos, tales como suelos muy pobremente drenados, suelos densos, o suelos con muchos fragmentos de rocas. En estos casos los costos de muestreo se incrementan debido a que aumenta el tiempo del trabajo de terreno. También los errores de muestreo pueden ser más importantes en estas áreas extremas.

Así, la eficiencia del muestreo y la cantidad y calidad de los datos se puede mejorar en muchas áreas, si se utilizaran métodos más rápidos y menos laboriosos para cuantificar la composición de las unidades cartográficas.

De los diferentes métodos que en la actualidad se están probando se describirán dos: el análisis de imágenes de video (AIV) y el radar de penetración (RP).

4.1. Análisis de imagen de video.

El análisis de imagen de video (AIV) permite medir un rango más amplio de rasgos del paisaje que no se pueden evaluar con facilidad a través de la fotografía aérea convencional.

El sistema AIV está configurado como un circuito cerrado de televisión. Un procesador analógico-digital convierte las señales de TV (imagen de foto aérea) en información digital que puede ser leída por un computador. La información digital se exhibe en una malla finamente dividida y se cuantifica como celdas individuales (pixels) por un computador.

El sistema AIV se ha diseñado para procesar información sobre densidad de tonos en las fotografías aéreas, siendo capaz de identificar y procesar 256 tonos de grises. Esta cifra excede largamente la capacidad del ojo humano, el cual sólo puede distinguir 32 tonos de grises. Por lo tanto, el AIV mejora la interpretación de grupos discretos de la imagen fotográfica que, de otra forma, no son identificadas por el ojo humano, con o sin ayuda.

En la interpretación de las fotos aéreas se han utilizado dos métodos para identificar los rasgos superficiales de la tierra y medir el porcentaje del área ocupada por cada uno.

El primero es el método del polígono, que consiste en una delineación manual de los límites de los rasgos, sobre una transparencia que se coloca sobre la fotografía aérea. Las delineaciones están basadas en el color, matiz, textura, tamaño y forma de los rasgos superficiales. que aparecen en la foto. La transparencia con los datos de los polígonos se ha digitado manualmente usando el sistema AIV. Cada polígono se digita, se mide y se expresa como porcentaje de la imagen total.

El segundo método de fotointerpretación es el denominado "video de barrido", que consiste en un barrido automático de los tonos o densidad del film, usando el procesador de imagen de video. Este método se ha usado cuando los rasgos individuales de la superficie expresan un tono o una densidad uniforme en la fotografía aérea. De esta manera los valores de densidad se correlacionan con los datos reales de la superficie y se calculan como un porcentaje de la superficie total.

4.2. Radar de penetración.

El radar de penetración consiste en un sistema de radar de amplia banda, diseñado específicamente para penetrar en materiales terrosos. A partir de una antena doble se transmiten hacia el suelo impulsos de energía de corta duración y de relativamente alta frecuencia (10 a 1.000 MHz). Cuando el impulso choca con una interfase (límite) que separa estratos de diferentes propiedades electromagnéticas, una porción del impulso de energía se refleja hacia la antena.

La unidad receptora amplifica la energía reflejada y la convierte en una onda sombreada correspondiente al rango de la frecuencia. La señal reflejada y procesada se muestra en una cinta gráfica o se almacena en una cinta magnética.

Aun cuando el RP no es igualmente eficiente en todos los suelos, los resultados preliminares demuestran que se requiere menos personal y menos tiempo para obtener más datos. Con el RP se obtiene un record continuo de todo el transepto y no solamente un punto de observación como sucede con los métodos convencionales. En estudios comparativos de ambos métodos (RP y convencionales) se ha visto el RP disminuye los costos en un 70% aproximadamente y aumenta la efectividad por hora-hombre en 210%.

Las principales limitaciones del método consisten, en primer lugar, en que no se produce igual penetración en todos los suelos. En los suelos de texturas gruesas varía entre 5 y 25 m; en los moderadamente gruesos de 2 a 5 m; en los moderadamente finos de 1 a 2 m; y en los de texturas finas desde < 0,5 m a 1,5 m.

En segundo lugar, los suelos que tienen elevada conductividad eléctrica disipan la energía del radar y restringen la profundidad de penetración.

Finalmente, el tipo de arcilla puede también influenciar la profundidad de penetración. Las propiedades electromagnéticas de muchos suelos están fuertemente influenciadas por la

cantidad y naturaleza de los minerales de arcilla. Así, en general, las smectitas tienen mayor CIC que las kanditas; por lo tanto, la mayor disociación o intercambio de iones de las smectitas interfiere con las ondas de radar y disminuye la profundidad. En suelos ricos en montmorrillonita se ha visto que no penetra más de 15 cm; en cambio, en suelos ricos en kanditas la profundidad de penetración puede llegar a los 2 metros.

REFERENCIAS

Reybold, W.V., Petersen, G.W. (ed.) 1987.Soil Survey Techniques. Soil Science Society of America. SSSA Special Publication N°- 20. 98 p.

Soil Survey Staff, SCS, USDA. 1981 - 1984. Soil Survey Manual. Unedited Chapters.

Soil Survey Staff, SCS, USDA. 1990. Keys to Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph N° 19. 422 p.

Van Wambeke, A., Forbes, T. (ed.) 1988. Criterios para el uso de la Taxonomía de Suelos en la denominación de unidades cartográficas. SMSS Monografía Técnica N°- 15. 67 p.

 

(*) Extractado de: Van Wambeke, A., Forbes T.R. (eds.) 1988.

 

Capitulo XII

EVALUACION DE TIERRAS

Wilfredo Vera Elizondo

Ingeniero Agrónomo M.Sc.

Departamento de Ingenieria y Suelos

Facultad de Ciencias Agrarias y Forestales

Universidad de Chile

1.INTRODUCCIÓN

Existen diversos métodos de evaluación de tierras entre los cuales se pueden citar el sistema de la FAO de clasificación de la aptitud de las tierras, el sistema paramétrico para evaluación general y el sistema del USDA de clasificación de capacidad de uso de las tierras.

En el presente capitulo se describirá principalmente el sistema de la FAO y algunos fundamentos de los otros dos sistemas mencionados.

2. CLASIFICACION DE LA APTITUD DE LAS TIERRAS

El procedimiento por el cual se evalúa la aptitud de las 'tierras para usos específicos se denomina evaluación de tierras. Esto implica la ejecución o interpretación de reconocimientos y estudios de relieve, suelos, vegetación, clima y aspectos de la tierra, con el propósito de identificar y comparar las clases mas prometedoras de uso de la tierra en términos aplicables a los objetivos de la evaluación.

El principal producto de estos estudios es una clasificación de las tierras, que indica la aptitud para usos específicos, representada comúnmente en mapas e informes correspondientes.

Las interrogantes que se espera deben tratar de contestar estos procedimientos son:

- ¿qué tipo de suelos existen en un área determinada? (clasificación de suelos);

- ¿dónde están ubicados los suelos? (cartografía de suelos);

- ¿qué especies se pueden cultivar en estos suelos? (interpretación de los reconocimientos de suelos);

- ¿qué método de riego es recomendable y cuáles son las cantidades de agua y el tiempo de riego necesarios? (irrigación);

- ¿cuáles son las prácticas de manejo mas recomendables? (manejo de suelos).

La evaluación de tierras involucra proposición de cambios y sus efectos, es decir, cambios en el uso de la tierra y en algunos casos cambios en la tierra misma.

Otros aspectos considerados dentro del marco de la evaluación de tierras son:

-    la forma en que se maneja el recurso actualmente y qué ocurrirá si las condiciones de manejo se mantienen;

-         qué prácticas de manejo se pueden introducir en el manejo actual, para mejorarlo;

-         qué otros usos se le puede dar a la tierra, que sean físicamente posibles y socioeconómicamente relevantes;

-   cuáles de los usos ofrecen posibilidad de una producción sostenida o sustentable u otros beneficios;

-         qué efectos adversos, físicos, económicos o sociales, están asociados a cada uso;

-     cuales son los beneficios de cada forma de uso.

Si la introducción de nuevos usos implica cambios en le tierra misma, por ejemplo, nuevos esquemas de riego, habilitación de suelos, entonces la evaluación de tierras debe considerar los aspectos de:

-          qué cambios en la condición de la tierra son factibles y necesarios, y como deben llevarse a cabo, y

-           qué ingresos no habituales se requieren para implementar estos cambios.

El proceso de evaluación no determina los cambios que deben llevarse a cabo en el uso de la tierra, sino que entrega antecedentes sobre los cuáles se deben considerar las decisiones finales que puedan ser tomadas. Para que esta función sea realmente efectiva, la evaluación debe entregar información sobre al menos dos formas potenciales de uso para cada superficie de tierra, que incluya las ventajas y desventajas de cada una de ellas.

Dentro de todo el proceso de la evaluación de tierras, las etapas más importantes son: a) formulación de las proposiciones, que incluye las formas alternativas del uso de la tierra y el reconocimiento de sus principales requerimientos; b) identificación y mapeo de los diferentes tipos de tierra presentes en el área, y c) evaluación y comparación de cada tipo de tierra para los diferentes usos.

De todo lo anterior se pueden rescatar los seis principios básicos en la evaluación de tierras:

1. La aptitud de la tierra se fija y clasifica con respecto a tipos específicos de uso.

2. La evaluación implica una comparación de los requerimientos y beneficios obtenidos para los distintos tipos de tierras.

3. Es imprescindible el trabajo multidisciplinario durante el proceso de evaluación.

4. La evaluación se efectúa en el contexto físico, económico y social del área involucrada.

5.  La aptitud se refiere al uso sobre una base sustentable.

6. La evaluación involucra comparaciones de varios tipos de uso. 

3. NIVELES DE  INTENSIDAD Y ENFOQUES PARA LA EVALUACION

Es evidente que. existen actividades que son comunes en todo tipo de evaluación de tierras. En todos los casos la evaluación comienza con la definición de objetivos, definición de supuestos y limitaciones, además de la planificación de los métodos a seguir. Los detalles de los pasos-siguientes y la secuencia de estos varía dependiendo de la naturaleza del estudio. Sin embargo, la definición del nivel de intensidad de los reconocimientos es muy importante para efectuar todos los enfoques o aproximaciones necesarias y continuar adelante con el plan.

3.1. Niveles de intensidad

Son varios los niveles de intensidad que se pueden distinguir: reconocimiento general, semidetallado y detallado, lo que normalmente se refleja en la escala de los mapas resultantes

(ver Capítulo XI). En el Cuadro 1 se pueden observar las características resumidas de los reconocimientos.

Cuadro 1. Intensidad del reconocimiento, escala de representación y tipos de mapas.

3.2.           Enfoques para la evaluación

Las interrelaciones de los reconocimientos de los recursos, los análisis sociales y económicos, y el modo en que se formulan los usos de la tierra, se pueden realizar de dos maneras: el enfoque de dos fases y el enfoque paralelo

3.2.1.        Sistema de os Fases. En este enfoque, la primera fase involucra principalmente la clasificación cualitativa de la tierra y los reconocimientos básicos; mientras que la segunda fase consiste en el análisis económico y social de la evaluación.

3.2.2.        Sistema paralelo. El análisis de las relaciones entre la tierra y el uso de la tierra se efectúan al mismo tiempo con el análisis económico y social.

En la Figura 1 se aprecia el esquema general de los dos enfoques utilizados en la evaluación de tierras.

Dada la naturaleza y propósitos de la evaluación de tierras, la estructura de ésta no constituye por si misma un sistema de evaluación. El rango de usos posibles de la tierra y el objetivo de la evaluación son tan amplios que no existe un sistema capaz de considerar todos ellos.

4. CONCEPTOS BASICOS

4.1. Tierra

Área de la superficie del planeta cuyas características abarcan todos los atributos razonablemente estables o previsiblemente cíclicos, de la biosfera, considerada verticalmente por encima y por debajo de la zona. Se incluye la hidrología, la población vegetal y animal y los resultados de la actividad humana pasada y presente, en la medida en que estos atributos ejercen una influencia_ importante sobre los usos actuales y futuros que el hombre haga de la tierra. Los aspectos sociales y económicos no están incluidos en este concepto.

4.2. Unidad cartográfica de tierra o unidad de tierra

Superficie de tierra que posee cualidades y características especificas y que se pueden demarcar en un mapa.

4.3. Uso de la tierra

4.3.1.    Clase de uso de la tierra. Esta expresión se refiere a una clase principal de uso de la tierra o al tipo de utilización de ésta, cualquiera sea el término que corresponda; cuando el significado es claro se abrevia como "clase de uso" o "uso.

Figura 1.  Enfoque dos fases y paralelo en evaluación de tierras.

4.3.2. Clase principal de uso de la tierra. Subdivisión principal de uso de la tierra rural, tal como agricultura de secano, cultivos anuales, cultivos perennes, cultivo de arroz, agricultura de regadío, pastizales, explotación forestal o recreo.

4.3.3. Tipo de uso o utilización de_ la tierra. Clase de uso de la tierra descrita o definida en un grado de detalle mayor que el de una clase principal de uso de la tierra. En la agricultura de riego, por tipo de utilización de tierra se entiende un cultivo, una combinación de cultivos o un sistema de explotación con determinados métodos de riego o manejo en un marco técnico y socioeconómico definido.

4.3.4. Tipo múltiple de utilización de tierras. Tipo de utilización de tierras consistente en más de una clase de uso y finalidad emprendido simultáneamente en la misma tierra, cada uno con sus propios insumos, requisitos y productos u otros beneficios.

4.3.5. Tipo compuesto de utilización de tierras. Tipo de utilización de la tierra que consiste en más de una clase de uso o propósito, ya sea que se realice con sucesión regular en la misma tierra o simultáneamente en distintas superficies de tierra que con fines de evaluación se tratan como una sola unidad.

4.4. Características, cualidades Y criterios de diagnóstico de la tierra

4.4.1. Características de la tierra. Atributo de la tierra que se puede medir o estimar y que se puede emplear para distinguir entre unidades de tierra de diferentes aptitudes para su uso y como medio para describir las calidades de la tierra. Algunos ejemplos pueden ser: valor de la pendiente, precipitación, textura del suelo, biomasa vegetal, etc. Las unidades cartográficas de tierras, determinada por un reconocimiento de los recursos, normalmente se las describe en términos de características de la tierra.

4.4.2.  Cualidad de la tierra.  Es un atributo complejo de la tierra. Son descripciones de la tierra en relación con su utilización.  Por ejemplo, la disponibilidad o deficiencia de agua supone una relación entre el suministro de agua y el requerimiento de la misma pero cómo característica de la tierra. Las calidades de tierras representan unas interacciones jerárquicas complejas que van desde la disponibilidad de nutrientes, hasta la capacidad de rendimiento del cultivo, la posibilidad de drenaje, de erosión, etc. Por lo general , estas cualidades de la tierra son las interacciones que influyen en los resultados de un tipo de utilización de la tierra.

Algunas veces las cualidades de la tierra se pueden estimar o medir directamente; sin embargo, con frecuencia se describen a través de las características de la tierra. Las cualidades o características utilizadas para determinar los limites de las clases o subclases de aptitudes de la tierra se conocen como criterios diagnósticos.

4.4.3. Criterio diagnóstico. Es una variable (calidad de la tierra, característica de la tierra, etc,) que ejerce una influencia conocida en los productos e insumos de un determinado tipo de uso de la tierra y que sirve de base para evaluar la aptitud de la tierra para ese uso.

4.5. Requerimientos y limitaciones.

Se refiere a las condiciones de la tierra necesarias o deseables para la práctica satisfactoria y sostenida de un determinado tipo de utilización de la tierra, de manejo, de desarrollo de la tierra, de conservación.

4.5.1. Requerimientos de uso de la tierra. Se refiere a un grupo de características o cualidades de la tierra que determinan la producción y las condiciones de manejo de un tipo de uso de la tierra.

4.5.2. Limitaciones.  Son características de la tierra, o la expresión de ellas a través de los

criterios diagnósticos, que por su presencia afectan desfavorablemente el tipo de utilización de

la tierra.

4.6. Mejoramientos de la tierra.

Son actividades que originan cambios favorables en las cualidades de la tierra, es decir, es una modificación de las cualidades de la tierra para mejorar su potencialidad de uso.

4.6.1.  Mejoramiento mayor de la tierra.  Es una actividad que produce cambios favorables sustanciales y razonablemente permanentes en una cualidad de la tierra y que afecta un uso dado. Requieren grandes insumos no frecuentes y que no puede financiarlo o ejecutarlo normalmente un agricultor u otro usuario de la tierra (drenaje de vegas, grandes sistemas de riego, etc).

4.6.2. Mejoramiento menor de la tierra. Tiene efectos relativamente reducidos sobre la aptitud de la tierra, o que no es permanente, o que normalmente está al alcance de la capacidad de un agricultor individual o de cualquier otro usuario de la tierra (despedraduras, erradicación de malezas persistentes, etc).

4.7. Aptitud de la tierra

Es la aptitud que tiene un determinado tipo de tierra para una clase determinada de uso.

5. CLASIFICACION DE LAS APTITUDES DE LA TIERRA.

5.1. Estructura de la clasificación de las aptitudes

En esta estructura se reconocen categorías, al igual que todos los tipos de clasificaciones interpretativas. Cada categoría conserva su significado básico dentro del contexto de las clasificaciones diferentes y así es aplicado a diferentes tipos de uso de la tierra. Se distinguen cuatro categorías:

i. Orden de aptitud de tierras: refleja el tipo de aptitud.

ii. Clase de aptitud de tierra: refleja el grado de aptitud dentro del orden.

iii. Subclase de aptitud de tierra: refleja los tipos de limitación o principales tipos de medidas de mejoramientos requeridos, dentro de las clases.

iv. Unidades de aptitud de tierras: refleja diferencias menores en los requerimientos de manejo dentro de las subclases.

5.1.1. Orden de aptitud de las tierras. Agrupa las tierras según sean aptas o no aptas, para un determinado uso.

Orden A Aptas:  Tierra que bajo un determinado tipo de uso sostenido se esperan rendimientos favorables que justifiquen los insumos, sin un riesgo aceptable de daño de los recursos de la tierra.

Orden N No aptas:   Tierra cuyas características impiden el tipo de uso sostenido en consideración.

Una tierra puede ser clasificada como No apta para un determinado uso debido a muchas razones. Podría ser que el uso propuesto es técnicamente impracticable, como riego en un terreno rocoso inclinado, o algún otro que pudiere causar un severo deterioro al ambiente, como cultivos en terrenos muy inclinados. Sin embargo, es frecuente que la razón sea de índole económica, o sea que el valor de los beneficios esperados no justifique los costos de los insumos que se requieren.

5.1.2.    Clases de aptitud de las tierras. Es una subdivisión de un orden de aptitud de las tierras que sirve para distinguir  tipos de tierras que difieren en su grado de aptitud. Las clases se numeran consecutivamente, con números arábigos, en grados de secuencia decreciente de aptitud dentro del Orden. Dentro de un Orden Apto, el número de clases no está especificada. Cinco son las clases probablemente mas usadas:

Clase Al:            Muy Apta

Clase A2:            Apta

Clase A3:            Moderadamente Apta

Clase A4:            Ligeramente Apta

Clase A5:            Marginalmente Apta

Las diferencias en los grados de aptitud están determinadas principalmente por las relaciones entre los costos y los insumos. Por ejemplo, una superficie de tierra puede estar clasificada como Muy Apta para agricultura de riego, pero solo Marginalmente Apta para bosques.

Dentro del Orden No Apta, normalmente se describes dos Clases:

Clase N1:            Actualmente No Apta

Clase N2:            Permanentemente No Apta

5.1.3. Subclases de aptitud de las tierras. Subdivisión de las clases de aptitud de las tierras que sirve para distinguir los tipos de éstas que poseen el mismo grado de aptitud pero que difieren en la naturaleza de las limitaciones que determinan la clase de aptitud (déficit de humedad, erodabilidad). Las Subclases se indican con letras minúsculas, con significado nemotécnico. La Clase Al no tiene subclases.

La cantidad de Subclases reconocidas y las limitaciones escogidas para distinguirlas entre ellas son distintas en las clasificaciones para diferentes propósitos. Existen dos pautas generales:

-    El número de subclases se debe mantener en un mínimo que distinga satisfactoriamente las tierras dentro de una probable clase, para diferenciarlas significativamente en sus requerimientos de manejo o, potencial para mejoramiento debido a limitaciones diferentes.

-          Se deben usar como símbolo para cualquier subclase tan pocas limitaciones como sea posible. Una, o raramente dos

letras son suficientes. El símbolo dominante, aquel que determina la clase, se debe usar sólo si es posible. Si dos limitaciones son igualmente severas, entonces se deben usar ambas.

5.1.4. Unidad de aptitud de las tierras. Es una subdivisión de una subclase de aptitud de las tierras que sirve para distinguir los tipos de éstas con diferencias menores en las características de manejo o mejoramiento. Todas las unidades dentro de una subclase tienen el mismo grado de aptitud al nivel de la clase y tipos de limitaciones similares al nivel de la subclase. El reconocimiento de las unidades permite una interpretación detallada para una planificación a nivel predial. Las unidades de aptitud se distinguen con números arábigos precedidos por un guión (A2e-1, A2e-2).  No hay limite para la cantidad de unidades reconocidas dentro de una subclase.

5.1.5. Aptitud condicional. La designación Condicionalmente Apta es una Fase del orden de aptitud de la tierra Apta, empleada en circunstancias en que pequeñas áreas de tierra dentro de la zona de estudio no son aptas o son escasamente aptas para un uso particular con un manejo especifico para ese uso, pero que son aptas siempre que se apliquen otras prácticas de mejoramiento o manejo. Por ejemplo, pequeñas áreas con suelos pobremente drenados, salinidad en el suelo; o restricciones para la elección de los cultivos, ya sea por necesidad de precios altos en el mercado o resistencia a las heladas. En tales circunstancias, la indicación "condicional" puede evitar la necesidad de considerar clasificaciones adicionales en las modificaciones locales del uso de la tierra o de mejoramiento mayor de la misma.

La condicionalidad se indica con la letra minúscula "c" entre el símbolo del orden el número de la clase (Ac2, Ac3). Se debe evitar el empleo de la Fase Condicional.

En el Cuadro 2 se observa un resumen de la clasificación de la aptitud de la tierra.

6. VARIABILIDAD DE LAS CLASIFICACIONES.

Dentro del esquema general de las clasificaciones de aptitud de las tierras, se reconocen cuatro tipos principales de clasificación, de acuerdo si es cualitativa o cuantitativa, y si se refiere a la aptitud actual o potencial.

Cuadro 2. Estructura de la clasificación de aptitud.

ORDEN CLASE SUBCLASE UNIDAD

A Apta Al

A2 A2m Ate-1

Ate A2e-2

A2me etc.

A3 etc. etc.

Ac2 Ac2m

N No Apta N1 Nlm

Nle

etc.

N2

Leyenda:             Al Muy apta                              Nl Actualmente no apta

                          A2 Moderadamente apta            N2 Permanentemente no apta

                          A3 Marginalmente apta

                          Ac Condicionalmente apta

Cada clasificación es una evaluación y agrupamiento de unidades de tierra en términos de su aptitud para un uso definido.

6.1. Clasificaciones cualitativa Y cuantitativa.

6.1.1. Clasificación cualitativa de la aptitud de las tierra. Es aquella en que la aptitud relativa se expresa solo en términos cualitativos, sin cálculos precisos de costos y retornos. Esta clasificación se basa principalmente en el potencial físico productivo de la tierra, considerando los aspectos económicos sólo como antecedentes. Se utilizan frecuentemente en estudios de reconocimientos generales, cuyo objetivo sea una evaluación general de grandes superficies.

6.1.2. Clasificación cuantitativa de la aptitud de las tierras. En ésta, la distinción entre clases esta definida en términos numéricos, los que permite comparaciones objetivas entre clases relacionadas a diferentes tipos de uso de la tierra. Esta clasificación involucra el uso de criterios económicos aplicados a los insumos y a la producción. Esta clasificación se emplea fundamentalmente en proyectos de desarrollo específicos.

6.2. Clasificaciones de aptitud actual y potencial.

6.2.1. Clasificación de la aptitud actual de la tierra. Se basa en la aptitud de ésta para un uso especificado en sus condiciones presentes, sin la introducción de grandes mejoras de la misma.

6.2.2. Clasificación de la aptitud potencial de la tierra. Se basa en la adaptabilidad de la tierra después de haberse realizado, donde se haya determinado, mejoramientos mayores especificados para ésta.

7. LOS RESULTADOS DE LA EVALUACION DE LA TIERRA

Los resultados de una evaluación incluyen la información que se detalla a continuación, y la extensión de cada ítem varia de acuerdo con la escala y a la intensidad del estudio.

- El contenido físico, social y económico, sobre la cual se ha realizado la evaluación. Esto incluye necesariamente los datos y las suposiciones.

- Descripción de los tipos de uso de la tierra relevantes para el área. A mayor detalle del estudio, mayor seré la descripción de los mismos.

- Mapas, tablas y textos mostrando los diferentes grados de aptitud de las unidades cartográficas de tierras para cada uno de los tipos de uso considerados, junto con los criterios diagnósticos.

- Especificaciones del_ manejo y las mejoras para cada tipo de uso de la tierra con respecto a cada unidad cartográfica para la cual es apta.

- Análisis económico y social de las consecuencias de los distintos tipos de uso considerados.

- Los datos básicos y mapas de los cuales se obtuvo la evaluación.

- Información acerca de la confiabilidad o seguridad de las aptitudes estimadas. Esta información reviste mucha importancia para las decisiones de planificación.

8. SISTEMA PARAMETRICO DE EVALUACION GENERAL DE TIERRAS

Este sistema se basa en que la capacidad presente y futura de la tierra se expresa mejor en términos de productividad. Por ello los aspectos económicos y sociales quedan al margen del sistema y sólo se consideran aquellas materias relacionadas directamente con el suelo mismo.

El sistema sugiere el cálculo de un índice de productividad que considera nueve factores como los determinantes de la productividad del suelo: humedad (H), drenaje (D), profundidad efectiva (P), textura y estructura (T), saturación de bases (N), concentración de sales solubles (S), contenido de materia orgánica (0), capacidad de intercambio y naturaleza de la arcilla (A) y, reserva mineral del suelo (M).

INDICE DE PRODUCTIVIDAD CIP) = H * D * P * T *(N o S)* 0 * A * M

Cada factor se pondera en una escala de 0 a 100, de modo de el índice de productividad resultante cae entre estos dos valores. De este modo, el suelo es ubicado en una de las cinco clases de productividad definidas en la escala de 0 a 100.

Cuando se calcula el valor del índice de productividad actual, las ponderaciones están referidas a la situación actual de la tierra.

El índice de productividad potencial se pondera de acuerdo con la situación de la tierra después de efectuar las labores de manejo recomendadas para corregir los factores limitantes del suelo. Se consideran dos grupos de manejo:

- manejo impuesto por factores limitantes

H sequedad, requiere riego

D drenaje pobre, requiere drenaje

P suelo delgado, requiere profundización

T textura o estructura desfavorable, requiere despedradura o trabajo mecánico

N bajo contenido de nutrientes, requiere fertilización S salinidad, requiere desalinización

0 bajo contenido de materia orgánica, requiere aplicación de materia orgánica

- manejo impuesto por las condiciones fisiográficas y ambientales

  - control de erosión hídrica

  - control de erosión eólica

9. SISTEMA DE CLASIFICACION DE  CAPACIDADES DE USO

El sistema del USDA es una de las numerosas agrupaciones interpretativas confeccionadas para propósitos agrícolas. Está basado en los siguientes principios:

a) los criterios usados para la valoración de una unidad de tierra, son las propiedades físicas de la tierra obtenidas después de haber realizado un reconocimiento de suelos;

b) la gravedad de una limitación está en función de la severidad con la cual se inhibe el desarrollo del cultivo;

c) la capacidad de una unidad de tierras para el desarrollo de un cultivo es mejor mientras mayor sea el número de cultivos que puedan desarrollarse que en otra unidad.

Por lo tanto, este es un sistema de aproximación general y no está relacionado con un tipo de uso especifico de la tierra. Las características fundamentales de las clases de capacidad de uso de las tierras, empleadas en este sistema de clasificación fueron explicadas en un capitulo anterior.

REFERENCIAS

FAO, 1976. A framework for land evaluation. Rome. Soils Bulletin 32. 72 p.

RFAO,  1990. Evaluación de tierras para la agricultura de regadío: directivas. Roma. Boletín de Suelos 55. 289 p. iquier, J., Bramao, L. and Cornet, J. 1970. A new system of soil appraisal in terms of actual and potential productivity. FAO, Rome.

SYS, C. 1980. Land Evaluation. ITC. State University of Ghent. Belgium. XXX p.

FAO. 1984. Directivas: evaluaciones de tierras para la Agricultura de secano. Roma. Boletín de Suelos Nº 52 228 p.

USDA.  1951. Soil Survey Manual. Agriculture Handbook No. 18. 503 p.

 

 

Capítulo XIII

IMAGENES SATELITALES EN ESTUDIOS DE SUELOS

Mónica Ihl Tessmann

Geógrafo M.S.

Centro de Estudios Espaciales

Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas

Universidad de Chile

1.       RESEÑA HISTORICA Y ANTECEDENTES DE LOS DIFERENTES TIPOS DE SENSORES REMOTOS.

En la década de 1970 se inicia la era de las misiones espaciales, cuyos propósitos eran básicamente dos : el monitoreo de las condiciones atmosféricas globales y el reconocimiento terrestre para la prospección de recursos mineros, forestales y agrícolas.

En la década de 1980, la mayor inquietud era demostrar la utilidad de las imágenes de satélite, frente a otras herramientas tradicionales, como las fotografías aéreas. En esta etapa se produjo un gran desarrollo en los métodos cuantitativos para verificar y demostrar los niveles de precisión alcanzados en los diferentes mapas temáticos generados con imágenes satelitales. El énfasis estaba puesto en la precisión cartográfica.

A fines de la década, se da sin, embargo, mayor importancia a otras cualidades de las imágenes de satélite, que son la multiplicidad de aplicaciones, la posibilidad de estudiar áreas absolutamente inaccesibles, realizar actualizaciones en poco tiempo y en forma multitemporal (estudiando varias fechas a lo largo de un año o varios años consecutivos).

A comienzo de la presente década de 1990, se agrega la posibilidad enorme que ofrece la computación al compatibilizar la información satelital con los SIG (Sistemas de Información Geográfica) o GIS (Geographic Information Systems), permitiendo por un lado enriquecer la interpretación de las imágenes y por otro, mejorar la base de datos (referidas a un espacio).

Sin embargo, la última generación de los sensores y herramientas de análisis, tienen más en común con la tradicional fotografía aérea, que con el Landsat MSS (Multiband Multispectral Scanner, o Mapeador Multiespectral); razón por la cual las correcciones geométricas son más fáciles, pero el análisis o clasificación temática aún resulta algo delicada, principalmente por la mayor sensibilidad radiométrica de las nuevas imágenes.

1.1. El Programa Landsat.

Las primeras generaciones satelitales de la serie Landsat (1; 2 y 3), corresponden a los años 1972; 1975 y 1978, con una frecuencia temporal de 15 días, lo cual significa que si no existen días nublados, se tendrán disponible 22 fechas por año. Lleva a bordo dos sensores : el RBV (Return Beam Vidicon) y el MSS (Multicanal Multispectral Scaner). El MSS barre la Tierra con un movimiento oscilante. La radiación electromagnética, esto es, la luz y la energía infrarroja, que viene desde la superficie de la Tierra, es recogida por la lente del barredor. El sensor barre la línea por banda de oeste a este a lo largo de un recorrido de 185 km y a una altura aproximada de 917 km. Cada línea contiene 3.240 pixeles (elementos o puntos de la escena), que corresponden a un campo de visión instantánea (IFOV = instantaneous field of view) de 57x79m en el terreno (0,46 ha).

Reflectada y enfocada por lentes internas, la radiación electromagnética es llevada por un conjunto de fibras ópticas que en forma individual transmiten energía a 24 detectores (seis detectores para cada uno de las cuatro bandas). El voltaje generado por cada detector indica la cantidad de radiación recibida. La salida consiste en un conjunto de señales análogas que son convertidas a números que en el caso del MSS representan 64 niveles de gris que corresponde a la resolución radiométrica (de 0 a 63).

Estos datos son enviados con una velocidad de 15 megabites por segundo a la respectiva estación de rastreo satelital. Las señales son grabadas en cintas magnéticas y transformadas en datos digitales para generar posteriormente una imagen de 256 x 256 pixeles.

Una segunda serie se inició con el Landsat 4 puesto en órbita en julio de 1982 y el Landsat 5 en mayo de 1984. Se mantiene a una altura aproximada de 705 km y lleva a bordo un nuevo instrumento llamado TM (Thematic Mapper o, Mapeador Temático), cuya resolución espacial es de 30 x 30 m, con 7 bandas espectrales y una resolución radiométrica de 256 niveles de gris (el ojo humano sólo percibe hasta 10).

También pertenece a la NASA (National Aeronautic and Spatial Administration), tiene una órbita polar, girando en sentido N-S con una velocidad de 14 vueltas por día. Por lo tanto, completa un cubrimiento global de la Tierra aproximadamente cada 18 días. Cada órbita tiene 180' de desfaz con respecto a la siguiente, lo cual le permite al sistema Landsat monitorear cualquier lugar de la superficie terrestre localizada entre los 82 Lat.N y 82ºLat.S.

1.2. El Programa NOAA.

Los satélites NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration), forman parte de un programa meteorológico de los EEUU iniciado en 1978. Tienen una orbita polar, una altura variable de 850 km y un período orbital de 102 minutos. Actualmente operan dos satélites que captan información de un mismo punto de la superficie terrestre cuatro veces al día. Son heliosincrónicos lo que quiere decir que mantienen siempre una orientación similar con respecto al Sol. Llevan a bordo un barredor multiespectral de alta resolución (AVHRR = Advanced Very High Resolution Radiometer) que en cada giro capta la radiación electromagnética de una franja de la superficie terrestre de aproximadamente 1,1 x 2.400 km (ancho del barrido). El campo de visión instantánea (IFOV) es de 1,4 miliradianes. Los sensores del AVHRR responden a la radiación reflejada y emitida por la superficie terrestre dentro de cinco rangos específicos del Espectro Electromagnético (cinco bandas) con una resolución radiométrica de 1.024 niveles de gris (10 bites).

Una primera característica que se ha hecho notar es la ventaja de tener información instantánea de extensas áreas en un intervalo de tiempo muy corto (cada 8 o 12 horas), lo cual permite identificar diferencias que ocurren durante el día y la noche, de una estación a otra (invierno-verano), de un año a otro o varios años, etc.

Una, segunda característica es su resolución espectral. Gracias a sus cinco bandas, es posible obtener información simultáneamente en el rango visible, en el infrarrojo y en el termal.

En el caso del NOAA, el tamaño del pixel es de aproximadamente 800x1.100m. Otros satélites meteorológicos como el LOES, METEOSAT, SARSAT y otros, tienen una frecuencia temporal y resolución espacial similar o menor aún (pixel = 1.000x1.000 y 4.000x4.000 metros).

1.3. El Programa Spot.

Está dirigido por el Centre National d'Etudes Espatial (CENEC) de Francia en conjunto con los gobiernos de Suecia y Bélgica. El Spot 1 fue lanzado el 22 de febrero de 1986 y el Spot 2 en 1988. A bordo del satélite están situados dos sensores HRV (hight resolution visible) que pueden ser activados independientemente. Cada instrumento tiene una anchura de barrido de 60km. Cuando los dos instrumentos están operando en zonas adyacentes, la cobertura en el

terreno es de 117 km. El Spot opera de dos maneras : modo multiespectral y modo pancromático.

Se caracteriza por una resolución espacial de 20x 20 y 10 x 10 m en el pancromático. Tiene una órbita circular con una altura de 832 km, es descendente, su ciclo orbital es de 26 días y tiene tres bandas multiepectrales (dos visibles y una infrarroja), más un canal pancromático (visible).

Cada imagen cubre un área de 60 x 60 km, además de una visión vertical que permite ver estereoscopía (por la posición oblicua del satélite que genera un área de traslape entre una órbita y otra). Así, la principal ventaja del Spot es la posibilidad de obtener pares estereoscópicos por combinación de dos imágenes de la misma zona grabada en distintos pasos u órbitas y con distinto ángulo de mira del sensor HRV.

Por otro lado, su espejo rotatorio ofrece la capacidad de observación lateral, que permite abarcar una extensión de 950 km, centrados sobre la traza del satélite. Lo anterior implica que algunas zonas del planeta pueden ser observadas más frecuentemente.

1.4. Otros.

Las series más modernas, como el MOMS, el Programa ERS y otros, no están completamente operativos aún, o no cubren el globo en forma completa (como el Landsat). Cabe destacar el creciente interés por los sensores activos como imágenes de radar y microondas, que presentan la ventaja de no estar sujetas a las condiciones atmosféricas cambiantes y prestan por lo tanto mayor utilidad para el estudio de regiones con clima templado o polares.

El ERS-1 lleva a bordo un instrumento de microondas activo (AMI) que opera en tres modos diferentes: a) modo de radar de apertura sintética (SAR), formador de imágenes para tomar vistas de un barrido amplio sobre los océanos polares y cubierta continental; b) Modo oleaje por radar de apertura sintética para obtener información acerca de la dirección y longitudes de onda de las olas del océano; y, c) Modo dispersómetro, que utiliza una antena separada para medir la dirección y velocidad del viento rasante en el mar.

2. PRINCIPIOS BASICOS.

Los distintos sensores pueden ser fotoópticos, como es el caso de las cámaras fotográficas o fotografías aéreas, que utilizan una película para grabar las señales emitidas por un objeto, o bien pueden ser electroópticas, como es el caso de la serie Landsat, que permite grabar las señales en cuentas digitales. Algunos son mecánicos (Landsat), y se caracterizan por un espejo rotatorio, mientras que otros son eléctricos (Spot). La mayoría son barredores (Scaner) que al recorrer de un extremo a otro cada línea, forman una imagen. La imagen de radar, en cambio, es un sensor puntual. Este último y muchos otros, como las imágenes termales, son sensores activos, puesto que captan energía electromagnética fuera del rango visible, es decir, no dependen de la luz solar y, en consecuencia son capaces de generar imágenes nocturnas.

Se les agrega el término multiespectral cuando captan energía electromagnética en diferentes rangos (cámara fotogramétrica versus cámara multiespectral). Los barredores espectrales corresponden a un grupo de sensores que operan en exclusiva entre los 0,4 y 13,0 micrones (la porción visible, el infrarrojo cercano, el infrarrojo medio y termal).

2.1.Las interacciones Atmósfera-Tierra.

Se parte de la base que todo objeto cuya temperatura sea superior a 0°Kelvin emite energía electromagnética. Para captar esta energía se utiliza un instrumento denominado "sensor remoto". Pero la energía total emitida por la Tierra depende también de la emisividad, que consiste en una cualidad de los cuerpos, que les permite absorber y emitir dicha energía. Si toda la energía recibida, a su vez es devuelta hacia la Atmósfera, se trataría de un "cuerpo negro", resultando con una emisividad igual a 1. Para el resto de los objetos sin embargo, la

emisividad es inferior a 1 y puede variar en cada uno de los rangos de longitudes de onda del Espectro Electromagnético.

2.2. La energía electromagnética.

El Espectro Electromagnético se refiere a las distintas longitudes de onda, es decir, un "contínuum de energía en el cual aparecen todas las longitudes de onda" que es capaz de emitir el Sol hacia la Tierra.

Las partes del Espectro Electromagnético que más interesan a los sensores remotos, son dos: el visible (que se subdivide en tres fajas, una azul (0,4 - 0,5 μm), una verde (0,5 - 0,6 μm) y una roja (0,6 - 0,7 μm); y el infrarrojo (que se divide en infrarrojo cercano (0,7 - 2,0 μm), el infrarrojo medio (2,0 - 5,0 μm) y el infrarrojo lejano (5,0 - 20,0 μm).

Los sensores remotos utilizan filtros de banda para separar las emisiones en rangos específicos con el propósito de responder a las menores diferencias producidas en la reflexión de energía por parte de los objetos terrestres. Los Filtros de Banda dejan pasar sólo un determinado rango. Un buen ejemplo de esto es el MSS, ya que permite recolectar cuatro diferentes rangos del espectro electromagnético simultáneamente por un sistema de cuatro filtros de banda, cada uno cubriendo sólo una parte del -espectro. Hay filtros de pasada baja, que sólo dejan pasar la energía en longitudes de onda corta, mientras que los filtros de pasada alta, absorben la luz ultravioleta o el azul y dejan pasar las longitudes de onda larga.

2.3. Transmisión, difusión y absorción de energía electromagnética.

Sólo una pequeña parte de la energía reflejada corresponde al rango visible (0,7 a 1,3 pm). Otro tipo muy diferente de radiación es la que es absorbida por un objeto y luego irradiada en longitudes de onda larga, la llamada radiación termal o de emisión que se subdivide a su vez en infrarrojo medio (1,3 a 3,0 μm) y lejano (3,0 a 15,0 μm). De modo que el infrarrojo se compone de energía reflejada y emitida; ambas dependen de la porción que se trate : en la porción de longitudes de onda corta domina la reflexión, mientras que en las de onda larga, la emisión.

La Atmósfera afecta en gran medida la intensidad y composición espectral de las ondas electromagnéticas. Uno de esos efectos es dispersar parte de la energía; otro importante efecto es absorberla. Gases como el C02.y moléculas de agua producen bandas de absorción selectivas que impiden el paso de la energía desde la fuente al objeto y del objeto al sensor. La importancia de la absorción de energía electromagnética se debe a la presencia de varios tipos de gases en la atmósfera terrestre que constituyen un efecto bloqueador para la transmisión de energía electromagnética.

La energía radiante es transmitida a través de la Atmósfera en determinados rangos de longitudes de onda. Estas longitudes de onda se denominan "ventanas atmosféricas" y se producen en la Región del Infrarrojo entre los 0,70 y 1,30 μm; 1,50 y 1,80 μm; 2,00 a 2,60 μm; 3,00 a 3,60 μm; 4,20 a 5,00 μm y 7,00 a 15,00 μm. Esta es la razón por la cual la mayoría de los sensores operan en un rango específico del Espectro que además coincide con el rango en el cual el comportamiento espectral de la mayoría de los cuerpos y objetos terrestres se distingue.

3. CARACTERISTICAS GENERALES DEL LANDSAT MSS, TM, NOAA y SPOT.

A continuación se señalan brevemente cuatro cualidades principales a tener en cuenta: 1) Resolución temporal, que se refiere a la frecuencia de los pasos o fechas disponibles de imágenes de satélite; 2) Resolución espacial, que se refiere al tamaño del pixel y de la escena; 3) Resolución espectral, que se refiere al rango espectral específico y al número de bandas que tiene el sensor; 4) Finalmente, la disponibilidad y costo relativo de los productos satelitales.

3.1. Resolución temporal.

La mayor frecuencia temporal corresponde a los satélites llamados meteorológicos (concebidos para el monitoreo de las condiciones atmosféricas) como es el caso del NOAA que entrega cuatro imágenes diarias; le sigue el Lanzad MSS con un intervalo de 15 días, el TM con 18 y el Spot con 26 días.

La resolución temporal es una característica que debe tenerse en cuenta, especialmente si el objetivo del estudio es comparar dos o más situaciones en el tiempo; así las imágenes de menor resolución temporal sólo permiten hacer comparaciones interanuales o estaciónales, mientras que las de mayor resolución temporal son adecuadas para estudiar fenómenos que presentan una dinámica diaria.

3.2. Resolución espacial.

Se refiere básicamente al tamaño del. pixel. En consecuencia, mientras más pequeño es el pixel, mejor o con mayor detalle espacial será la imagen. En este sentido las imágenes Spot sin duda presentan la mayor resolución espacial, con un pixel de 10 (pancromático) y 30 (multiespectral) metros, le siguen el TM con 30 m, el MSS con aproximadamente 80 m y el NOAA con 1.000 metros.

El tamaño del pixel, sin embargo, se relaciona estrechamente con el volumen de datos grabados en cintas. Como esta capacidad es un tanto limitada, mientras mayor es la resolución espacial, menor será la superficie barrida en un paso o escena. En el caso del Spot, el tamaño de una escena completa es de 60 x 60 km, del Landsat 185 x 185 km. Para el Landsat TM, una imagen completa aparece subdividida en cuartos, debido al mayor número de datos por línea en comparación con el Landsat MSS. Mientras que una escena del NOAA abarca aproximadamente 300 x 300 Km (escala 1:1.000.000).

De lo anterior se desprende que existe una escala apropiada para cada tipo de sensor; para el NOAA bastará una escala 1:1.000.000; para el Landsat ésta fluctúa entre 1:250.000 y 1:50.000; mientras que el Spot permite realizar estudios de mayor detalle a escalas inferiores a 1:25.000.

3.3-. Resolución espectral.

Se refiere no solo al número de bandas espectrales, sino también a su "finura" o ancho. En este sentido el Landsat TM presenta la mayor resoluci6n.espectral con nada menos que siete bandas en intervalos de aproximadamente 0,1 μm (B1 = 0,45 - 0,52 μm, B2 = 0,52 - 0,60 μm, B3 = 0,63 - 0,69 μm, B4 = 0,73 - 0,90 μm B5 = 1,55 - 1,75 pm, B6 = 10,40 - 12,50 μm y B7 = 2,08 - 2,35 μm). Le siguen el MSS con cuatro bandas (B1 = 0,50 - 0,60 μm, B2 = 0,60 - 0,70 pm, B3 = 0,70 - 0,80 μm y B4 = 0,80 - 1,10 pm), con un ancho similar, el NOAA con cinco bandas (B1 = 0,58 - 0,68 μm, B2 = 0,72 - 1,10 μm, B3 = 3,55 - 3,93 μm, B4 = 10,3 - 11,3 μm y B5 = 11,5 - 12,5 μm) y el Spot con tres bandas en el modo multiespectral (B1 = 0,50 - 0,59 μm, B2 = 0,61 - 0,68 μm y B3 = 0,79 - 0,89 μm) y una en el modo pancromático (0,51 - 0,73 μm).

De acuerdo con lo anterior, son comparables la banda 1 y 2 del Spot con las bandas 1 y 2 del Landsat MSS, con las bandas 2 y 3 del Landsat TM y con la banda 1 del NOAA; todas correspondientes a la franja visible. Mientras que el infrarrojo cercano correspondería a la banda 3 del Spot, a las bandas 3 y 4 del Landsat MSS, a las bandas 4 y 5 del Landsat TM y a la banda 2 del NOAA. El distinto grosor de las bandas, además del mayor número de éstas, permite señalar al Landsat TM como el sensor de mayor resolución espectral en las regiones visible e infrarrojo cercano. Mientras que el NOAA sería el sensor de mayor alcance en la porción del infrarrojo lejano, también llamado infrarrojo de emisión o termal, puesto que posee tres bandas (banda 3; 4 y 5) en esta región del Espectro Electromagnético.

3.4. Disponibilidad Y costos.,

Para el caso de Chile,.que cuenta con una estación rastreadora de satélites que forma parte de la red instalada por los EEUU, ubicada en Peldehue y perteneciente a la Universidad de Chile,

los datos pertenecientes a la serie Landsat y NOAA son más accesibles que los demás sistemas.

Las imágenes NOAA, por ejemplo, cubren todo el país, desde Arica hasta Magallanes. Se cuenta con archivos a partir de octubre de 1983 hasta 1992. Sin embargo, por motivos de restricciones presupuestarias se han reducido paulatinamente el número de pasos grabados, estando disponible en la actualidad un paso (14:00 hrs) mientras que los restantes tres (04:00, 08:00 y 21:00 horas) se deben solicitar expresamente al CEE. Su costo es variable, pero utilizando un valor promedio, correspondería aproximadamente a US$60.

El costo de una imagen Landsat MSS es alrededor de diez veces la de una NOAA (aproximadamente US$ 600 = 3 bandas), la de una imagen Landsat TM y Spot aproximadamente el doble de éstas (US$ 1.200 = 3 bandas).

El CEE cuenta con cintas magnéticas del Landsat MSS que cubren gran parte del país entre 1981 y 1987. Cuenta además con algunas fechas por año entre 1985 y 1989 y para localidades muy específicas con imágenes TM. Las demás imágenes, incluyendo las del Spot, deben ser solicitadas a las agencias espaciales localizadas en el exterior.

4. ALGUNAS APLICACIONES EN ESTUDIOS DE SUELOS.

Probablemente una de las aplicaciones más desarrolladas con imágenes Landsat, corresponden al monitoreo y prospección minera, debido principalmente a la visión panorámica o regional que ofrece ésta (escala 1:250.000). Al mejorar las técnicas de procesamiento de-.imágenes y la calidad misma de las imágenes (resolución espectral y espacial), éstas paulatinamente fueron extendiéndose hacia otros campos de las Ciencias de la Tierra hasta abarcar incluso estudios muy detallados de la dinámica urbana.

4.1. Cartas de Suelo.

A pesar del temprano desarrollo de las aplicaciones en geología, suelos y mapas de uso del suelo o cobertura vegetal, no ha sido posible hasta el momento encontrar un sistema automatizado lo suficientemente confiable para realizar las tareas de clasificación, encontrándose esta fase aún en una etapa de prueba. La principal razón de Esto radica en que el espacio presenta una infinidad de composiciones variables que desde el punto de vista espectral generan un mosaico muy complejo y quizás único para cada lugar. No obstante, ciertas propiedades de los suelos sí son observables desde el-espacio. Estas se refieren básicamente al color, contenido de humedad, presencia de sales, contenido de materia orgánica y cobertura vegetal, a partir de las cuales eventualmente se podría llegar a inferir cualidades como "susceptibilidad a la erosión" o "productividad".

Probablemente las condiciones que mayormente afectan la reflectancia de los suelos son : la textura, el color, el contenido de humedad, el tipo vegetal que lo cubre y, los cambios estaciónales que experimenta.

4.2. Clases de uso del suelo (Landuse).

Una de las aplicaciones más conocidas se refiere a la determinación de unidades de uso del suelo agrícola. Frecuentemente en los estudios de uso del suelo con imágenes de satélite se tiende a clasificar la escena completa, es decir, el intérprete busca descifrar todo lo que ve en la imagen (bosque, terrenos agrícolas, laderas, roqueríos, áreas urbanas, cuerpos de agua, arenas, etc).

Como una forma de simplificar la interpretación de la imagen, se ha desarrollado un método de análisis llamado multitemporal, que permite identificar los diferentes tipos de cultivos por medio de los cambios más significativos que experimenta cada uno a través de un determinado período. En algunos casos, es posible determinar un tipo de cultivo, estudiando su curva espectral característica, es decir, su comportamiento espectral (por banda) a través del año.

4.3. Catastros agrícolas y actualizaciones forestales.

Dada la ventaja de contar con información espacial relativamente reciente, una de las aplicaciones más tradicionales son los catastros agrícolas y los monitoreos permanentes de los bosques, que en la actualidad se complementan con sistemas automatizados como los Sistemas de Información Geográfica (SIG).

4.4. Otras aplicaciones.

Más recientemente, se han ido desarrollando nuevas aplicaciones. Destacan las del NOAA, que a pesar de su limitada resolución espacial, entrega información muy valiosa en los rangos termales, facilitando la identificación de bolsones de aire frío o islas de calor, que pueden eventualmente constituir restricciones o ventajas para determinados cultivos.

5. DISCUSION.

A continuación se señalan brevemente algunas ventajas y limitaciones más sobresalientes de los sensores remotos.

5.1. Los sensores remotos como una herramienta de múltiple propósito.

Dado el carácter multiespectral de la mayoría de las imágenes de satélite, frente a otros sistemas de teledetección, éstas resultan muy apropiadas para realizar estudios integrales o con multipropósitos, puesto que no se ve sólo un aspecto de la realidad, sino varias dimensiones que además se encuentran estrechamente interrelacionadas, por ejemplo, el clima, el suelo y la vegetación.

5.2. La flexibilidad de métodos de análisis y escalas.

Una segunda característica de este tipo de información espacial es, en primer lugar, la posibilidad de trabajar a distintos niveles de detalle espacial (escala 1:20.000; 1:50.000; 1:100.000; 1:250.000; 1:500.000; 1:1.000.000, etc), y en segundo lugar, la libertad que tiene el investigador para elegir un método manual si lo considera apropiado o un método automatizado para llevar a cabo la interpretación de la imagen.

5.3. Productos digitales.

En un comienzo, las imágenes de satélite solo estaban disponible como una fotografía a color a una escala 1:250.000. Con el desarrollo de la computación, las imágenes de satélite se transforman en productos digitales, es decir, en información grabadas en cintas magnéticas. Sin embargo, la manipulación y procesamiento de las imágenes de satélite eran de exclusividad de matemáticos o especialistas en computación.

En forma gradual, sin embargo, ha ido cambiando esta situación, gracias a la generación de programas cada vez más simples. Actualmente se ha llegado a pensar incluso, que la utilidad de una imagen de satélite depende mucho de los conocimientos del usuario acerca del problema y del lugar, siendo por lo tanto indispensable correlacionar los datos espectrales con otras fuentes de información, sobre todo con observaciones de terreno.

Las necesidades actuales de contar con información actualizada dejan en algunos casos absolutamente fuera los métodos manuales. Especial importancia adquieren las imágenes de satélite cuyos datos digitales no corresponden a puntos y líneas, sino a códigos o "firmas espectrales" que se expresan en una matriz de doble entrada compuesta por celdas y pixeles que se relacionan con los valores de reflectancia para cada banda.

6. PROCESAMIENTOS.

Los equipos procesadores de imágenes de satélite, no sólo son capaces de corregir el aspecto de una imagen, sino también pueden modificar sustancialmente su composición y estructura interna.

En general, son dos las correcciones que se aplican a una imágen: una referida a su geometría (rectificación del pixel en cuanto a su forma y ubicación) y otra a su firma espectral (normalización de los valores digitales).

6.1. Procesamientos computacionales.

Una vez que los datos espectrales han sido decodificados, se graban como una secuencia de puntos (blancos y negros) y se preparan para ser procesados. Se llevan a un computador donde las cintas magnéticas son traspasadas a cintas compatibles con computadores (CCT = Computer Compatible Tapes), para ser analizadas:

Normalmente, las primeras imágenes generadas corresponden a una sola banda en blanco y negro (ej. banda visible), y los procesamientos que siguen son las composiciones a color que pueden incluir cualquier, tipo de banda o divisiones de banda hasta un número máximo de tres. Destaca entre éstas la imagen infrarroja, falso color convencional, que combina dos bandas visibles y una infrarroja, asignando normalmente el color azul a la banda verde, el verde a la banda roja y el rojo al infrarrojo.

Debido a esta asignación de colores (convencional), el agua presenta un color negro; en tonos azules y verdosos o celestes, aparecen los suelos, rocas y ciudades; y en colores rojos todos los cuerpos capaces de emitir energía en el infrarrojo cercano, como por ejemplo la vegetación verde, que genera grandes cantidades de clorofila.

Una segunda rutina suele ser la clasificación digital, que consiste en aplicar distintos algoritmos para agrupar los datos de una imagen (los más utilizados son vecino más cercano y combulación cúbica). Destaca la clasificación espectral donde cada pixel es ubicado dentro de un rango que presenta un límite superior y uno inferior; mientras que la clasificación estadística utiliza el promedio, la varianza y covarianza. Así, mediante una regla de decisión estadística, se asigna al número de clases deseadas cada pixel de la imagen.

En tercer lugar, se realiza una interpretación digital que puede o no ser supervisada. En el primer caso es necesario contar con información de terreno. Este método consiste básicamente en clasificar los diferentes tipos de cobertura de suelo mediante los valores relativos de reflectancia de cada uno de ellos, obtenidos en terreno y relacionados con la imagen.

Otro tipo de procesamientos se refieren a la generación de nuevas combinaciones de banda, por ejemplo divisiones de banda, entre las cuales destacan los "índices vegetales", que permiten clasificar y caracterizar la presencia de vegetación en un área, y las composiciones híbridas (mezcla de bandas con alguna banda original), especialmente desarrolladas para algunas aplicaciones geológicas o mineras, etc.

 Finalmente, una de las imágenes más utilizada es la generada a partir de un análisis de componentes principales, que permite identificar más claramente grupo de elementos o conjunto de elementos de una imagen.

6.2. Correcciones digitales.

Para fines de calibración, es necesario, en primer lugar, construir un adecuada grilla geodésica, para correlacionar posteriormente los datos con un punto o lugar preciso. Esta calibración consiste en una corrección geométrica de la imagen, denominada también georeferenciación.

Entre las correcciones más utilizadas se encuentran las siguientes: correcciones a las deformaciones debido a la inclinación de la órbita, a los histogramas, por cambios en el ángulo solar (debido a distintas estaciones del año o distintas horas), o por cambios espaciales (presencia de nieve), correcciones atmosféricas, correcciones de aspecto, realce de contraste, etc.

Es necesario, especialmente en los estudios multitemporales, normalizar los histogramas correpondientes a distintas fechas (se referencian los valores de una imagen con respecto a otra).

Las correcciones se efectúan para lograr imágenes más nítidas (por ejemplo al aumentar el contraste o realzar los bordes) y más precisas.

7. EL PROBLEMA DE LA VERIFICACION Y VALIDACION DE LOS DATOS DIGITALES.

Probablemente una de las mayores ventajas que ofrecen las imágenes digitales es precisamente la posibilidad de ser mejoradas, corregidas y validadas con otras fuentes de información (ej. cartas topográficas, fotografías aéreas, información de terreno, etc).

7.1. Confrontación con datos disponibles.

Los resultados pueden ser permanentemente confrontados con otros datos, siendo fundamental en esta etapa la experiencia del intérprete y el conocimiento del lugar. Actualmente, sin embargo, el avance de la computación simplifica notoriamente la comparación de los datos digitales, gracias a los modernos métodos de sobreposición de planos (overlay). Se agrega a lo anterior la información proveniente de encuestas o catastros realizados con anterioridad o a realizarse.

7.2. Mediciones y toma de muestras en terreno.

Esta tarea probablemente es la más compleja y menos desarrollada hasta ahora. Una primera limitante que se puede mencionar, es la dificultad para calibrar los datos del satélite con mediciones de terreno. En primer lugar, porque muchas veces no se cuenta con el instrumental adecuado (ej. radiómetro multiespectral). En segundo lugar, porque se trata de mediciones en fechas y horas distintas. En tercer lugar, es prácticamente imposible extraer muestras simultáneas en varios puntos, para hacer una comparación en tiempo real. En cuarto lugar, cabe mencionar el tamaño del pixel y la interferencia atmosférica.

Los valores digitales que arroja una imagen, no corresponden a un solo factor, sino que representan el comportamiento espectral promedio de un área de 3x3 pixeles, por lo que resulta complejo seleccionar adecuadamente las áreas de muestreo. Estas no deben ser demasiado homogéneas o formar parte de medios idealizados, puesto que distorsionan la clasificación digital posterior. Otra dificultad se presenta al tratar de verificar una imagen completa, puesto que muchas veces se genera un número " posible" de clases y no las clases que realmente se desean. Otro problema asociado con la validación de los datos radica en que los resultados de la clasificación son únicos; por lo tanto, no puede ser utilizada en forma universal.

7.3. La interpretación de imágenes de satélite.

Esta es una de las actividades que más se ha dejado de lado en los últimos años. Para Vink (1964), se deben aplicar los mismos principios que se aplican en la interpretación de fotografías aéreas e involucra seis procesos : 1) detectar, 2) conocer e identificar, 3) analizar, 4) deducir, 5) clasificar y 6) idealizar, los cuales a su vez, dependen de seis factores : 1) la persona que realiza la interpretación, esta es la parte subjetiva del proceso; 2) el propósito para el cual se está haciendo la interpretación; 3) el tipo de producto disponible; 4) el tipo de instrumentos disponibles; 5) la escala; y 6) otros factores, tales como otros conocimientos del lugar,

experiencias anteriores con sensores remotos y otras investigaciones realizadas dentro del mismo proyecto, o a realizarse.

La detección se refiere a la visualización del objeto. El reconocimiento implica no sólo detectar sino además identificar la naturaleza del objeto. Reconocimiento e identificación son sinónimo de "lectura de imágenes". El análisis involucra describir el entorno del objeto o grupo de objetos; mientras que la deducción es un proceso más complejo, que se basa en la búsqueda de evidencias que nos pueden llevar a una conclusión acerca de las características que no son evidentes por sí solas en la imagen. La clasificación incluye una descripción , que es el resultado de la categorización en grupos o subconjuntos coherentes. La idealización constituye la última etapa y consiste en describir una línea que representa lo que se observa en la imagen.

Una de las críticas que se le ha formulado a la tendencia cuantitativa aplicada a la clasificación digital es que, aparte del color y tono (intensidad del color), ningún otro parámetro es utilizado; estos métodos sin embargo, presentan la ventaja de poder repetirse n veces y obtener siempre el mismo resultado. Otra limitante es el hecho que involucra cada vez mayores costos en tiempo, particularmente por el gran número de datos a procesar (512x512 pixeles). Esta limitante es aún mayor para el caso de los datos TM y Spot que presentan una mayor resolución espacial.

Los análisis multitemporales y el seguimiento de la curva espectral característica de un determinado cultivo, son métodos muy prácticos para identificar o monitorear un determinado tipo vegetal. Finalmente, debieran efectuarse las evaluaciones correspondientes para determinar el nivel de confiabilidad alcanzado en este tipo de análisis, ejercicio que, lamentablemente, no siempre se lleva a cabo.

7.4. Sistemas de información geográfica.

Como ya se ha mencionado anteriormente, pueden ser de gran utilidad en la interpretación y clasificación de una imagen, ya que se caracterizan justamente por contener una gran cantidad de información especializada (referidas a un espacio geográfico).

Lo anterior significa que es posible integrar-toda la información espacial disponible en un SIG para asistir la interpretación de imágenes satelitales y obtener así resultados más satisfactorios al considerar múltiples variables.

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Capitulo XIV

CONCEPTOS BÁSICOS EN EL USO DE SISTEMAS DE INFORMACION GEOGRÁFICA

Leonardo Lavanderos

Ecológo M.S.

Área de Medioambiente y Macropercepción

Centro de Estudios Espaciales

Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas,

Universidad de Chile

1. INTRODUCCION

El presente escrito es parte de una proposición conceptual y práctica frente a las demandas de conocimiento que actualmente se plantean en el uso de los Sistemas de Información Geográfica. Tal proposición parte de la constatación que el uso de este tipo de herramientas ha generado una serie de contradicciones en su aplicación que tienen como resultado confundir la herramienta con el objetivo de trabajo. De esta manera, conceptos como sistema, organización, estructura,'arquitectura, Sistema de Información Geográfica y dato geográfico, cobran radical importancia en el desarrollo de aplicaciones que involucren análisis de una determinada región.

Por otra parte, responde a la necesidad de decidir frente a un determinado problema tomando como fundamento el trabajo en equipo, ya que siendo una la realidad con que nos enfrentamos, la percepción de ésta, de una ciencia a otra maneja sólo una parte, de aquí que frente a una expresión espacial concreta, la síntesis final sea, no una suma de visiones parciales, sino la concretación del concepto de sistema.

Uno de los mayores desafíos a que nos vemos enfrentados en el campo de las ciencias ambientales, es la capacidad de modelar los diferentes escenarios de cambio que involucran las relaciones socio-naturales. Esto responde, en última instancia, a la percepción parcial del sistema sociedad-naturaleza en sus diversos grados de desarrollo. Por otra parte, a la necesidad de incorporar nuevas herramientas que involucren la capacidad de manejo de la información desde una perspectiva sistémica. Esto es, el entender no sólo las características cual¡ y cuantitativas de los objetos en estudio, sino que a la vez las interacciones que se generan en el conjunto como unidad particular.

De esta manera, enfrentarse a la fase predictiva como el resultado natural de un proceso de análisis, resulta obligatoriamente incompleta para los diferentes sistemas donde se reproduce la relación sociedad-naturaleza.

De lo anterior, un objetivo clave en el diseño de modelos que incorporen un espacio multivariado, es la capacidad de representar su arquitectura. Esta, encierra la composición relativa, sobre la base de la posición de los objetos dentro del sistema. De esta manera, el orden que éstos establecen entre sí permite una aproximación a la estructura del sistema, la cual es la forma concreta en que se expresa su organización.

El establecimiento de ésta, es en última instancia, la que nos permite direccionar el sistema hacia un objetivo predefinido, que puede ser de tipo conservador o de cambio total.

El uso de los Sistemas de Información Geográfica permite establecer la base de este acercamiento. Como veremos más adelante, los conceptos que esta herramienta encierra nos obliga a incorporar nuevos estilos de pensamiento frente a la dimensión ambiental.

¿Qué es pensar espacialmente ?.            Internalicemos la siguiente idea:

Toda situación que nos involucre desde un plano perceptual, es decir, como observadores, dentro de un escenario acotado y concreto, nos permite distinguir un conjunto de objetos distintos del fondo. Existen dentro de este conjunto, relaciones entre objetos que se hacen espacialmente explícitas, o representables, para ese escenario. De otra manera, si tuviéramos que describir no sólo el tipo de objetos dentro de nuestro escenario, sino que también las relaciones entre ellos, podríamos recurrir inicialmente a su posición relativa. Esto es, el objeto A está arriba de B, al lado izquierdo de C y a su derecha está D. Pero, no sólo se involucra la posición, sino que también el tipo de interacciones, que van a ser relevantes de acuerdo con el problema que se está analizando.

De esta manera, pensar espacialmente significa reconstruir aquel conjunto de interrelaciones de interés, a través de la posición y vecindad de los objetos que las generan.

Esta reconstrucción se asocia, como hemos mencionado anteriormente, al concepto de arquitectura. Y una de sus consecuencias fundamentales es que, el orden de los factores sí altera el producto.

Esta pregunta, que no es una novedad en sí, involucra la propuesta de un lenguaje común para diferentes tipos de científicos y profesionales que, por lo general, han mirado el objeto desde perspectivas parciales.

2. DEFINICIONES Y CONCEPTOS.

Previamente a la definición formal de Sistema de Información Geográfica (SIG) es necesario repasar algunas definiciones generales que serán de gran utilidad para el manejo posterior de los conceptos asociados a este tipo de herramienta.

En primer lugar, el concepto de "Sistema". De acuerdo con nuestros intereses, definiremos sistema como: un conjunto de unidades que interaccionan y que poseen organización, estructura y arquitectura.

Entenderemos organización como las relaciones que deben darse entre un conjunto de objetos para que sean distinguidos como pertenecientes a una clase.

La estructura, será definida entonces, como las relaciones y los objetos que concretamente realizan una determinada organización.

Finalmente, la arquitectura estará definida por las relaciones topológicas entre los objetos; esto es, por las relaciones espaciales que se establezcan.

Por otra parte, y como característica general, todo sistema de información posee las siguientes funciones: ingreso, análisis, recuperación y despliegue de información.

De esta manera, encontraremos que la organización en un SIG está asociada directamente a la utilización y manejo de "Datos Geográficos", y que su estructura responde al tipo de herramienta -matemática computacional que permite esta utilización y manejo.

Dato geográfico. Sabemos que todo objeto es posible de definir en términos de sus propiedades cuali y cuantitativas. En este caso en particular, las características espaciales y las no espaciales son las que definen el dato geográfico.

Dato geográfico

Un dato geográfico se caracteriza por: Propiedades  Espaciales: ubicación respecto a un sistema de coordenadas conocido, y relaciones espaciales con otros elementos (relaciones topológicas).  Propiedades no Espaciales: cualidades en su estructura (pH, color, población, etc) y cantidades asociadas en el caso que corresponda.

De los conceptos anteriores podemos definir el SIG en términos de su organización y de su estructura.

Sistema de información geográfica

"Es un conjunto de herramientas (algoritmos) que permiten ingresar, recuperar, analizar, modelar y desplegar datos geográficos".

3.REPRESENTACIÓN DE DATOS GEOGRAFICOS.

La representación computacional de los fenómenos de la naturaleza o del medio ambiente en general, se realiza a través de dos tipos de métodos: Raster y Vectorial.

3.1. Representación Raster.

Todo objeto es susceptible de ser representado por medio de una matriz, mediante la aplicación de una grilla sobre ésta, donde a cada elemento diferenciable del objeto se le asigna un valor. De esta forma, el-objeto se transforma en una imagen numérica.

Objeto ------- celda X ----------- valor

En esta estructura el punto es representado por una celda; a su vez, una línea es representada por una secuencia de celdas vecinales que siguen una determinada dirección; finalmente un área consiste en un conglomerado de celdas.

La precisión de la representación está determinada por el tamaño de cada celda que conforma la matriz. Así, una celda de 10 * 10 m implica una resolución espacial de 100 m2.

3.2. Representación Vectorial.

Otra forma de representar los objetos es por medio de una sucesión de pares de coordenadas (x,y), que al unirse entre sí dan origen a un vector. Por su parte, un conjunto de vectores conforman un área (polígono), en caso de cerrarse sobre sí mismos; o sencillamente representan elementos lineales como caminos, ríos u otros. Estos elementos se relacionan topológicamente entre sí.

3.3. Topología.

Es una representación abstracta (generalizada) de los elementos geográficos presentes en un mapa digital. En la representación topológica se privilegian las relaciones de los elementos entre sí, más que sus formas. Así por ejemplo, un área o polígono es definido por los arcos que lo componen, sin importar la forma específica que adquiera el polígono. Por su parte, un arco es definido en función de los nodos que marcan su inicio como fin, dándole una dirección y por los polígonos que le son adyacentes.

4. COMPONENTES DE UN SIG.

En términos funciónales, un SIG se le puede dividir en cuatro módulos técnicos:

a)       ENTRADA Y VERIFICACION DE DATOS

b)       ALMACENAMIENTO Y BASE DE DATOS

c)   ANALISIS Y MODELACION

d)  SALIDA Y PRESENTACION DE DATOS

El primer módulo está relacionado con el ingreso de datos geográficos a partir de información análoga (mapas, fotografías aéreas, información de terreno) o digital, como imágenes satelitales.

El segundo se relaciona con la estructura y la organización de los archivos de datos, tanto en lo que se refiere al manejo y representación de la topología, y los atributos asociados a los elementos geográficos.

El análisis de datos consiste en: remoción de errores y diseño de preguntas tales como: ¿Dónde está el objeto A ?, ¿ Qué relación tiene con B ?, ¿ Qué frecuencia tiene A respecto de B ?, distancia de A a B, etc.

Por otra parte, y como etapa cualitativamente diferente, existe la etapa de modelación. Esta consiste en poder predecir comportamientos posibles de variables a partir de la información ingresada, tomando como idea fundamental un escenario espacial dado.

El cuarto módulo se relaciona con el despliegue y la presentación de los datos (mapas, tablas, gráficos).

5. ESTRUCTURA DE DATOS PARA MAPAS TEMATICOS.

Estructura de datos para SIG.

Existen muchas formas rutinarias de manejo de datos en los sistemas de información que se usan hoy en día. Lo complejo y lo particular de este manejo en el caso de un SIG, es el uso de lo que denominamos anteriormente como Dato Geográfico. Particularmente dentro de este último, lo complejo se traduce en las relaciones espaciales de los elementos que componen el espacio en estudio.

El manejo de un Dato Geográfico implica necesariamente el reconocimiento de relaciones de tipo jerárquicas, que relacionan los elementos de acuerdo con la escala espacial en donde se representan.

Ej. País - Región - Ciudad - Comuna - Barrio

Mapa Digital.

Definiremos mapa como un conjunto de puntos, líneas y áreas que cumplen la unión del atributo no espacial con el atributo espacial.

Estructura de la base de datos.

Una base de datos consiste en datos contenidos en varios archivos.

El acceso a estos datos de un archivo a otro debe ser lo más fácil posible. De esta manera, deben existir tipos de estructura que permitan un tránsito lo más fluido posible para aquellos.

La estructura generalmente usada por los SIG es la de tipo relacional.

Estructura relacional.

Este tipo de estructura no considera indicadores ni jerarquías, los datos se almacenan en registros denominados tuplas, estas contienen un conjunto ordenado de atributos los cuales son agrupados en conjunto en tablas bidimensionales denominadas "relaciones".

En este tipo de estructura los datos son extraídos a través de la relación que fije el observador según sea su pregunta. Esta relación no necesariamente existe en los archivos, sino que se puede generar a partir de relaciones algebraicas.

La estructura relacional es muy flexible y permite satisfacer demandas para varios tipos de preguntas usando las reglas del algebra Booleana y operaciones matemáticas.

Una de sus limitaciones es que muchas de las operaciones envuelven pasos secuenciales a través de archivos para poder encontrar el dato correcto que satisfaga la relación especificada

6. METODOS DE ANALISIS DE DATOS Y MODELO ESPACIAL.

La mayor diferencia entre los SIG y los sistemas de cartografía computarizada es la capacidad para transformar los datos originales en función de análisis y modelación.

El SIG provee un gran rango de capacidades de análisis que podrán operar sobre los aspectos topológicos o espaciales de los datos geográficos; además sobre sus atributos no espaciales, o sobre la combinación de ambos.

Estas capacidades de análisis son, en la mayoría de los SIG, provistas de tal forma, que el usuario pueda trabajar interactivamente para realizar los análisis y síntesis requeridas.

6.1. Definición de la base de datos.

Si los datos han sido codificados en un sistema vectorial, utilizando una capa o una estructura de capas, entonces los datos que han sido agrupados sobre esa capa pueden ser recuperados en forma muy simple. Por ejemplo, si un sistema posee 64 capas diferentes, y los caminos principales han sido introducidos en la capa 1, los caminos secundarios sobre la capa 2, los ferrocarriles sobre la capa 3, los ríos sobre la capa 4, etc, es trivial extender solamente los caminos principales o caminos secundarios y ríos, simplemente hay que llamar a las capas apropiadas . Estas facilidades de manejo de capas fueron muy comunes, sobre todo en las primeras versiones de CAD-CAM, los sistemas que permiten apagar elementos gráficos, son ideales para aquellas situaciones donde hay pocas diferencias de elementos geográficos en la base de datos. En ésta, estos métodos son de difícil aplicación debido al gran número de atributos que cada elemento posee.

6.2. La lógica booleana.

El procedimiento alternativo es recuperar los datos mediante el uso de la lógica Booleana operando sobre los atributos y las propiedades espaciales. El álgebra Booleana utiliza los operadores AND, OR, XOR, NOT, para ver si una condición particular es verdadera o falsa. Por ejemplo, en una base de datos de suelo, representado mediante polígonos, cada unidad mapeada puede contener textura y pH de la capa de suelo superior. Si definimos A como la representación de todas las unidades para la cual la capa superior de suelo es arcilla, y B como la representación de todas las unidades para lo cual el pH del suelo excede el 7,0, entonces la lógica recuperación de información trabaja como sigue:

X= A AND B encuentra todas las unidades mapeadas que tienen una textura X y un pH mayor que 7,0.

X = A OR B encuentra todas las unidades mapeadas que tienen una textura X o un pH mayor que 7,0.

X = A NOT B encuentra todas las unidades mapeadas que tienen una textura de suelo X para las cuales el pH es 7,0 o menor.

Nótese que las diferentes operaciones booleanas no son conmutativas. El resultado de A AND B OR C depende de la prioridad de AND en relación a OR. Los paréntesis son usualmente usados para indicar claramente el orden de evaluación. Por ejemplo, si la representación C consiste en el mapeo de todas las unidades del suelo medianamente seco, entonces X = (A AND B) OR C implica todas las unidades mapeadas con una textura arcillosa combinada con pH mayor que 7,0 o con suelo medianamente seco. Esta recuperación no es muy específica. Por otro lado, X=A OR (B AND C) implica la representación de todas las unidades con la combinación de pH 7,0 y drenaje pobre o aquellos con una textura X.

Las operaciones booleanas no sólo se aplican a los atributos de elementos geográficos, sino que también a las propiedades espaciales. Por ejemplo, se pueden encontrar todas las unidades mapeadas con una textura arcillosa en combinación con un pH mayor que 7,0 que excede 5 hectáreas en área. Las investigaciones más complicadas pueden involucrar las formas de las áreas, las propiedades de sus límites o las propiedades de las áreas vecinas. Por ejemplo, una base de datos de uso potencial de la tierra, podría requerir saber acerca de los bosques que circundan las áreas urbanas, o una clasificación visual del paisaje para la recuperación de todas las áreas que tienen una forma particular y están limitadas por un determinado tipo de arbusto.

6.3. Reclasificación y despliegue.

Una vez que los datos geográficos han sido recuperados, es usualmente necesario reclasificarlos y redesplegarlos de manera que la representación visual en la nueva estructura de datos sea percibida por el usuario. Esto permite obtener las estadísticas de los nuevos mapas y limpiar la imagen obtenida.

6.4. Aproximación general á la operación de sobrereposición de mapas.

La intersección de dos o más conjuntos de polígonos cubierta, es un caso especial de un gran número de representaciones de operaciones que pueden ser usadas para analizar los datos areales. Para generalizarlo es útil construir el siguiente modelo conceptual de los datos geográficos.

Una región se define como una representación de un conjunto finito de puntos asociados a un atributo particular o a un cierto valor de atributos particulares. Los puntos se definen en términos de coordenadas X e Y. La región más simple es un punto, que tiene solamente un par de coordenadas xy; la más compleja encierra muchos de ellos.

Un atributo es propiedad de una variable geográfica. Los atributos se pueden expresar en forma binaria, nominal, intervalo, o relación de escalas. Cada atributo puede ser pensado como una capa de información homogénea separada.

Por ejemplo, supongamos como variable geográfica una serie de suelos. Los atributos asociados podrían ser pH, conductividad, textura. Si tuviéramos que expresar espacialmente cada uno de ellos, podríamos pensarlo como una capa con áreas de distinto pH, otra capa con áreas de diferente textura y así sucesivamente. Una capa es una representación de regiones mutuamente exclusivas, continuas, asociadas con áreas particulares. Cada capa se define por un atributo dado.

Esto supone que para muchos puntos sobre un mapa, un nuevo atributo puede ser generado como una función de atributos sobre las capas ya presentes en la base de datos. Así, para muchos puntos, con coordenadas x,y, un valor de un nuevo atributo puede expresarse así.

U = f (A, B, C,...)

Siendo A,B,C... los valores de los atributos definidos para las capas primera, segunda, tercera, y f es una función que ya ha sido definida.

6.5. Operaciones de análisis espacial.

Existen tres tipos generales de operaciones que permiten transformaciones sobre representaciones espaciales de objetos. El primer grupo, denominadas de punto, operan normalmente sobre los valores de todos los atributos relacionados con cada punto, celda o pixel (los vectores verticales de los valores de los atributos). En otras palabras, la función de operación es independiente de los efectos de los valores de atributos de locis vecinos, y de propiedades generales de las regiones o representaciones para las cuales los puntos pueden estar incluidos.

La más simple de las transformaciones de puntos son las operaciones matemáticas de suma, resta, multiplicacíón y división, exponenciación, captura de logaritmos, y evaluación de funciones trigonométricas. La función para el cálculo de un valor sobre una nueva capa podría ser un programa de simulación diseñado para el cálculo de un valor de salida único como una función de varios valores de entrada, que en este modelo de datos geográficos se deberán obtener desde las otras capas.

La segunda clase de funciones opera sobre propiedades de la región a la cual pertenece un punto dado. Estas propiedades podrían ser de longitud, área, perímetro o forma, o podrían asociar un número de un punto para cierto valor, en una capa que podría producir un nuevo mapa en el cual administrar las áreas que están codificadas de acuerdo con los números de escuelas, sin sus límites, desde una capa de áreas administrativas y una de localización de escuelas.

La tercera clase de funciones se refiere a los puntos vecinos (operaciones de vecindad). Estas son todas las funciones que explícitamente hacen uso de algún tipo de asociaciones espaciales para determinar el valor de los puntos sobre la nueva capa. Esto puede incluir o no los puntos vecinos que tienen los mismos valores respecto del punto en cuestión, o la distancia sobre una capa dada desde el punto en cuestión a un punto de distinto valor. Las funciones de vecindad también incluyen el cálculo del valor representando un peso promedio , el valor máximo, el valor mínimo, medida de diversidad o tasa de cambio de una parte de la superficie, estadísticas en una área alrededor del punto, etc. Algunas de estas funciones son: el cálculo de pendiente, aspecto, ruta óptima, métodos de interpolación, análisis de visibilidad etc.

Una cuarta clase de operaciones en los análisis de información geográfica está relacionada con las variaciones temporales de los patrones espaciales. La mayoría de los sistemas de información geográfica estructuran la base de datos como un modelo estático del paisaje. Un análisis dado procede en una dirección desde la base de datos hasta obtener el producto deseado. Un ejemplo clásico es la producción de mapas de uso potencial desde mapas de suelo existentes. Pero, son muchas las situaciones donde el paisaje cambia rápidamente en el tiempo como un resultado del proceso de erosión, salinización, deforestación, crecimiento urbano, baja o subida del nivel del agua, etc. En estas situaciones, los análisis apoyados en la base de datos, que ha sido construida con filosofía de semi-permanencia no pueden esperar producir respuestas relevantes. Sin embargo, no hay razón para que los elementos dinámicos no debieran ser incorporados en los análisis de los datos geográficos.

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Capítulo XV

TECNICAS ISOTOPICAS EN ESTUDIOS DE SUELOS

Inés Pino N.

Ing. Agrónomo M.S.

Comisión Chilena de Energía Nuclear

1. INTRODUCCION

Las técnicas nucleares con utilización de isótopos radiactivos o estables, constituyen una herramienta eficaz en la resolución de problemas inherentes a la explotación de los recursos agrícolas y producción de alimentos.

El acelerado crecimiento demográfico mundial demanda de la agricultura mayores rendimientos de los cultivos, gran parte de los cuales dependen de un insumo básico que son los fertilizantes.

La producción agrícola ha incrementado significativamente en los últimos 20 años, pero el incremento de la población mundial continúa, de manera que se requerirá una mayor producción de cultivos en las próximas décadas. Se debe considerar por otra parte, que más de la mitad del incremento en la producción se puede atribuir al incremento en el uso de fertilizantes inorgánicos.

De los nutrientes abastecidos por los fertilizantes inorgánicos, el nitrógeno (N) es uno de ellos y en algunos cultivos el incremento de rendimiento se debe en un 75% a este nutriente. Con el fin de cubrir la demanda de alimentos a futuro es inevitable pensar que el uso de fertilizantes nitrogenados continuará en aumento.

Sin embargo, los fertilizantes son de alto costo, pudiendo por otra parte constituirse en agentes ambientales de polución. El proceso industrial para la fabricación de ellos requiere de altas temperaturas y presión, obtenido por combustión del gas natural o de otras fuentes fósiles, representando de esta manera un gran consumo energético.

Usualmente, un 30 a un 50% del fertilizante nitrogenado es utilizado por el cultivo. El resto se pierde por volatilización, denitrificación o lixiviación. En países industrializados donde se aplican altas dosis de N, la contaminación de agua debida a nitratos ha causado un significativo daño a la salud. Por ello, es necesario que los fertilizantes se usen del modo más eficiente posible y sólo cuando son necesarios.

En el año 2.000 sólo un 28% de las necesidades alimentarias de la población mundial serán satisfechas a través de una ampliación de la superficie agrícola. El 72% restante se deberá generar por el desarrollo de una agricultura cada vez más tecnificada e intensiva, la que en el corto y mediano plazo se deberá basar en el mejor uso de los fertilizantes y del recurso suelo en general.

2. USO DE TRAZADORES.

La utilización de trazadores representa una forma eficaz de obtener una medida cuantitativa directa de la influencia de variados factores, sobre la eficiencia de uso de fertilizantes de un cultivo en particular, la contaminación de los suelos y, la conservación de este recurso.

La mayor parte de los elementos químicos tienen isótopos los cuales difieren uno de otro en relación con el peso del núcleo (P32, P33, S35, C14). Los isótopos de un elemento simple tienen, en consecuencia, las mismas propiedades químicas. Algunos isótopos son radiactivos,

es decir, emiten radiación. Por ejemplo, el fósforo radiactivo se comporta químicamente del mismo modo que el fósforo ordinario, siendo diferente de éste sólo en su peso atómico y en su radiactividad. Esta radiactividad se puede medir a través de detectores de radiactividad, de manera que el movimiento y localización de un compuesto fosfatado puede ser trazado si el fósforo radiactivo ha sido incorporado en el compuesto. En una planta, en sus hojas, por ejemplo, o en el fruto, la cantidad del compuesto fosfatado que ha sido absorbido desde el suelo es fácilmente detectada y medida, junto con la distribución del compuesto dentro de la planta.

Un segundo tipo de trazadores difieren del elemento común, sólo en su peso atómico (masa) ya sea siendo más pesados o más livianos. Las técnicas con estos trazadores requieren de sistemas de detección algo más elaborados. Sin embargo, los isótopos estables se usan en la misma forma que los isótopos radiactivos, (Rb85, N15, C13).

3. FERTILIDAD DE SUELOS Y NUTRICION MINERAL.

Los fertilizantes constituyen elementos vitales en la producción de alimentos. Por ello es importante que se usen de manera eficiente para minimizar los costos de producción y preservar los recursos naturales. Al mismo tiempo, el abastecimiento de materias primas, los costos de procesamiento y la necesidad de conservar la energía, hacen que el uso eficiente de los fertilizantes sea cada vez de mayor importancia.

En la agricultura moderna el uso de fertilizantes es esencial para maximizar el rendimiento en la mayor parte de los suelos. Alrededor de un 50% del incremento en rendimiento de los cereales se puede atribuir a los fertilizantes.

Para poder suplir las necesidades de alimentación del mundo, el uso de fertilizantes se debe incrementar alrededor de cinco veces en los próximos 20 años. Este proyectado incremento en el consumo mundial de fertilizantes indica el importante rol que tienen en la alimentación del mundo. Debido a que sólo una fracción del fertilizante aplicado al suelo es absorbida por el cultivo, resulta importante obtener información acerca de los méritos relativos de diferentes prácticas de fertilización, tales como métodos de aplicación, época y tipo de fertilizantes. Esta información ayuda a alcanzar la máxima eficiencia de uso del fertilizante en la forma más económica, reduciendo así los costos de producción del agricultor.

En general, se ha definido el uso eficiente de fertilizantes como el efecto relativo de la aplicación de un fertilizante para asegurar la absorción máxima del nutriente por el cultivo.

Los fertilizantes pueden actuar de manera ineficiente debido a:

- Lixiviación

- Escurrimiento superficial

- Pérdidas gaseosas

- Inmovilización en el suelo por procesos químicos o microbiológicos.

La extensión en la cual estos factores inciden en la utilización de los fertilizantes dependerá de las condiciones climáticas y de suelo, de las prácticas de manejo, método y época de aplicación y naturaleza del producto. Así, en condiciones establecidas de suelo, clima y prácticas de manejo similares, el uso eficiente de fertilizantes puede ser maximizado, minimizando las interacciones entre el suelo y el fertilizante. Esto se puede alcanzar por :

a) Aplicación del fertilizante en un lugar donde las raíces de las plantas se encuentren más activas y así absorban el nutriente.

b) Aplicación del fertilizante en la época de mayor necesidad fisiológica de la planta para el o los nutrientes involucrados en la producción del cultivo.

c) Aplicación del fertilizante en la forma química más apropiada para minimizar la interacción con el suelo y. así proveer una alta disponibilidad del nutriente para el cultivo y;

d) Establecimiento de un régimen apropiado de riego junto a otras prácticas de manejo.

La información cuantitativa y de valor práctico en relación con los diferentes factores que influencian el uso de fertilizantes, se puede obtener a través de experimentos de campo en las condiciones en las cuales se desarrolla el cultivo.

La preocupación por lograr un uso más eficiente de los fertilizantes es una actitud que está cobrando cada vez más importancia entre los agricultores nacionales. Esto se debe a la fuerte incidencia que tienen estos insumos en los costos generales de los cultivos.

Uno de los efectos más inmediatos de tal situación es el de crear condiciones para un uso no recomendable de los fertilizantes, que se podría traducir a términos de ineficiencia.

Así, es posible prever que una tendencia común derivada de la falta de capital de operación sea recurrir al empleo parcial de la tecnología disponible.

En materia de fertilización esto queda representado al solucionar el problema fertilizante unilateralmente en cualquier condición. Una decisión como la anterior significa no aplicar la totalidad, en clase y cantidad, de los nutrientes que son necesarios en cada caso, con lo cual se corre el riesgo de perder una parte importante de la inversión.

Las investigaciones en el desarrollo de las plantas de cultivo, promovidas por un adecuado equilibrio entre los nutrientes que componen una familia dada de fertilización, determinan en gran medida la eficiencia de uso de fertilizantes comerciales.

Se ha comprobado que una fertilización unilateral de N exclusivamente, provoca un claro desaprovechamiento del mismo por el cultivo, quedando gran parte del N inutilizado en el suelo. Sin embargo, se observa que al mejorar la relación entre los elementos nutrientes mediante la inclusión de P y K en la fórmula de fertilización, disminuyen las cantidades de N inutilizadas.

4. MÉTODOS CONUNCIONALES Y MÉTODOS ISOTOPICOS.

Para evaluar los efectos de las aplicaciones de diferentes fuentes fertilizantes, se pueden utilizar diferentes métodos:

4.1. Método Clásico ó convencional. Mide el efecto de aumentar la dosis de aplicación sobre el rendimiento del cultivo. Sin embargo, el rendimiento depende de variados factores, algunos controlables y otros no. Todos influirán en mayor o menor grado sobre la cantidad y calidad del producto final.

4.2. Métodos basados en la absorción del nutriente:

4.2.1. Método de las diferencias. En este método indirecto la absorción del nutriente por el cultivo en la parcela control se resta de la de los tratamientos con fertilizantes. Se supone que la absorción del nutriente de la parcela control indica la cantidad del nutriente disponible en el suelo, en tanto que la de los tratamientos fertilizados indica la cantidad del nutriente disponible del suelo y del fertilizante.. Este método supone además que todas las transformaciones de nutrientes, es decir, la mineralización, inmovilización y otros procesos del suelo son los mismos para los suelos fertilizados y no fertilizados. Esto es una hipótesis errónea y puede dar cuenta

de las grandes diferencias entre recuperaciones calculadas por métodos isotópicos y no isotópicos.

4.2.2. Método isotópico. Constituye el único método directo para medir la absorción de un nutriente proveniente de un fertilizante marcado con un isótopo.

El método directo de utilización de isótopos provee un medio de estimar no sólo la absorción de nutrientes por la planta sino también la utilización del nutriente del suelo y el efecto de la fertilización y otras prácticas de manejo sobre la absorción de nutrientes, ya sea P o N.

Por esta razón, los isótopos radiactivos y estables (por ejemplo, P32, N15) son el único medio de obtener una medida directa y cuantitativa de la influencia de variados factores que inciden en el uso eficiente de fertilizantes por un cultivo. Así, la cantidad de P absorbida por un cultivo desde un fertilizante fosfatado se puede medir directamente en el campo marcando un fertilizante con una cantidad conocida de un isótopo radiactivo como P32, aplicando éste al cultivo y midiendo finalmente el P total y el contenido de P32 en el cultivo.

De modo similar se puede medir la absorción de N a partir de fertilizantes nitrogenados, marcando el fertilizante con el isótopo estable N15.

Antes del uso de métodos isotópicos, los estudios de eficiencia de uso de fertilizantes dependían de experimentos de campo convencionales usando las respuestas en rendimiento en materia seca y las diferencias entre el total de nutrientes removido por el cultivo.

El efecto de tratamientos particulares (por ejemplo forma de aplicación) se evaluaba por comparación con una parcela testigo. Sin embargo, tales experimentos sólo dan una medida del impacto de la aplicación del fertilizante en la absorción total del nutriente del suelo más el nutriente del fertilizante.

Se ha comprobado que las plantas de las parcelas fertilizadas absorben más N del suelo que las plantas de parcelas no fertilizadas, lo cual hace que el método de las diferencias no dé un valor correcto respecto de la eficiencia real del fertilizante.

Así, es posible establecer que mientras el método indirecto de las diferencias puede algunas veces servir para hacer comparaciones cuantitativas de diferentes fertilizantes y métodos de aplicación, raramente dará una medida cuantitativa del uso eficiente del compuesto agregado.

Para este último tipo de estudios es esencial usar el método directo con utilización de isótopos radiactivos y/o estables. Dado que el suelo es un componente complejo y difícil de estudiar, es en esta área donde las técnicas nucleares han contribuido a dilucidar aspectos de la química de suelos relacionados con la nutrición de las plantas, fisiología de cultivos y uso eficiente del agua, entre otros.

5. FERTILIZANTES MARCADOS CON N 15.

La composición isotópica del N15 en la atmósfera es de aproximadamente 0,366% del N total en la atmósfera, siendo la del N14 de aproximadamente 99,634%. En consecuencia, para cada átomo de N15 en la atmósfera existen 272 ± 0,3 átomos de N14 que producen 0,3663 ± 0,0004 átomos % de N15.

La relación más o menos constante de N14/N15 en la atmósfera o en sustancias naturales permite que los materiales de N artificialmente enriquecidos o empobrecidos en N15 se utilicen como trazadores en una amplia gama de investigaciones.

La cantidad de N15 en una muestra se expresa como %N15 átomos en exceso con respecto a la abundancia natural de 0,3663 de N atmosférico.

Así, en el caso de un cultivo, la absorción del fertilizante enriquecido con N15 que se coloca en el suelo, dará una relación N15/N14 superior a la abundancia natural (0,3663%) en la planta. Este aumento con respecto al valor de abundancia natural refleja la mayor absorción del fertilizante marcado con N15, en tanto que la disminución de átomos % en exceso de N15 es un indicio de la magnitud en que la planta absorbió el N desde otras fuentes disponibles de N no marcadas.

En experimentos con fertilizantes marcados con N15 se añade el fertilizante marcado al suelo (urea, sulfato de amonio, nitrato de sodio) y se determina la cantidad del nutriente proveniente del fertilizante que ha sido absorbida por el cultivo.  Esto permite estudiar forma de aplicación, épocas de aplicación, fuentes fertilizantes, etc.

El primer parámetro isotópico que se determina es la fracción del nutriente en la planta derivado del fertilizante expresada normalmente en porcentaje (% N>dd F).

Para el caso del nitrógeno la relación N15/N total de cualquier material se expresa en abundancia de N15 en átomos % o simplemente porcentaje de abundancia de N15. Esta relación se mide de manera directa a través de espectrometría de emisión á espectrometría de masas. Dado que el porcentaje de abundancia natural de N15 es de 0,336 átomos % de N15, hay que restar esta cifra a los átomos % abundancia de N15 del material fertilizante o de cualquier material enriquecido, con el fin d e obtener el de átomos de N15 en exceso.

Así el porcentaje de N en la planta derivado del fertilizante marcado con N15 es igual a:

% N dd F= at.%N15 exc. En la muestra vegetal x 100

at.%N15 exc. En el fertilizante marcado

Para calcular el % N dd.F se Xe quiere entonces determinar el porcentaje de átomos de N15 en exceso en las muestras vegetales y en el fertilizante marcado.

Si el porcentaje N dd F es de'50% significa que la mitad del N en la planta proviene del fertilizante. Si las únicas fuentes de N disponible para la planta fueran el N del suelo y el N del fertilizante, esto significaría que el otro 50% proviene del suelo. Así el % N dd F = 50% y el % N dd S = 50 %.

Con el fin de evaluar la información que se obtiene al utilizar este trazador supongamos el siguiente ejemplo:

En un experimento de campo se aplicaron 150 kg de N/ha como urea marcada con N15, obteniéndose un rendimiento de materia seca de 6 ton/ha. El material vegetal tenia un 0,76% de abundancia de N15-y 3% de N total. El fertilizante aplicado tenía una abundancia de N15 de 1,37%. ¿Cuál es?:

a)     el % de N en la planta derivado del fertilizante?

b) El % de N en la planta derivado del suelo?

c) El N Total absorbido por la planta?

d) La cantidad de N total en la planta derivada del fertilizante?

e) La eficiencia de uso del fertilizante?

Cálculos:

a) % N dd F.

     át. % en exceso de N15 en la planta = 0,76 - 0,37 = 0,39

     át. % en exceso de N15 en el fertilizante = 1,37 - 0,37 = 1,0

% N dd F = 0,39 x100= 39,00%

1,0

b) % N dd S.

    %N dd S  = 100 - % N dd F

    % N dd S = 100 - 39

    % N dd S = 61

c) N total en la planta

N total pl = 6,000   x 3 = 180Kg  N/ha

10

d) N total en la planta derivado del fertilizante.

N total dd F = 39 x 180 = 70,2 Kg N/ha

100

e) Uso eficiente del fertilizante.

% UEF = 70,2 *100 = 46,80%

150

Así, tanto en los experimentos de campo como de invernadero con materiales marcados con N15 (o cualquier isótopo estable) se requiere conocer los siguientes parámetros básicos.

- Rendimiento de materia seca - % de N total

- % de abundancia de N15 en la planta

- % de abundancia de N15 en el fertilizante

-  Fuente fertilizante y dosis de aplicación

6. FIJACION BIOLOGICA DE NITROGENO (FBN).

Los altos costos y a veces la restringida disponibilidad de los fertilizantes nitrogenados causa varios problemas en la agricultura. Por lo tanto, es importante además, encontrar fuentes alternativas para la demanda de N de los cultivos.

La FBN, resultado de una simbiosis entre una planta y una bacteria, ha ganado reconocimiento en los últimos años como una forma barata de producir una fuente nitrogenada, lo cual resulta en una reducción en el uso de fertilizantes.

Los cultivos de leguminosas que fijan N atmosférico pueden proveer alta proteína para consumo humano y además incrementar el N de los suelos. Esto podría llevar a tener más N disponible para otros cultivos como cereales, los cuales no tienen la capacidad de fijar N.

La única forma de estimar la cantidad de N derivada de la atmósfera, del suelo y del fertilizante aplicado es a través del uso de técnicas isotópicas. La metodología es simple y requiere del crecimiento de un cultivo fijador junto con un cultivo de referencia no fijador, con utilización de N15. Así, se estudia la capacidad de fijación de N de diferentes cultivos y la influencia en ello de diferentes prácticas de manejo.

De esta manera se ha llegado al establecimiento de sistemas mixtos de cultivos como maíz y fréjol o praderas perennes como alfalfa.

Últimamente se ha demostrado que algunos genotipos de planta anuales y algunos árboles son capaces de fijar el N atmosférico lo que ha conducido a mayores estudios con técnicas isotópicas en este tópico en particular.

7. FERTILIZANTES NITROGENADOS COMO AGENTES POLUTANTES DEL AGUA.

La fertilización de los suelos para producir cultivos es un prerrequisito de las técnicas agrícolas modernas. El nutriente más requerido es el N, el cual es abastecido a los suelos en cantidades que han incrementado en los últimos años. El N agregado al suelo puede volatilizarse hacia la atmósfera o lixiviarse como nitratos hacia las napas de aguas subterráneas. Estas pérdidas han sido reconocidas como uno de los peligros más grandes en la calidad de las aguas superficiales y profundas. El excesivo crecimiento de algas en muchos lagos y regiones costeras, conduciendo a una disminución del oxigeno y muerte de la fauna, es causado por pérdidas de nitrato y fosfatos provenientes de los fertilizantes.

El N15 es un trazador indispensable en la verificación de compuestos de N en el sistema suelo-agua-planta.

7.1. Balance de nitrógeno.

Estos estudios son de gran importancia para determinar la eficiencia de la fertilización nitrogenada y minimizar la polución de nitratos y las pérdidas gaseosas de N.

En árboles frutales el N anual acumulado es difícil de determinar, puesto que parte del N absorbido durante el año es almacenado en las raíces, troncos y ramas, para ser usado en los años siguientes. Algo del N de la hoja proveniente de hojas senescentes es reabsorbido por el árbol después de la abscisión de la hoja.

Esta situación es aún más compleja en árboles jóvenes como los citrus en los cuales los métodos convencionales para hacer balance de N no han tenido éxito.

De esta manera la utilización de N15 conduce a obtener información sobre la:

- Distribución del fertilizante nitrogenado en los diferentes órganos del árbol;

- Fracción del fertilizante nitrogenado que fue retenido en el suelo; y

- Eficiencia de la fertilización nitrogenada durante un año de producción.

8. FERTILIZANTES FOSFATADOS MARCADOS CON P32.

Una pequeña cantidad de fósforo radiactivo mezclado con el fertilizante, permite diferenciar el fósforo ya presente en el suelo y/o el fósforo en el tejido de la planta. Así, se puede determinar, conjuntamente, el movimiento del fertilizante y la cantidad de éste absorbida por la planta; de esta manera se puede determinar la forma más eficiente de aplicar un fertilizante.

Existe una gran cantidad de información respecto de la fertilización de algunos cultivos. Sin embargo, aún existen interrogantes respecto de diferentes variedades y diferentes suelos en relación con: ¿ Donde localizar el fertilizante ?, ¿Cuánto aplicar ?, ¿ En qué forma química ?.

Las investigaciones con trazadores radiactivos permiten dar una respuesta cuantitativa a estas interrogantes por cuanto detectan la fracción de fósforo en la planta proveniente del fertilizante al mismo tiempo que permiten detectar las pérdidas de éstos. Una mayor actividad de la planta reflejará una mayor efectividad de uso del fertilizante por el cultivo, puesto que la concentración del radioisótopo en la planta es una clara indicación de la cantidad de fertilizante absorbida.

El uso de trazadores permite, además, determinar la forma química del fertilizante que es más adecuada para una condición particular de clima, suelo y/o cultivo, y la interacción positiva o negativa al usar diferentes mezclas fertilizantes.

Una de las reacciones más notorias en algunos suelos es la retención de fósforo, quedando éste no disponible para las plantas. El uso de P32 ha permitido una mayor y mejor comprensión en cuanto a la naturaleza y rapidez de la reacción, cuantificando a la vez la cantidad de fertilizante retenido por el suelo a través de un tiempo determinado.

Por otra parte, también es posible seguir la marcha de la absorción de nutrientes a través de aplicaciones foliares, y comparar la eficiencia de diferentes productos, al utilizar trazadores radiactivos y/o estables.

La actividad de un isótopo se expresa comúnmente en cuentas por minuto o en cuentas por segundo (cpm, cps); o si se conoce la eficiencia de conteo, se expresa en desintegraciones por unidad de tiempo (dpm,dps).  La actividad depende del tamaño de la muestra, por lo cual es conveniente definir una actividad específica para describir la relación del número de átomos radiactivos a átomos no radiactivos del mismo elemento, ya sea a través del peso total o del volumen de la muestra. Así, la actividad especifica para el isótopo radiactivo se indica en mCi/gP.

8.1. Elección de un isótopo.

La elección de un isótopo trazador depende fundamentalmente de:

- Disponibilidad del trazador,

- Vida media,

- Valor económico,

- Cantidad requerida,

- Costo del experimento

El fertilizante se puede marcar con un isótopo, por ejemplo, P32, pero la marcación no debe afectar las características físicas y químicas de este fertilizante. Así, tanto el producto

isotópicamente marcado como el no marcado (comercial) se deben conducir en idéntica forma en relación con su disponibilidad para ser absorbido por la planta.

De este modo, es posible separar de manera cuantitativa y precisa, la cantidad de un nutriente absorbido por la planta que proviene del fertilizante y la cantidad de nutriente absorbido por la planta que proviene del suelo, otorgando una información respecto a la eficiencia real de los fertilizantes en estudio, lo cual no se puede realizar a través de otras metodologías.

En la actualidad estas técnicas se utilizan también en la evaluación cuantitativa de suelos, cultivos y diversos factores que afectan la disponibilidad de nutrientes aportados por los fertilizantes, lo que implica una contribución básica para incrementar la eficiencia de uso de estos insumos.

A modo de ejemplo se señalan algunos usos de fertilizantes marcados con P32 en la solución de problemas en el área de fertilidad de suelos.

- Determinación directa de la eficiencia de uso de fertilizantes orgánicos e inorgánicos.

- Eficiencia de diferentes fuentes y mezclas de fertilizantes, considerando formas y épocas de aplicación.

- Dinámica de nutrientes y pérdidas de los mismos.

- Valor residual de los fertilizantes.

- Cuantificación del efecto de las micorrizas sobre la disponibilidad de fósforo del suelo.

- Fertilización de árboles.

- Efecto de diferentes sistemas de manejo sobre el uso eficiente de los fertilizantes.

- Cuantificación del efecto de las malezas en la absorción de los nutrientes desde el suelo y desde el fertilizante.

- Medida directa y sin interacción de diversas prácticas de fertilización (fuentes, épocas y forma de aplicación).

Cabe señalar que la aplicación de estas metodologías requiere de una infraestructura básica tanto en laboratorios como en personal técnico entrenado en la manipulación de los fertilizantes marcados y en el uso de equipos de medición. Estas condiciones existen suficientemente desarrolladas en la Comisión Chilena de Energía Nuclear.

Además, es importante considerar que uno de los aspectos que requiere de mayor cuidado es el cálculo e interpretación de los resultados con datos isotópicos. Cuando los investigadores no están familiarizados con este tipo de datos, se puede incurrir fácilmente en interpretaciones erróneas y no extraer de ellos una mayor y mejor información.

Otra interrogante importante desde el punto de vista de eficiencia de uso de fertilizantes se relaciona con la actividad de  las raíces: ¿ Se encuentran las raíces activas cerca de la superficie o a mayor profundidad ? ¿ Se extienden mayoritariamente en sentido vertical u horizontal ?.

Estas no son preguntas meramente académicas, sino que son materias de importancia práctica directa para el agricultor, quien desea alcanzar la optimización en el uso de los fertilizantes. En forma práctica, él puede ver cómo crecen las raíces, pero no puede detectar cuáles de ellas son activas.

Esto se logra investigar colocando fertilizantes marcados a diferentes profundidades y a variadas distancias de las especies a estudiar (árbol, o cultivo anual). Posteriormente, se colectan hojas de cada árbol y se determina la cantidad del isótopo que hay en cada muestra para obtener información respecto de la localización de las raíces más activas.

En este sentido la Comisión Chilena de Energía Nuclear, con la colaboración de la Organización Internacional de Energía Atómica (OIEA) y del INIA, ha realizado varios trabajos sobre actividad radicular, algunos ya terminados, de cuyos resultados se ha dado cuenta en Jornadas y Congresos nacionales.

9. USO EFICIENTE DEL AGUA.

El agua es uno de los factores limitantes en la producción de cultivos en extensas áreas en el mundo. Si no hay suficiente agua, los fertilizantes y variedades de alta producción no alcanzan su potencial máximo. El riego es uno de los métodos de proveer agua adicional, pero la cantidad de agua que penetra en el suelo y es retenida en la zona radicular depende de las prácticas de manejo para cada situación agroecológica.

El uso eficiente de agua en sistemas de riego requiere de un monitoreo continuo del nivel de humedad y-de la interpretación de esas medidas, lo cual se puede realizar de manera precisa utilizando la sonda de neutrones, optimizándose en algunos casos hasta en un 40% el uso de agua en sistemas de riego tradicionales.

Los medidores neutrónicos miden los neutrones lentos y, dado que es difícil describir las interacciones que se producen entre los neutrones lentos y los diferentes tipo de suelos, se hace necesario establecer una curva de calibración para convertir en contenido de agua los recuentos neutrónicos medidos con la sonda.

Normalmente se utiliza la relación:

Ф = a + bR

Donde: Ф =  fracción volumétrica de agua (cm3/m3), R es la relación entre la tasa de recuento neutrónico C en el suelo y la tasa de recuento Cs en un medio estándar; a y b son constantes.

La calibración en el campo se realiza instalando tubos de acceso y midiendo las tasas de recuento neutrónico a diferentes profundidades del suelo cuya composición química y densidad volumétrica sean variables. Así, la curva debe comprender una amplia gama de cambios del contenido de agua del suelo que pueden ocurrir en condiciones agrícolas normales. Luego, se toman muestras volumétricas del suelo de las mismas profundidades y se efectúa una regresión entre el contenido volumétrico de agua del suelo de las muestras y la tasa de recuento neutrónico a cada profundidad especifica del suelo. En la práctica se utiliza la. relación de la tasa de recuento neutrónico (R) que se calcula dividiendo las tasas de recuento neutrónico obtenidas en terreno por la tasa de recuento neutrónico en un medio estándar.

Los métodos nucleares con sonda de neutrones para medir la humedad y con sonda gamma para medir densidad, son de amplia aplicación en investigaciones agrícolas.

Constituyen métodos no destructivos y una vez calibrados son fáciles de utilizar.

De esta manera, se utilizan en determinar el almacenamiento de agua en la zona radicular de las plantas; modalidad de crecimiento de las raíces de las plantas; determinación de la conductividad hidráulica, balance hídrico, determinación de genotipos con mejor eficiencia en el uso de agua y programación eficiente del riego.

10. ESTUDIOS SOBRE MATERIA ORGANICA DEL SUELO.

Los efectos beneficiosos de la materia orgánica en la productividad de las plantas son ampliamente conocidos y la manutención de adecuados niveles de materia orgánica en el suelo son de importancia vital en la productividad agrícola. La materia orgánica tiene influencia en aspectos nutricionales; en aspectos físico-químicos; en la capacidad de intercambio catiónico y la capacidad buffer de los suelos; en la formación de agregados y estabilidad de la estructura del suelo, promoviendo el crecimiento de raíces, aireación y la infiltración y retención del agua.

Por todas estas razones, ha recibido una especial atención en cuanto al uso de técnicas isotópicas para cuantificar la cantidad de C orgánico y de N que se acumulan en los suelos anualmente, para establecer las tasas de descomposición de sustratos específicos simples y complejos en condiciones naturales o controladas y por períodos prolongados después que el sustrato inicial ya se ha metabolizado. También es posible estudiar los factores que influencian las tasas de descomposición y establecer cómo se llevará a cabo la liberación de nutrientes. Así, investigaciones isotópicas asociadas con fraccionamiento físico o químico de la materia orgánica han demostrado las diferencias en las tasas de descomposición de los componentes de la materia orgánica. Asimismo, el uso de sustratos marcados permite medir la actividad potencial de la microflora y la actividad enzimática del suelo. La mayor parte de estos estudios se realiza utilizando el isótopo C14 en diferentes formas químicas y en algunos casos asociado al isótopo estable N15.

11. FISIOLOGIA DE CULTIVOS.

El uso de isótopos estables y radiactivos en estudios de fisiología de cultivos ha conducido a los más grandes avances en la comprensión de los mecanismos básicos de fotosíntesis y metabolismo del C. Además, han permitido determinar la tasa de flujo de agua, sales inorgánicas y materiales orgánicos en la planta total o sus tejidos y células y, el camino que siguen diferentes compuestos que actúan como reguladores de crecimiento durante el desarrollo de la planta. Los isótopos más utilizados han sido H3, C14, P32, S35, N15 y 018.

La contribución global de las técnicas isotópicas en la comprensión de la fisiología de las plantas es tan amplia que es difícil resumirla. Por lo tanto, sólo se especificará que la mayor atención se ha centrado en el uso de isótopos en estudios de fotosíntesis, del metabolismo del carbono, movimiento de agua y minerales, translocación de asimilados y función de las hormonas en el control de crecimiento y desarrollo de las plantas.

12. ESTUDIOS SOBRE EROSION.

Estimaciones directas de la erosión del suelo se han llevado a cabo determinando la cantidad y distribución del Cs137, derivado de la precipitación radiactiva. El Cs137 es de particular interés debido a su vida media larga (30,2 años) y su fuerte adsorción por los suelos. La distribución de Cs en el paisaje puede así reflejar la magnitud de los procesos de erosión desde 1960 cuando se produjeron las mayores precipitaciones radiactivas y, estudiar las pérdidas de C orgánico de la capa arable producto de la erosión del suelo.

Estudios realizados en otros países han mostrado que la distribución de Cs137 en una cuenca cultivada indicó la ocurrencia simultánea de erosión en la parte superior de la pendiente y su depositación en las áreas de menor pendiente. Los cálculos indicaron pérdidas de suelo de 20 a 60 kg/m2 e2 la parte con mayor pendiente y una ganancia de 25 a 80 kg/m al pie de la pendiente en un periodo de los últimos 20 a 25 años. Algunas pendientes intermedias mostraron pérdidas y otras mostraron ganancias de suelo.

13. CONCLUSIONES.

En esta breve reseña se ha enfatizado algunos de los aspectos más relevantes del uso de técnicas isotópicas en estudios de suelos y productividad agrícola, mostrando la utilidad y beneficio de esta técnica en las investigaciones y solución de problemas en el ámbito agrícola nacional e internacional.

El uso de estas metodologías ha permitido, a través del tiempo, dar una respuesta rápida y cuantitativa a los investigadores del área de suelos y fertilidad de suelos, constituyendo en la actualidad una herramienta de rutina dada las ventajas que presenta frente a técnicas alternativas.

REFERENCIAS.

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