Capitulo Ii-El Suelo, Naturaleza y Propiedades 2 PDF

 

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CAPÍTULO II

EL SUELO, NATURALEZA Y PROPIEDADES  

INTRODUCCIÓN Un suelo puede tener diferente significado de acuerdo al interés del usuario. Así, para la Ingeniería de Minas el suelo es el conjunto de restos que recubren los minerales; para la ingeniería civil el suelo es el material sobre el cual asentar una carretera, por lo tanto será removido o será sustituido si sus propiedades propiedades para estos fines no son favorables; favorables; para la  Agronomía el suelo es un material que cuando contiene adecuadas cantidades de aire y agua, proporciona el soporte mecánico y nutritivo para las plantas cultivadas y para el agricultor el suelo es un recurso importante porque es el soporte de sus cultivos . •

  Concepto pedológico. pedológico. 

Considera al suelo como un un producto natural, modificad modificado o por meteorización. S Su u estudio contempla su génesis, morfología, clasificación y mapeo.

Concepto edafológico. Considera al suelo como un hábitat para el desarrollo de las plantas. Su estudio contempla su naturaleza y propiedades físico-química físico-químicas s y biológicas, como una mezcla de materiales minerales y orgánicos, capaz de soportar la vida vegetal.

El concepto de vida es esencial en ambas definiciones. En el concepto pedológico la vida interviene en la formación formación del suelo. En el concepto edafológico el suelo soporta la vida. El suelo se presenta como una colección de cuerpos naturales tridimensionales independientes, con características morfológicas, físico-químicas y biológicas únicas. El límite límite superior de un suelo es la superficie de la tierra, el límite inferior la pr profundidad ofundidad de penetración radicular y llos os límites laterales están dados por la presencia de otro suelo con características completamente diferentes. 2.1 GÉNESIS

DEL SUELO

La génesis del suelo o edafización comprende los cambios en los cuerpos de los suelos y trata de los factores y de los procesos de formación del suelo, es decir, de la evolución del suelo. Por el contrario la destrucción del suelo es un proceso global denominado erosión  e implica un conjunto de procesos que ocurren muy rápidamente, ambos procesos, edafización  y erosión,  ocurren simultáneamente en la naturaleza. La formación del suelo comprende así una serie de fenómenos muy complejos que transforman los materiales originales. En una primera etapa predomina la meteorización  o intemperismo, que consiste en la transformación total o parcial de las rocas y sus minerales por acción de los agentes atmosféricos y la circulación del agua. La meteorización física determina la fragmentación de las rocas, sin cambios apreciables en los minerales que la constituyen. La meteorización química genera transformaciones que afectan a la composición química y mineralógica de las rocas. La meteorización biológica provocada por los organismos vivos, acelera la desintegración y descomposición de las rocas.  A medida que avanza el tiempo empieza la edafogénesis, que comprende los procesos que ya afectan al suelo, y que junto con la meteorización física, química y biológica dan lugar a un suelo determinado.

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2.2

FACTORES DE FORMACIÓN DEL SUELO 

Un factor de formación del suelo es un agente, una fuerza, una condición o una combinación de ellos que ha afectado, afecta o  puede influir  en   en un material original del suelo con potencial para cambiarlo. La combinación específica específica de los factores de formación, determinan la velocidad , la dirección y la duración de los procesos de formación, dando en última instancia como producto final suelos de naturaleza y de propiedades diferentes.

 Así los suelos son cuerpos tridimensionales; producto del de los organismos vivientes que sonnaturales, los factores activos que proporcionan la clima energíay para el cambio y que actúan sobre materiales litológicos litológicos condicionados por el relieve relieve y el tiempo. Figura 2.1 Factores de formación formación de los suelos

RELIEVE

CLIMA

ORGANISMOS

Temperatura  Preci  Pr ecipi pita taci ción ón  Radi  Ra diac ació ión n 

 MACRO  MAC RO Y MIC ICRO RO Flora Fauna 

HOMBRE

 ACCI  AC CIO ONES

 Exposi  Expo sici ción ón  Eleva  El evaci ción ón  Pend  Pe ndien iente te Fisiografía 

 Positiva  Posit ivass  Neg  N egati ativa vass  MATERIAL MADRE

 El ma mater terial ial de or orig igen en (REGOLITO) O M   T

 

SUELO 56

 

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Si mostramos el suelo como como producto de estos cinco factores pri principales, ncipales, se lo podría definir como un sistema representado por la siguiente función:

S = f (Clima, Organismos, Material Madre, Relieve, Tiempo ) S   es el suelo, la variable dependiente; los factores son las variables independientes. Mientras los factores sean constantes, el sistema suelo S   será el mismo; tan pronto cambie uno o varios factores se tendrá un nuevo producto S , es decir un suelo diferente. 2.2.1 EL

MATERIAL MADRE O MATERIAL ORIGINARIO DEL SUELO 

El material madre o material inicial de partida del suelo es el producto no consolidado, resultado del intemperismo de las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. El material originario puede ser una roca consolidada, un depósito no consolidado (  procedente de un material transportado y depositado en un determinado lugar   ) o un suelo preexistente. Sobre este material actúan otros factores, especialmente el clima y los organismos, que lo transforma a través del tiempo. La naturaleza química y mineralógica y el origen origen geológico del material madr madre e o de partida influye profundamente en las características de los suelos formados, aun de aquellos altamente intemperizados. Así, por ejemplo, ejemplo, el granit granito o tiende a dar suelos arenosos, mi mientras entras que los basaltos suelen generar suelos arcillosos, como también, los esquistos. Las areniscas en cambio, dan suelos de textura gruesa. El tipo de roca determina también la fertilidad del suelo. El granito por ejemplo, contiene pocos elementos nutritivos, por cuyo motivo los suelos formados a partir de esta roca suelen ser poco fértiles. En cambio, los suelos formados a partir de roca caliza presentan por lo general una buena fertilidad natural. NATURALEZA QUIMICO-MINERALÓGICA 

En la composición química de la corteza terrestre el oxígeno (46.6%), silicio (27.7%), aluminio (8.1%)  y hierro  (5.0%)  constituyen el 87.4% del peso total. Siguen en importancia: calcio  (3.6%),  sodio  (2.8%),  potasio potasio (2.5%) y magnesio (2.1%). Sólo estos ocho elementos químicos constituyen el 98.4% de la composición en peso del material parental a partir del cual se forman los suelos. En menor proporción se encuentran titanio  (0.6%),  fósforo  (0.12%),  manganeso  (0.09%), azufre  (0.06%),  cloro ( 0.05%) y carbono  (0.04%). Ochenta elementos químicos constituyen la totalidad de la roca madre y se presentan aproximadamente 2000 minerales de los cuales sólo una docena son predominantes en la capa superficial de la corteza terrestre. La mayor parte de los minerales que constituyen las rocas son silicatos o aluminio-silicatos de elementos básicos, y se clasifican en minerales primarios ( cuarzo, feldespatos, micas, anfíboles,  piroxenos, olivinos) y minerales secundarios ( carbonatos, sulfatos, fosfatos, óxidos de hierro - aluminio, arcillas silicatadas). La presencia de los diferentes minerales en el suelo está determinada por la constitución mineralógica en la roca madre y por el proceso de intemperismo que han sufrido los minerales primarios. Los minerales primarios son constituyentes de la fracción gruesa del suelo, arenas y limos, muy frecuentes en suelos poco evolucionados. En suelos altamente intemperizados predominan arcillas y óxidos de hierro y aluminio. La textura de la roca madre, la composición mine mineralógica ralógica y sus patrones estructurales, estructurales, son las características que más influyen en el desarrollo del suelo. El material madre imparte al suelo su esqueleto mineral; sin embargo, materiales madres similares pueden originar suelos diferentes

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debido a variaciones en los procesos de formación, condicionados por los otros factores de formación, formació n, principalmente princip almente el clim clima. a. En las regiones ári áridas das las características de los s suelos uelos obedecen básicamente al material de origen. Figura 2.2

Rocas y minerales que intervienen en la formación de los suelos. 

ROCAS 

MINERALES

 

 

PRIMAR OS 

GNEAS 

CUARZO / FELDESPATOS  MICAS / ANFIBOLES   PIROXENOS / OLIVINOS  

EDIMENTARIAS 

SECUNDARIOS 

METAMORFICAS  

+ -  2000 

  ARBONATOS / SULFATOS   FOSFATOS / ARCILLAS   HIDROXIDOS de Fe y Al  

•

+ - 

20 

ELEMENTOS

OXIGENO 46.6 SILICIO 27.7 ALUMINIO 8.1 HIERRO 5.1 CALCIO 3.6 SODIO 2.8 POTASIO 2.5 MAGNESIO 2.1 ub total 

+-  

98.5

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ORIGEN GEOLÓGICO DEL MATERIAL ORIGINARIO DEL SUELO i )  MATERIALES SEDIMENTARIOS DEPÓSITOS RESIDUALES 

Son aquellos formados por la desintegración de las rocas in situ, predominando el intemperismo físico-mecánico. Los suelos formados de estos materiales son generalmente superficiales y muy difícilmente mantienen una cubierta vegetal. DEPÓSITOS COLUVIALES

Son aquellos constituidos por fragmentos de rocas desprendidos de las partes altas y acumulados en la base por efecto de la gravedad. La deposición de estos materiales se denomina coluvión.  Los suelos coluviales que se originan a partir de estos materiales carecen de importancia agrícola.

ii)  MATERIALES TRANSPORTADOS Estos materiales madre han sido transportados desde su lugar de origen y redepositados en un nuevo lugar, por uno o la combinación de dos o más agentes, tales como el agua, el hielo  o el viento. TRASPORTADOS POR EL AGUA  

Estos materiales iniciales o de partida de partida del  del suelo pueden ser de origen aluvial, lacustre o marino. marino. DEPÓSITOS ALUVIALES  ALUVIALES 

Tres tipos de depósitos aluviales se forman por acción de los ríos al transportar materiales intemperizados: las llanuras aluviales, los conos aluviales y los deltas. Las pendientes pronunciadas

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con que se originan los ríos permiten el arrastre del material madre y en su recorrido van siendo depositadas (terrazas). Las partículas se sedimentan de acuerdo a su tamaño formando capas de diferentes grados de espesor originando suelos que varían en textura y espesor. En general, la fertilidad de estos suelos es muy alta, y se encuentran en amplias áreas de las regiones áridas, semiáridas y húmedas; manejados apropiadamente son muy productivos ( valles irrigados de la costa, selva alta y baja amazonía). DEPÓSITOS LACUSTRES

Son sedimentos que han sido depositados en aguas tranquilas como lagos y lagunas ( meseta del lago Titicaca). DEPÓSITOS MARINOS

Gran cantidad de material madre transportado deriva hacia los océanos y mares. Estos fondos marinos quedan expuestos por levantamiento de la costa. La calidad agrológica de estos suelos es extremadamente variable de muy alta a muy baja ( tablazos de la Costa Norte). DEPÓSITOS GLACIARES  GLACIARES 

El desplazamiento de inmensas masas de hielo ejerce una acción desintegradora de las rocas sobre las cuales se desplaza. Estos materiales erosionan y modifican el relieve del terreno y cuando se acumulan originan morrenas. TRANSPORTADOS POR EL VIENTO

Grandes extensiones de tierras sin protección vegetal presentan condiciones para el transporte de partículas por el viento. El material madre de origen eólico se desplaza por deflación  (rodadura, saltación y suspensión de partículas) a distancias muy lejanas dejando muchas veces pavimentos desérticos ( pampa de Majes de Arequipa) y formando dunas (costa árida del Perú ) o loes ( pampas del valle del Mantaro). 2.2.2 EL

CLIMA

El clima es uno de los factores de formación que más influencia tiene en la formación del suelo ya que determina la naturaleza de la edafización. También es responsable directo e indirecto de la aparición y distribución de la vegetación natural y el tipo de procesos geomorfológicos. Dospropiedades variables climáticas;   correlacionan temperatura  precipitación pluvial, las de los suelos, con el  ytipo de vida y con el relieve, mediantedirectamente la erosión ycon la deposición de materiales. En la costa Peruana, climáticamente hiperárida, excepto en los valles aluviales con irrigación, hay dominancia de los procesos físicos sobre los químicos en la formación de los suelos. La escasa o nula precipitación en esta zona climática determina el movimiento ascendente de las sales solubles y de los bicarbonatos de calcio y magnesio que se precipitan, acumulándose en la superficie del suelo. El perfil edáfico no presenta desarrollo pedogenético o éste es incipiente En la sierra, conforme se asciende, la precipitación se incrementa, en cambio la temperatura decrece (6°C por cada 1000 msnm).  Por esta razón, los procesos físico-químicos de desintegración y de descomposición de rocas y minerales minerales son más activos. Hay, por lo tanto, movimientos movimientos de sales solubles, crecimiento vegetal y acumulación de residuos orgánicos debido a las bajas temperaturas que retardan los procesos de descomposición microbiana. En la selva, la acción combinada de altas temperaturas y precipitaciones intensas de larga duración influyen en todos los procesos edafogénicos, físicos, químicos químicos y biológicos, acelerando la formación de los los suelos en grados muy avanzados.

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Tabla 2.1 Influencia de algunas variables climáticas en la vegetación vegetación y en el desarrollo desarrollo de los suelos.

 LUGAR

CLIMA

Iquitos  PERÚ LLUVIOSO

Brasilia BRASIL ESTACIONAL

Maracaibo VENEZUELA

Lambayeque PERÚ

SECO

DESÉRTICO  

MESES HÚMEDOS  

5 a 12

5 a 9

4 a 5

PRECIPITACIÓN (mm)  (mm) 

2 950

1 625

530

25

1 840

1 530

980

EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL ( mm)  mm)  VEGETACIÓN   SUELOS (Clasificación  Americana)   Americana) 

1 310

menos de 2

FLORESTA TROPICAL

BOSQUE CERRADO

SABANA

ESPECIES XEROFITAS

ULTISOLES

OXISOLES

INCEPTISOLES

ARIDISOLES

2.2.3 LOS ORGANISMOS

Los organismos, como factor de formación, comprenden los efectos de la vegetación, los animales del suelo, los microorganismos y la acción del hombre; organismos cuyo crecimiento en un determinado espacio geográfico es definido por el factor climático. El desarrollo del suelo se inicia con el crecimiento de las plantas. Las raíces penetran en el material madre utilizando y recirculando agua y elementos  elementos  químicos, ejercen acción física y química, cuando concluye su ciclo aportan residuos orgánicos lo cual revierte los elementos químicos al suelo (las praderas con vegetación de gramíneas incorporan mayores cantidades de materia orgánica dentro del  perfil del suelo que zonas de bosques).

La macro y micro fauna, por otro lado, influye indirectamente en la formación del suelo, mezclan horizontes, reducen el volumen de los residuos orgánicos, mejoran el drenaje y la aireación de los sustratos. Asimismo, la microflora ( incluye la acción de   bacterias, hongos y actinomicetos ), ayuda a descomponer los residuos orgánicos hasta las formas coloidales las cuales son incorporadas dentro del material mineral junto con las bases cambiables mejorando significativamente las propiedades de los suelos y modificando significativamente su naturaleza. Finalmente, el hombre  es una variable muy importante en la formaci formación ón de los suelos. Afecta positiva o negativamente la edafogénesis mediante las prácticas agrícolas, con acciones como drenaje, irrigación, fertilización, aradura, nivelación, aplicaciones de enmiendas químicas y orgánicas, cambios de vegetación y tala. Una fertilización racional tiene efectos positivos, pero el exceso de algún elemento puede provocar algún desequilibrio químico y contaminar el agua de los acuíferos. Las enmiendas orgánicas (estercoladuras, incorporación de residuos, compost, abonos verdes)   mejoran las características físicas y químicas del suelo. Las enmiendas químicas ( encalados,  azufrados, y aportes de yeso) mejoran algunas características de los suelos y disminuyen o amortiguan posibles efectos tóxicos. El laboreo efectuado en buenas condiciones de humedad favorece la estructura del suelo, pero un laboreo excesivo o efectuado con una humedad muy alta o muy baja -inadecuada- provoca degradación del suelo por compactación o por erosión. Finalmente, el mal manejo del agua de riego en condiciones de aridez, casi siempre determina problemas de salinización o alcalinización de los suelos.

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2.2.4 EL

RELIEVE

Las elevaciones o depresiones de la superficie terrestre afectan la formación de los suelos, al modificar la influencia del material madre por los cambios que se producen por erosión y deposición de materiales. Modifican el clima mediante el control de la escorrentía, el nivel freático y el grado de exposición y, por lo tanto, modifican también la acción de los organismos. De modo general se puede asegurar que la diversidad de los suelos a escala regional se debe a la influencia del clima, mientras que esa diversidad a escala local es controlada por el relieve. Las tres formas principales de relieve son: las divisorias de aguas  (interfluvios), las laderas  o vertientes y los fondos. La ladera es el elemento que enlaza una divisoria de aguas con un fondo. El fondo es el lugar donde confluyen las aguas de escorrentía y se acumulan los materiales arrastrados por la erosión. La inclinación de la ladera y su longitud condicionan algunos efectos sobre los suelos, como la radiación solar recibida ( que influye sobre el calentamiento ), la velocidad del agua de escorrentía ( que condiciona la erosión) y el depósito de materiales arrastrados. Una parte del agua que cae sobre una ladera escurre por la superficie y se infiltra en el terreno en otro sitio distinto a donde cae. Cuanto mayor es la inclinación de la ladera mayor es la escorrentía, lo que da lugar a un suelo más seco, con menor vegetación y, en consecuencia, con menor contenido de materia orgánica. Además, el agua arrastra la tierra de las laderas y la deposita en las zonas más bajas, con lo que el e l espesor del suelo, en aquellas zonas, es menor que en estas otras. La erosión el delsuelo suelo tambiénPor una pérdida que va a enriquecer desuperficial las partes ocasiona bajas o fondos. esta razón,de losmateria suelos orgánica de las laderas con pendientes fuertes tienen colores más claros que los de las zonas bajas, consecuencia de la pérdida de suelo superficial ( más rico en materia orgánica y por lo tanto más oscuro) que es arrastrado hacia las zonas bajas. El relieve no es estático, sino que forma un sistema dinámico, con cambios constantes en el tiempo. Los suelos en un relieve plano tienen mayor profundidad que los suelos en laderas por efecto de la erosión. El tipo y naturaleza de la vegetación está determinado por el diferente grado de exposición a la radiación solar. Fisiografía, elevación, pendiente e hidrología determinan en alto grado la evolución del suelo.

2.2.5 

EL  EL   TIEMPO 

La formación y el desarrollo del suelo están enSin función del grado e intensidad de los  procesos edafogenéticos a través del tiempo. embargo, la edad de un suelo no necesariamente es la misma edad geológica de la formación del lugar donde ese suelo se encuentra. El efecto del tiempo es relativo, no todos los suelos alcanzarán la última etapa en su evolución, salvo cambio radical y brusco de los actuales factores de formación. Así, por ejemplo, los suelos formados sobre cenizas volcánicas en clima húmedo requieren menos de 100 años, mientras que los formados sobre calizas muy duras en climas fríos requieren 5,000 años para formar un cm de perfil. Según el grado de desarrollo del perfil, los suelos se clasifican en  jóvenes, maduros y viejos. Un suelo joven  está formado por un material originario más o menos disgregado, sin diferenciación clara de horizontes. La clase de minerales que componen el material madre (inicial o de partida) determina, en gran medida, la fertilidad de estos suelos. Los suelos jóvenes contienen generalmente una proporción elevada de minerales de calcio, magnesio y potasio. En un suelo maduro, los horizontes del perfil están claramente diferenciados y se ha llegado a una situación estacionaria, de igual tal forma que la cantidad de material aproximadamente a la cantidad perdida por erosión, lavado ytransformado otras causas. en el suelo es

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Un suelo viejo tiene escasa fertilidad, debido a que no hay el aporte en nutrientes de los materiales nuevos, y además, han sido lavados la mayoría de los nutrientes de los horizontes superficiales. Asimismo, en los horizontes inferiores se ha acumulado una gran cantidad de arcilla, y/o óxidos de hierro y aluminio que dificulta la aireación, los movimientos del agua y la penetración de las raíces.

2.3 

PROCESOS DE FORMACIÓN DEL SUELO 

La combinación específica de los factores de formación, determina la naturaleza, la velocidad, la dirección y la duración de los procesos de formación, dando en última instancia como producto final suelos de naturaleza y propiedades diferentes. Fenómenos físico-mecánicos denominados de desintegración constituyen la primera etapa de la edafización y su objetivo fundamental es la reducción del tamaño de las partículas minerales, sin cambio significativo en su composición. Fenómenos químicos-biológicos, denominados de descomposición y de síntesis de nuevos minerales, presentan como condición básica para su ocurrencia la la presenci presencia a de agua. La veloci velocidad dad de las rreacciones eacciones físico-químicas es extremadamente lenta, sin embargo los cambios producidos en la composición original de los minerales son profundos y marcados.

2.3.1 

EDAFOGÉNESIS 

La edafogénesis trata de los modos cómo se formaron los suelos, suelos, es decir de los factore factores s (causas) y de los procesos ( formas de acción) que han influenciado en el desarrollo del suelo a partir de un material originario. La formación de un suelo comprende un conjunto de procesos que transforman una roca o un material originario o de partida en suelo. Las fases iniciales de la edafogénesis se caracterizan por un predominio de los cambios físicos y químicos, que afectan la roca y a sus minerales, por la acción de agentes atmosféricos y por la circulación de agua. Estas reacciones se agrupan bajo la denominación de procesos de meteorización. A medida que avanza el tiempo, empiezan a tener lugar procesos que afectan a un suelo, procesos edafogenéticos, y que junto con los procesos de meteorización van definiendo las características del suelo resultante. El que tenga lugar un ti tipo po u otro de procesos de dependerá penderá del mat material erial de partida y de las del medio, es decir, de los factores formadores que son los que controlan la tendencia evolutiva: dirección y velocidad. PRINCIPALES PROCESOS DE FORMACIÓN DEL SUELO •

•

•

   Adición de materiales orgánicos e inorgánicos al suelo . Provienen de aportes efectuados por las corrientes de agua, de componentes componentes de otros suelos ya erosionados ( aluviones aluviones ) o de aportes efectuados por por acción de la gravedad ( coluviones coluviones ).   Pérdida de materiales a la atmósfera o fuera del solum. Por erosión se pierden componentes de la parte superior del suelo. La lixiviación o lavado es la  pérdida de componentes de forma forma soluble.   Traslocación de materiales orgánicos e inorgánicos dentro del suelo. Cambios de posición de algunos componentes del suelo. El desplazamiento se puede producir en solución con posterior precipitación en otra zona. También por el traslado de arcilla, humus, y diversos óxidos e hidróxidos al infiltrarse el agua a niveles inferiores del suelo (eluviación). 

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•

  Transformación de sustancias orgánicas dentro del suelo. Procesos físicos, químicos y biológicos que transforman los componentes inorgánicos del suelo y descomponen y mineralizan la materia orgánica.

Específicamente son: ELUVIACIÓN E ILUVIACIÓN

Sinónimos de migración  e inmigración. Se refiere a la traslocación de partículas minerales y orgánicas de una parte a otra del perfil. La eluviación comprende la salida de materiales y la iluviación su acumulación. CALCIFICACIÓN

Procesos que implican la acumulación o retiro de carbonatos dentro del suelo, común en suelos de las regiones áridas o regiones húmedas respectivamente. SALINIZACIÓN

Procesos de acumulación de sales solubles dentro del suelo, o su pérdida por lixiviación. El proceso de salinización es común en las regiones áridas y semiáridas, y en suelos de relieve cóncavo y de baja permeabilidad, siendo cloruros y sulfatos las sales predominantemente acumuladas.  ALCALINIZACIÓN

Procesos que implican la acumulación o retiro de iones sodio en los sitios de intercambio de la fase coloidal del suelo, determinando cambios en la permeabilidad del perfil. PODZOLIZACIÓN Y LATERIZACIÓN

El primero se refiere a la traslocación del hierro dentro del perfil, acumulándose el silicio en las capas eluviadas, proceso común de las regiones frías y húmedas. La laterización en cambio se presenta en zonas de altas temperaturas e intensa precipitación que favorecen la eliminación del silicio y la acumulación del hierro. DESCOMPOSICIÓN Y MINERALIZACIÓN

Procesos secuénciales por efecto de la actividad biótica. Los residuos orgánicos se descomponen hasta sustancias coloidales complejas denominadas de nominadas Humus, para posteriormente también por la actividad microbiana, mineralizarse liberando sus componentes inorgánicos. Estos procesos son afectados seriamente por las condiciones climáticas, la calidad de los residuos y el grado de actividad actividad biológica del suelo. GLEIZACIÓN.

Proceso que implica la reducción del hierro por efecto de situarse el perfil por debajo del nivel freático o por deficientes condiciones del drenaje interno del suelo, que determina déficit de oxígeno, generando colores verde-azulados en el perfil. 2.4 

EL PERFIL DEL SUELO

El perfil del suelo es la exposición vertical de una porción superficial de la corteza terrestre que incluye todas las capas que han sido alteradas edafo-genéticamente durante el periodo de formación del suelo y también las capas más profundas que influyeron en la edafogénesis.

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La morfología del suelo permite diferenciar las capas u horizontes que constituyen al perfil. Cuando se hace un corte vertical a través del suelo, se observan diferentes capas que varían en espesor, color, textura, estructura, entre otros; estas capas son llamadas horizontes y forman el perfil del suelo. Un corte vertical del terreno permite estudiar el suelo en su conjunto desde su superficie hasta el material originario. originario. Al observar un perfil pueden distinguirse capas o estrato estratos s que se denominan horizontes dado que su disposición suele ser horizontal o sub horizontal. Cada uno de ellos suele tener características y propiedades diferentes en un mismo suelo, de ahí la importancia de su identificación para estudiarlos, describirlos y hacer un muestreo separadamente. Figura 2.3 2. 3 Proceso de formación del suelo. 

El horizonte de un suelo  es una capa aproximadamente paralela a la superficie con características impartidas por los procesos de formación del suelo. Los horizontes del suelo son cuerpos reales, sub partes de un suelo individual, que se extienden lateralmente en las direcciones x e y, y verticalmente a lo largo del eje z.

La presencia de horizontes es el resultado de la evolución o génesis del suelo a partir de un material originario, de ahí que se denominen horizontes genéticos. Los horizontes se delimitan atendiendo a los siguientes aspectos:   Diferencias de color. Propiedades morfológicas. Textura, estructura, elementos gruesos. Propiedades asociadas. Consistencia, compacidad, plasticidad, friabilidad y dureza . •

El suelo queda delimitado en su parte superior por la superficie del terreno, su límite inferior puede resultar más difícil de definir. La vista y el tacto, como sentidos; un instrumento de corte y una lupa serán básicos en una prospección de campo. La interpretación de fotos aéreas utilizando pares estereoscópicos facilita situar los puntos de observación (calicatas, sondeos u otros ) en posiciones representativas, al permitir identificar unidades morfológicas, que suelen estar rel relacionadas acionadas con las las unidades de suelos. suelos. La relación existente

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entre unidades geomorfológicas y unidades de suelos se debe a su origen y evolución comunes, lo que permite establecer unidades morfo-edáficas. Figura 2.4 horizontes.

El perfil del suelo. Los suelos están compuestos por una serie de capas o estrato denominados

 MATERIA  MATE RIA ORGANICA

HORIZONTE  HORIZONTE  O

 ELUVI  ELU VIAL AL

HORIZONTE  HORIZONTE  A HORIZONTE B

 ILUVI  ILU VIAL AL

 MATERIA  MATE RIAL L  MADRE   MAD RE 

HORIZONTE C

 ROCA  RO CA

HORIZONTE R   2.4.1 

HORIZONTES GENÉTICOS

Desde el inicio del estudio de la ciencia del suelo ( Dokuchaev, 1885 ) se introdujo la utilización de las primeras letras del alfabeto latino para designar los sucesivos horizontes de un suelo. Este uso se ha generalizado en el ámbito mundial de manera que los horizontes principales se denominan:  A,   y C. La letra utilizada para designar a un es debe servir traducir la B horizonte información de que es portador un horizonte, decir, la genético posición que ocupa el para horizonte en el suelo, el proceso genético preponderante en la formación del horizonte y la característica o propiedad destacable.

Los horizontes genéticos principales se designan atendiendo a su posición en el perfil y al  proceso formador preponderante, estos son:  HORIZONTE ORGÁNICO DE UN SUELO ORGÁNICO  

Denominación: H (histos, tejido). Formado por la acumulación in situ de materia orgánica en superficie, en un medio saturado de agua durante periodos prolongados. Horizonte de turberas. HORIZONTE ORGÁNICO DE UN SUELO MINERAL

Denominación: O

(orgánico). Formado en la parte superior del suelo en condiciones 20%

predominantemente aeróbicas. Contiene bosques.

  o más de C- orgánico. Horizonte típico de suelo de

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HORIZONTE MINERAL OSCURECIDO POR APORTES DE MATERIA ORGÁNICA

Denominación:  A. Formado en la parte superior del suelo, o debajo de un horizonte O. Su color oscuro se debe a los aportes de hojas, raíces u otras partes de las plantas, en proceso de descomposición por la intensa actividad microbiana. También se designa como  A  cualquier horizonte en superficie afectado por laboreo o pastoreo ( Ap:  cualquier horizonte que se halle en la superficie y se labre o haya sido perturbado por actividades antrópicas). HORIZONTE MINERAL EMPOBRECIDO POR ELUVIACIÓN MÁXIMA Denominación: E (eluvial ). Su color claro se debe a que ha perdido uno o más de los siguientes

componentes: materia orgánica, hierro, aluminio o arcilla. Presenta un enriquecimiento de limo y arena. Se halla debajo de un O  ó  ó un A y encima de B. Horizonte de algunos suelos ácidos. HORIZONTE MINERAL FORMADO EN EL INTERIOR DEL SUELO

Denominación: B  (iluvial ). Formado por procesos de alteración (Bw ) o por acumulación de arcilla iluviada (Bt ) o por acumulación secundaria de carbonatos alcalinotérreos ( Bk ). HORIZONTE MINERAL LIGERAMENTE AFECTADO POR PROCESOS EDAFOGÉNICOS E DAFOGÉNICOS

Denominación: C   (material originario). Saprolita o material de características próximas a las del material originario. Horizonte ubicado debajo del solum ( horizontes A y B ). ROCA CONSOLIDADA SUBYACENTE  

Denominación: R (roca madre). Puede ser o no la roca a partir de la cual se ha desarrollado el solum.

2.5 COMPOSICIÓN

DEL SUELO

Los suelos son soporte material de las plantas, por tanto, deben proporcionar un medio adecuado para la germinación de las semillas y el desarrollo de las raíces: buena aireación, capacidad de retención del agua y un régimen de circulación adecuado de las fases líquida y gaseosa, dentro de los espacios porosos de la fase sólida. Los suelos constan de cuatro grandes componentes: materiales inorgánicos, materiales orgánicos, agua y aire. Un suelo que tenga las mejores condiciones para el crecimiento de las plantas muestra que, del total de su composición volumétrica, aproximadamente 50% es espacio poroso. La fase sólida está constituida por un 45%  de materia mineral o inorgánica y un 5%  de materia orgánica. A un nivel óptimo de humedad para el crecimiento de las plantas, del total del volumen poroso, un 25% está ocupado por el agua del suelo, el 25% es espacio aéreo, estando la relación agua/aire sujeta a grandes fluctuaciones durante el ciclo de crecimiento de las plantas. 2.5.1 CONSTITUYENTES

MINERALES DEL SUELO  SUELO 

Cuatro son las clases más importantes de partículas inorgánicas del suelo. La fracción gruesa, texturalmente denominada fracción arena, presenta diámetros equivalentes de 2.0 a 0.02 mm. Básicamente son minerales primarios principalmente cuarzo y feldespato. La fracción media  o fracción limo con diámetros de 0.02 a 0.002 mm, son esencialmente minerales primarios y secundarios. La fracción fina o fracción arcilla con diámetros menores de 0.002 mm o < 2 micras, está principalmente compuesta por minerales secundarios como arcillas silicatadas u óxidos de hierro o aluminio.

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Finalmente, la fracción muy fina o fracción coloidal con diámetros equivalentes menores de 0.1 moléculas. Así, el suelo como sistem sistema a físico micras hasta 0.001 (10 AO ), es decir, el tamaño de sus moléculas. es un ente complejo desde que se encuentra compuesto de varias fases, es heterogéneo por la innumerable cantidad de sustancias que lo componen, es  particulado  porque las sustancias sólidas están finamente subdivididas. Es, además, un sistema  poroso  por el gran volumen de vacíos entre partículas. Es un sistema disperso  desde que electro cinéticamente sus partículas están separadas y, finalmente, es un sistema dinámico ya que está en constante evolución. La naturaleza de los suelos y la actividadde de la la interfase partículas da origen los fenómenos dedispersa superficie: expansión-contracción masa delentre suelo, floculación de la afase coloidal, adhesión-cohesión entre la fase sólida y la fase líquida, intercambio de iones, etc. Al analizar los caracteres de la fase dispersa interesa conocer a detalle el tamaño, la forma y la composición químico-mineralógica de las partículas sólidas, por los efectos en la naturaleza y las propiedades de las superficies involucradas.

2.5.2 

TAMAÑO DE LAS PARTÍCULAS MINERALES

Las partículas primarias de los suelos o unidades texturales; arena, limo y arcilla, se clasifican en varios grupos de tamaños, tomando como base sus diámetros equivalentes de acuerdo al supuesto de que son partículas esféricas. Tabla 2.2 Sistema de clasificación clasificación de las partículas minerales del suelo (ISSS, Internacional y USDA.

SISTEMAS DE CLASIFICACION

SOCIEDAD INTERNACIONAL DE LA CIENCIA DEL SUELO ( ISSS )

DEPARTAMENTO DE AGRICULTURA DE LOS EEUU ( USDA )

 ARENA Muy gruesa Gruesa Media Fina Muy Fina

2.00 mm

LIMO

0.02

0.05

 ARCILLA

0.002

0.002  

0.20

2.00 mm 1.00 0.50 0.25 0.10

Los tamaños límites de las fracciones del suelo, suelo, de acuerdo a los si sistemas stemas de clasificación de la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo  Suelo  (ISSS ) y del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos de América  América  (USDA), expresan el diámetro equivalente de las partículas en milímetros.

2.5.3

FORMA Y COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS PARTÍCULAS MINERALES

La fracción arena presenta partículas de formas irregulares, en ellas predomina la anisometría; la diversidad de formas deriva de los fenómenos de intemperismo y erosión y de la composición mineralógica del material madre. Desde el punto de vista mineralógico, las arenas son fragmentos de cuarzo,como mayorm mayormente; ente; sinyembargo, se puede encontrar cantidades variables de ot otros ros minerales primarios feldespatos micas. se

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Figura 2.5 Tamaño relativo de las diferentes partículas partículas minerales del suelo. Dimensiones aumentadas 50 veces. 

  m   m   m    2   m    0  .    2  .    0    0

  m   m

Escala

   2

0.2 - 2.0 mm ARENA GRUESA 0.02 - 0.2 mm

ARENA FIN FINA A

0.002 - 0.02 mm. LIMO < 0.002

ARCILLA

La fracción limo, al igual que las arenas, presenta formas irregulares; el cuarzo y otros minerales primarios silicatados silicatados son predominantes en su c composición. omposición. Debido a que la arena y el limo están formados principalmente por partículas que resultan de la desintegración y descomposición de rocas y minerales primarios su actividad físico-química en los suelos no es significativa. Su principal función es constituir el esqueleto del suelo. La fracción fracción   arcilla presenta partículas que se disponen en forma de láminas. Desde el punto de vista mineralógico son filosilicatos laminares, aunque la fracción pueda contener óxido de fierro y aluminio como hematita y gibsita gibsita.. Por su tamaño y mineralogía, la arena y el limo carecen de plasticidad y tenacidad, su capacidad de absorber humedad es muy baja. En general, presentan   baja actividad físico-química; sin embargo la fracción limo por su tamaño posee alguna plasticidad, cohesión y capacidad de adsorción de humedad, si se le compara con la fracción arena.

 

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Figura 2.6 Composición del suelo y características de la fase sólida. 

   

     

 

 

     

C O M P O S I C IO IO N E N V O L U M E N D E U N S U E L O D E TEXTURA MEDIA Y EN CONDICIONES OPTIMAS PARA EL CRECIMIENTO VEGETAL

FRACCION MINERAL (  45 )

  FAS E

AIRE DE L S U E LO  

( O 2 - C O 2  - N2  ) S OL UCION S UE L O

ES  ) ( A G U A + IO N ES )

GASEOSA 25      FAS E LIQ U IDA 25

A R EN A

FA S E S O LIDA 50

LIMO ARCILLA

FRACCION ORGANICA

 

(5

   

)

  HUMUS R ESID U O S

E L S U E LO E S U N S IS T E MA N AT U RAL, DIN AMICO , H E T E RO G E N E O ,   CO MP LE JO , T RIFAS ICO , P ART ICU LADO , P O RO S O Y DIS P E RS O

C A R A C TER ISTIC A S D E LA FA SE SOLID A D ISPER SA

  TAM AÑO

 

PARTICULAS FINAS < 20 u

A N ISO M E TRICAS

PARTICULAS G R U ESA S > 2 0 u

FOR M A

L A M IN A R ES

S UP E RF ICIE E S P E CIF ICA

M IN E R A L O G IA M IN ER A L ES PRIMARIOS M IN ER A L ES SEC U N D A R IO S

( c m2  / g )

 

La fracción arcilla es un componente de gran plasticidad, posee una capacidad muy elevada de cambio iónico debido a su superficie reactiva; al secarse se contrae con absorción de considerable energía, al humedecerse se expande con liberación de calor. Su capacidad de adsorción de agua, gases y solutos es muy alta. Su presencia en los suelos retarda el movimiento de agua y aire, es altamente adhesiva cuando está húmeda y dura cuando está seca.  A diferencia de la arcilla, las arenas y limos, determinan alta infiltración, rápida percolación del agua, facilitando así el drenaje y favoreciendo favoreciendo el movimiento del aire del suelo. Un suelo donde predominan las fracciones gruesas, ofrece poca resistencia a la labranza, de ahí su denominación de suelos ligeros.  En cambio un suelo de textura fina ofrece seria dificultad al laboreo (suelos

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 pesados); sin embargo, en base a la relación física masa/volumen, es decir a su "pesadez", los

suelos arcillosos son en realidad ligeros. De las propiedades que caracterizan a las partículas individuales, la "superficie específica" es la más importante como resultado del diferente tamaño de partículas y se refiere al área superficial por unidad de peso ( cm2  /gr ) o por unidad de volumen ( cm2  /cm3). Esta característica determina la intensidad físico-química de las superficies involucradas. Así, para gravas de 1 cm de diámetro 2 3 efectivo, la superficie expuesta es de 6 cm /cm , para partículas del tamaño de las arenas gruesas 2

3

2 alcanza 3 con 1 mm de diámetro, superficie específica en promedio 60 cmen /cm para arcillasfísicode 1 micra de diámetro, se laeleva a 60,000 cm /cm , siendo el incremento su yreactividad química de estas magnitudes.

2.6

NATURALEZA Y PROPIEDADES DEL SUELO

La capacidad de los suelos para soportar el adecuado crecimiento de las plantas depende de que la relación entre las fases sólida, líquida y gaseosa, haga posible que las plantas usen los nutrientes más eficientemente. Por consiguiente, es necesario comprender los  principios y fundamentos físicos, químicos y biológicos biológicos del suelo que afectan el crecimiento y el desarrollo de las plantas cultivadas. 2.6.1 

FÍSICA DEL SISTEMA SUELO

La naturaleza física del suelo determinada por la distribución del tamaño de partículas, la agregación en unidades secundarias de las partículas individuales, la capacidad de adsorción de humedad, la relación masa/volumen de la matriz del suelo, la consistencia de la matriz a diferentes niveles de humedad, el color y la temperatura; condicionan el manejo agronómico del suelo, el riego, el drenaje, la fertilización y sobre todo sus prácticas conservacionistas.

2.6.2 TEXTURA

DEL SUELO

Durante el tiempo que dura una generación, los activos procesos en la formación del suelo no alteran de forma apreciable el tamaño de las partículas individuales. Así, un suelo arenoso permanece igual y otro arcilloso continua siéndolo. Por esta razón, la proporción de los diferentes grupos de tamaños de partículas, textura, adquiere la máxima importancia y se le considera propiedad fundamental del suelo, determinando en grado apreciable el valor económico del mismo. Se entiende, por lo tanto, como textura del suelo  a las proporciones relativas de las diferentes fracciones minerales con diámetros equivalentes menores de 2.0 mm: arena, limo y arcilla.

Textura del suelo = % Arena + % Limo + % Arcilla  Así, los términos granulometría y textura se utilizan a menudo como sinónimos y expresan los porcentajes de arena, limo y arcilla presentes en el suelo. Se refiere a las partículas del suelo que tienen diámetros menores a 2 mm.

Su importancia radica en que influye directamente en:   Capacidad retentiva de humedad. Facilidad para la circulación del agua y el aire. Facilidad para el laboreo. Capacidad para almacenar nutrientes.

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Orden de magnitud de la superficie específica.   Infiltración, permeabilidad y drenaje del suelo. Erodabilidad del suelo. CLASES TEXTURALES

Como los suelos están formados por porcentajes diferentes de las fracciones minerales: arena, limo y arcilla, para su aplicación práctica deben utilizarse nombres que indiquen en parte sus propiedades físicas, considerándose tres grandes grupos fundamentales. SUELOS ARENOSOS

 Agrupa todos los suelos en los cuales la fracción arena es mayor de 70% en peso. Se les denomina de textura gruesa y se incluye en este grupo dos clases texturales: arenas y arenas francas. SUELOS FRANCOS

Suelos que presentan proporciones equilibradas de arena, limo y arcilla. Se les denomina de textura media. Comprende siete clases texturales: franco arenoso, franco, franco limoso, franco

arcillo limoso, franco arcilloso, franco arcillo arenoso y limoso. SUELOS ARCILLOSOS

Suelos en los que la fracción arcilla es mayor de 40%  en peso. Son suelos de textura fina. Comprende tres clases texturales: arcillo arenoso, arcillo limoso y arcilloso.

Grafico 2.1 Representación porcentual y gráfica de suelos minerales típicos.

100

 

90

85

80

70

65 60

 

60  ARENA LIMO

50

 

 ARCILLA  ARCI LLA 40

P 40

40 35

35

30

30

25 20

20

20

20 10 10

10 5

0 ARENOSO

FRANCO ARENOSO

FRANCO

FRANCO ARCILLOSO

ARCILLOSO

TIPOS DE SUELO

TRIÁNGULO TEXTURAL

El triángulo textural, está dividido en doce áreas correspondientes a las distintas clases de textura según los porcentajes en peso de arcilla, limo y arena que puede tener un suelo. Su uso ayuda a determinar la clase textural de un suelo cuando se plotea los porcentajes de arena, limo y arcilla, determinados en el laboratorio laboratorio mediante el análisis análisis correspondiente (análisis granulométrico).

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Figura 2.7

Triangulo textural para la determinación de los tipos de suelos.

T R IA N G U LO T E X T TU U R A L P A R A L A D E N O M IN A C IO N D E LO S SU ELO S

10 0% 0%

A RC RC I LLA

  0   1

90

  0   2

80

  0   3

70

  )  (    %     A   L   L   I 50  C   R   A  

A RC I LLA

60

  0  4

  0   5

A RC I LLO

 L   I   M   O     %   (    )  

LIM O SO

A RC ILLO

40

  0  6

ARENO SO FRAN C O ARC I LLO

FRAN C O ARC I LLO SO 30

  0   7

LIM O SO

FRAN C O ARC I LLO ARENO SO   0   8

20

FR A N C O 10

FRANC O LI M O SO

FRANC FRANC O ARE ARENO NO SO

ARENA A   R   E   A REN A FRANC FRANC A N   A   1   9   8   0   0   0   0   %  

  0   9

LIM O 7   0  

6   0  

5   0  

4   0  

3   0  

2   0  

1   0  

  %   0   0   1  O   M   I   L

AREN ARE N A (% )

El triángulo textural permite determinar determinar las clases de suelos cuando se interceptan los porcentajes de arena, limo y arcilla. Por ejemplo; la intersección de las líneas punteadas de color verde muestra un suelo de textura arcillosa con 13% de arena, 32% de limo y 55% de arcilla. MODIFICADORES TEXTURALES 

Son fragmentos de roca mayores de 2 mm de diámetro que se encuentran dentro del suelo y que afectan la textura. Estos fragmentos no se consideran a efectos de granulometría.

i) Menos del 15% por volumen No gravoso, no pedregoso, solo se considera la textura de la tierra fin.

ii) 15 al 35% en volumen. Se pone la textura y se le adiciona el modificador   (franco gravoso, franco pedregoso). iii) a el 60% en volumen Se 35 usa término adjetivo. “muy”  “ muy”  (  (franco muy gravoso, franco muy pedregoso).

 

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iv)  Mayor de 60% en volumen.

Si hay suficiente tierra fina para determinar la clase textural (5% o más de volumen) el término adjetivo es la clase dominante de fragmentos, se usa con la palabra extremadamente extremadamente   como un modificador del término textural. Por ejemplo, franco extremadamente gravoso, etc. Cuando existen muy pocas partículas finas (menos del 5% en volumen), los términos gravas, gravas, guijarr guijarros, os, piedras y rocas se co colocan locan en lugar de la clase textural. MÉTODO PRÁCTICO DE RECONOCIMIENTO DE TEXTURA AL TACTO

En términos generales la fracción arena, seca o húmeda produce una sensación áspera cuando se frota entre los dedos. La fracción limo produce una sensación suave al tacto, aunque no es pegajosa. La fracción arcilla es áspera y dura cuando está seca, pegajosa y plástica cuando está húmeda. Tabla 2.3  Reconocimiento de textura del suelo en forma práctica.

Textura

Símbolo

 Arena  Arena franca

 A  A F

Franco arenoso Franco

FA F

Franco limoso  Limoso Franco arcillo arenoso Franco arcilloso

FL L F Ar A F Ar

Franco arcillo limoso  Arcillo arenoso  Arcillo limoso limoso  Arcilloso

F Ar L  Ar A  Ar L  Ar

Características  Al comprimirlo comprimirlo con los dedos se siente áspero.  Áspero, forma bolas que se desmenuzan fácilmente; fácilmente; mancha ligeramente los dedos. Forma bolas poco resistentes; mancha ligeramente los dedos. Forma bolas resistentes; mancha los dedos, pero no forma cinta. Forma bolas que no se rompen y una cinta rizada. Talcoso y jabonoso, pero no pegajoso.  Algo pegajoso y plástico; mancha los los dedos.  Pegajoso, mancha los los dedos; forma bolas bolas resistentes al manipuleo; forma cintas que se rompen fácilmente.  Algo plástico; forma una cinta rizada. rizada.  Pegajoso, plástico plástico y áspero.  Suave y liso. Forma bolas firmes; forma cintas delgadas y firmes.

PEDREGOSIDAD SUPERFICIAL

En nuestro país existen importantes áreas con diversos grados de gravosidad, cascajos o pedregosidad superficial o dentro del suelo. E En n suelos pedregosos, cuando el clima es apropiado y hay un suministro de agua permanente, los cultivos pueden adaptarse, como es el caso del cultivo de manzano en la pampa de Sihuas en Arequipa o el cultivo de vid en Carapongo en Lima; además de los cultivos de cereales en las laderas altoandinas.  Antes de la instalac instalación ión de los culti cultivos vos es frecuente frecuente la realizaci realización ón de la práctic práctica a del desempe desempedrado drado,, la cual en algunos casos consiste simplemente en sacar las piedras y formar montones en diversas partes del campo. En cambio, otras veces se sacan las piedras y se van colocando a nivel, de tal manera que se construyen terrazas de formación lenta con pircas de piedra o cercos, como linderos o protección como defensa ribereña, lo cual sí representan acciones bastante positivas.

CLASES

Nula o leve No existen piedras o son demasiado escasas para interferir con la labranza (las piedras cubren menos del 0.01% del área), la distancia entre las piedras es mayor de 30m. 

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Pedregosidad ligera – clase 1  Suficientes piedras como para interferir la labranza, pero que no hacen impracticable el cultivo ( las  piedrass ocu  piedra ocupan pan 00.01% .01% a 0.1% de la super superficie ficie); distancia de 10 a 30 m entre piedras. Pedregosidad media - clase 2 Suficientes piedras como para hacer impracticable la labranza y cultivos pero se pueden trabajar forrajes y pasturas mejoradas (0.1% a 3% de la superficie está cubierta). La distancia entre piedras está entre 2 y 10 m.

Pedregosidad fuerte - clase 3 Suficientes piedras como para hacer impracticable el empleo de maquinaria muy liviana o instrumentos manuales, 3 a 15% de la superficie está cubierta; la distancia entre piedras está entre 1 y 2 m.

Pedregosidad severa - clase 4 Suficientes piedras como para hacer impracticable el empleo de cualquier maquinaria ( 15 a 90% de la superficie está cubierta), < de 1 m de distancia entre piedras.

Tierras prácticamente prácticamente pavimentadas pavimentadas con piedras que ocupan más del 90% de la superficie. Es una clasificación relativa para el Perú, ya que existen muchas tierras cubiertas por fragmentos gruesos y que tienen cierto nivel de productividad. Por ejemplo en Caraponguillo existen tierras pavimentadas con piedras y produce rentablemente manzanas y uvas; en Caraz , Alpamayo, hay tierras de clase 4 que producen producen cebada, alfalfa; en Majes, alfalfa alfalfa y frutales; en Sihuas Sihuas,, vid y alf alfalfa. alfa. 

2.6.3 

ESTRUCTURA DEL SUELO

La estructura del suelo se refiere al arreglo o disposición de las partículas primarias: arena, limo y arcilla, en agregados de diverso tamaño, forma y estabilidad, denominados partículas secundarias o peds. Un “ped” o gránulo es un agregado natural del suelo. Los agregados en el suelo son a menudo separados por los peds adyacentes por superficies de poca consistencia. La estructura, especialmente en el suelo superficial, puede ser alterada por las labores de cultivo mientras que la textura no cambia por las operaciones usuales de laboreo. La estructura es importante porque influye sobre:

La porosidad total del suelo.  La capacidad retentiva de humedad del suelo. El grado de infiltración, redistribución y percolación del agua en el suelo. La aireación y desarrollo de raíces. La emergencia de las plántulas. La resistencia del suelo a la erosión.

Los sistemas de labranza y cultivo. La estructura modifica positivamente la influencia de la textura respecto a las relaciones de humedad y aireación del suelo, relación masa-volumen, porosidad del sistema, desarrollo radicular de las plantas, disponibilidad del agua y de los nutrientes y actividad microbiana.

La clasificación estructural del suelo se basa principalmente en: TIPO Referido a la forma y arreglo arreglo de los agregados o partículas secundarias. secundarias. Se distinguen los tipos prismática, columnar, bloques, granular, laminar y migajosa.

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Prismática  Cuando los bloques se desarrollan en una dirección ( vertical ) más que en las dos horizontales. Presente en los horizontes arcillosos del sub suelo, a veces horizonte B.

Columnar   Prismas con su cara superior redondeada, únicamente en el sub suelo de suelos degradados por sodio.   Bloques sub  Agregados deangulares forma poliédrica, con superficies superficies no muy planas, de aristas romas y sin formación de vértices. Las caras del agregado se ajustan moderadamente a las de los agregados vecinos. Típicamente en la capa arable de la mayoría de suelos cultivados.

Granular .  Agregados de forma redondeada; es similar a la migajosa. Típica de los horizontes h orizontes A,  ricos en materia orgánica.

Laminar .  Cuando los agregados se desarrollan en dos direcciones ( horizontales) más que en la tercera (vertical ). ). Típica de los horizontes arenosos, o en el sub suelo debido a procesos de compactación por uso excesivo de maquinaria agrícola.

CLASE   Se refiere al tamaño de los agregados, que pueden variar de 1 a 100 mm y en algunos casos más de 100 mm.

GRADO Expresa la intensidad de las fuerzas de atracción de las partículas dentro y entre los agregados. Según la intensidad con que se manifieste el desarrollo de la estructura ( grado de desarrollo), puede ser: fuerte  (agregados duraderos con una separación bien definida cuando el suelo se seca, se separan fácilmente con la mano); moderada (agregados relativamente bien formados y diferenciados, de duración media);  débil   (agregados poco diferenciados que sólo se distinguen cuando el suelo está húmedo; difíciles de ser separados con la mano) y sin estructura o estructura o nula nula (  (los agregados no se distinguen, propio de los suelos arenosos o suelos masivos, es decir de suelos sin líneas de fractura definidas). EL ESTADO ESTRUCTURAL

Se habla de estructura como una propiedad y es más bien un estado, ya que cuando el suelo está seco, se agrieta y se manifiesta la estructura, pero si está húmedo, el suelo se vuelve masivo, sin grietas y la estructura no se manifiesta. En los  peds estructurales hay un material inerte, arenas, que se unen por la materia orgánica coloidal y las arcillas y otros agentes cementantes. Si las arcillas están dispersas, el suelo carece de estructura, si están floculadas, forman estructura. Los agregados formados son extremadamente sensibles a los factores externos que generalmente destruyen el estado estructural de los suelos. Así, el laboreo excesivo del suelo, mal manejo del agua de riego, calidad del agua, alcalinidad, monocultivo, carencia o bajo nivel de materia orgánica del suelo, baja actividad microbiana, disminución de partículas finas-coloidales por los procesos erosivos, son las causas del deterioro de las propiedades físicas del suelo debido a la pérdida de la estabilidad estructural, influyendo directamente en el crecimiento de las plantas cultivadas. El estado estructural de suelo es determinante d eterminante en la fertilidad o capacidad de proveer nutrientes del suelo. Las plantas cultivadas requieren nutrientes, agua y aire para su crecimiento, en cantidades

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adecuadas, lo cual depende en gran parte de la estructura del suelo al determinar condiciones físicas favorables para el crecimiento vegetal. Figura 2.8 Clases de estructura de los suelos y su relación con la velocidad de infiltración

GRANO SU ELT O

GRANU LAR

INFILTRACION RAPIDA  

BLO QU E S

P R IS M A T IC A

INFILTRACION MODERADA

LAMINAR

M A S IV A

INFILTRACION LENTA

Fuente: Irrigation on western farms, U.S.D.A. – Agriculture Information Bulletin N° 199, 1959. 

La Materia Orgánica mejora la estructura del suelo manteniendo las partículas minerales unidas y estabilizando los agregados del suelo; por lo tanto, reduce los riesgos de erosión. Se ha obse observad rvado o que existe una relación directa entre el contenido de carbono orgánico del suelo, C-org , y la estabilidad de los agregados; así, a mayores valores de C-org   total, corresponde una mayor estabilidad de los agregados del suelo.  Los sistemas de manejo de los suelos, también, tienen importancia en el mejoramiento de la estabilidad de los agregados. Así, con pasturas permanent permanentes es se consigue un alto y constante índic índice e de estabilidad de agregados; lo cual, disminuye, considerablemente, cuando se transforma a tierras arables. Los mínimos val valores ores de índice de estabilidad se presentan en tierras tierras de uso iintensivo. ntensivo. Por lo tanto, si se desea mejorar el índice de estabilidad de agregados del suelo, se recomienda incorporar pasturas. En cuanto el suelo tenga una mayor estabilidad de agregados, presentará una mayor resistencia a la erosión.

2.6.4 

DENSIDAD DEL SUELO

Dos términos que resultan de la relación masa-volumen son importantes de definir. La densidad de partículas o densidad real, que comprende al volumen de partículas únicamente, y cuyo valor depende de la mineralogía del suelo; y la la densidad en volumen o densidad aparente, que es la relación entre la masa del suelo a humedad cero, y el volumen que ocupa el suelo incluyendo el espacio poroso. 76

 

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La densidad real  es   es el peso de la unidad de volumen del suelo, sin sus poros o espacios vacíos. Puede ser determinada por el método del picnómetro. La densidad real para los diferentes suelos 3 3 varía entre 2,6 y 2,7 g/cm . En la mayoría de los casos se toma como promedio 2,65 g/cm . Se determina por la relación de la masa de sólidos respecto del volumen que ocupan ( Ms / Vs). La densidad aparente considera el contenido total de porosidad en un suelo ( volumen de poros). Es importante para el manejo de los suelos ( refleja la compactación y facilidad de circulación de agua y aire ). Se determina por la relación de la masa de sólidos (Ms) respecto del volumen total del suelo (Vt ), ), con una ordenación estructural natural (Ms / Vt ). ). La densidad aparente varía con el contenido de espacios porosos, si disminuye la porosidad del sistema suelo la densidad aumenta, por lo que sus valores están relacionados directamente con la textura pero son modificados significativamente por la estructura del suelo. En los suelos cultivados 3 3 varia desde menos de 1.0 g/cm   hasta 1.9 g/cm , caracterizando los valores bajos a suelos de textura fina, porosos y con altos contenidos de materia orgánica. En cambio, valores elevados de densidad reflejan baja porosidad, compactación del suelo, textura gruesa y ausencia de un estado estructural definido. La compactación por el laboreo disminuye el volumen de poros, incrementando el peso por unidad de volumen. La disminución de materia orgánica en un suelo suele incrementar la   densidad aparente del suelo, esto se debe a que la materia orgánica se halla asociada directamente con la formación de agregados, por lo que su disminución en el suelo determina la destrucción del estado estructural. El conocimiento de la densidad real y densidad aparente del suelo es fundamental para los cálculos de laen velocidad de sedimentación de partículas, endel la determinación del porcentaje de poros del suelo, la determinación del volumen de aireación suelo y para estimar el peso de la capa arable, importante en las prácticas de fertilización, entre otras. 2.6.5 POROSIDAD,

ESPACIO POROSO Y AIREACIÓN DEL SUELO

Los suelos son sistemas porosos; los espacios vacíos que resultan al entrar en contacto  partículas individuales y agregados constituyen el espacio poroso de los suelos . La  porosidad   es la cantidad de poros por unidad de volumen del suelo. La porosidad (  ) es el volumen de los espacios vacíos llenos de agua o aire ( expresado en porcentaje del volumen total del suelo). Es una variable muy importante porque define el comportamiento del suelo frente a las fases líquida y gaseosa, y por tanto, es vital para la actividad biológica que pueda soportar. En la mayoría de los suelos minerales la porosidad varía entre 0,35 y 0,55. En suelos con alto contenido de materia orgánica puede superar el 0,85. Algunos valores, según la clase textural, se pueden apreciar en la Tabla 2.4, aunque estos valores hay que tomarlos con precaución ya que el volumen de poros también depende de la estructura del suelo. textura.. Tabla 2. 4 Valores de densidad aparente y porosidad según su textura

Textura

Densidad aparente (g/cm3 )

Porosidad (%)

 Arenoso

1,80 – 1,75

32 – 34

Franco arenoso

1,65 – 1,60

37 – 40

Franco

1,55 – 1,50

41– 43

Franco arcilloso

1,45 – 1,35

45 – 49

 Arcilloso

1,30 – 1,15

51 – 57

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La porosidad del suelo condiciona el desarrollo de los sistemas radiculares, donde la dimensión de los poros es más importante que la porosidad total. Existen poros de dimensiones capilares, dond donde e microporos), siendo mayor la posibilidad de adherencia que la de movimiento, el agua no circula ( microporos además de alta resistencia a la penetración radicular; y poros no capilares ( macroporos), que facilitan el drenaje la aireación y el crecimiento de los si sistemas stemas radiculares. En los suelos agrícolas, los espacios entre partículas o poros se encuentran ocupados por agua y aire, siendo sus proporciones determinantes para el crecimiento vegetal, ya que el suministro de aire y agua del suelo está íntimamente relacionado con el tamaño de los espacios porosos. Cuando el volumen del espacio aéreo ( macroporos) disminuye del 12% del volumen total del suelo, las raíces de las plantas sufren seriamente por carencia de oxígeno.

%  ESPACIO AEREO

=

100 (1 - Da / Dr)

-   % HUMEDAD VOLUMEN

Da: densidad en volumen o aparente aparente del suelo / Dr: densidad de partículas o real del suelo. suelo.

El espacio poroso total  (  (100 - % de volumen de sólidos) no es una medida adecuada de la capacidad de aireación de un suelo. Un suelo puede tener una elevada porosidad y ser pobremente aireado, como en los suelos de textura fina. Un suelo bien aireado debe tener suficiente espacio de vacíos, estando presente el agua y poseer gran capacidad para el movimiento de los gases en estos espacios. Así, cuando la humedad contenida en el suelo es excesiva y cuando el intercambio gaseoso con la atmósfera no es suficientemente rápido, condiciones que se presentan en suelos arcillosos, pesados, no estructurados, masivos o compactados, el proceso respiratorio de los sistemas radiculares está seriamente restringi restringido do y, por lo tanto, el crecimiento crecimiento y desarrollo de la planta será limitado. La composición del aire del suelo está determinada por la respiración de las raíces y microorganismos, oxidación de los residuos orgánicos y la nitrificación. Asimismo, por la solubilidad del C02  y del O2  en el agua y por la rapidez del intercambio suelo-atmósfera. La cantidad del nitrógeno gaseoso (N 2 2 ) es similar en la atmósfera y en el suelo ( 79.2%),  también es similar la cantidad de oxígeno ( 0 2 2 )).. Sin embargo, las concentraciones de anhídrido carbónico (C0 22  ) difieren significativamente en ambos ambientes. En la atmósfera es en promedio 0.03% y  en el suelo es 0.25%, aproximadamente 8 veces mayor, siendo fundamental el intercambio gaseoso sueloatmósfera, el cual ocurre principalmente por flujo de masas, al entrar agua al suelo y desplazar el aire y por desecación del suelo, permitir el reingreso del aire, de ahí la importancia de un sistema suelo poroso, estructurado, no compactado, de textura media y de buen drenaje.

2.6.6

PERMEABILIDAD DEL SUELO

La permeabilidad del suelo es la facilidad que éste ofrece al movimiento del agua y el aire; se expresa en términos de la velocidad de flujo del agua a través del suelo en un tiempo dado. La clase textural y características físicas adicionales determinan el grado de permeabilidad de un suelo, a cual se presenta desde condiciones de impermeabilidad,  ( permeabilidad muy lenta ), (< 0.125 cm/h), que caracteriza a substratos masivos, suelos arcillosos, capas duras y suelos compactados, hasta permeabilidad muy rápida  (>25.0 cm/h), que caracteriza a suelos arenosos, pasando por permeabilidad lenta lenta   (0.125 - 0.50 cm/h), moderada (0.50 - 5.0 cm/h )  )   y rápida  (5.0 - 25.0 cm/h).

2.6.7

CONSISTENCIA DEL SUELO

La consistencia del suelo comprende las manifestaciones de las fuerzas de adhesión y cohesión que obran dentro del suelo a diferentes niveles de humedad y describe la respuesta del suelo a fuerzas externas aplicadas tendientes a deformarlo.

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Estas fuerzas pueden causar flujo, fractura y comprensión de comprensión de la masa del suelo, dependiendo de la deformación de la masa del suelo y del contenido de humedad. Según el contenido de agua en el suelo, la consistencia se expresa en los términos siguientes: •

  Dureza. Es la resistencia que opone el suelo seco a romperse o fragmentarse cuando se frota.

Firmeza. Es la resistencia que opone el suelo húmedo a disgregarse por efecto del frotamiento. Plasticidad . Es la capacidad que tiene un suelo saturado de agua para adquirir y mantener una

•

 

•

forma determinada cuando se comprime.   Pegajosidad . Es la capacidad de un suelo saturado de agua para adherirse a otros cuerpos u objetos. Figura 2.9 Calificación de la consistencia de acuerdo acuerdo al estado de humedad del suelo.

 .   SUELTO   .   . DURO

 . FRIABLE . FIRME

 SUELO SECO

 SUELO HUMEDO

. ADHESIVO . PEGAJOSO   SUELO SATURADO

Incremento del contenido de humedad La consistencia de un suelo, expresado en sus distintos términos, está relacionada con su contenido de arcilla. A medida que aumenta la proporción de arcilla se incrementa su dureza, firmeza, plasticidad y pegajosidad. pegajosidad. Estos estados de consistenci consistencia a tienen importancia fundamental fundamental en las operaciones de labranza, para acondicionar el suelo, éste debe estar friable o fácil de trabajar; además, son de gran importancia para predecir procesos de remoción en masa en suelos arcillosos, los cuales cuando se saturan completamente de agua pueden comenzar a moverse como una masa viscosa en tierras de ladera.

2.6.8 

TEMPERATURA DEL SUELO 

La temperatura del suelo es una condición o un estado físico del suelo y del aire del suelo, que depende de la transmisión de la energía solar radiante dentro del suelo y a través del mismo. Muchos factores afectan la distribución de la radiación solar, entre ellos: la latitud, que determina el período de insolación y el ángulo de incidencia sobre la superficie terrestre; la altitud   que determina menores temperaturas del aire a mayores altitudes; la exposición de la superficie  que depende del relieve; la cubierta vegetal , que modifica las relaciones térmicas del suelo, por los procesos de evaporación y transpiración; y la presencia de agua libre en forma de lagos, lagunas y pantanos, debido a la elevada capacidad de absorción de calor del agua.  Así, del total de radiación solar, menos del 50% llega a la superficie del suelo como radiación de onda corta, el resto es reflejado por las nubes, absorbida por la atmósfera, radiada al espacio exterior. El suelo no absorbe en su totalidad la energía radiante que llega a su superficie, conocida como radiación global, parte es radiada y parte reflejada. De la energía solar que absorbe el suelo o radiación neta, parte es utilizada en la evapotranspiración (calor latente de vaporización, aproximadamente 55% del total ) y parte calienta el suelo y el aire del suelo ( calor sensible, aproximadamente 12% del total). PROPIEDADES TÉRMICAS DEL SUELO

Siendo el suelo un sistema poroso, compuesto de tres fases: sólida, líquida y gaseosa, la conductividad térmica o capacidad de conducir calor, dependerá de las relaciones volumétricas

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de estos componentes, del tamaño y ordenación de las partículas sólidas, del contenido de materia orgánica y de la actividad biológica. La conductividad térmica será mayor en suelos de textura gruesa por su disminuida porosidad, y en suelos húmedos, ya que el agua mejora los contactos térmicos en suelos compactados. Así, el balance térmico del suelo es la diferencia de las ganancias y pérdidas de la cantidad de energía radiante recibida. El cambio es mayor en el día que en la noche; los cambios son diarios y estaciónales y varían según la profundidad del suelo. Sin embargo, cada suelo tiene una temperatura media que lo caracteriza y que define su régimen de temperatura, propiedad del suelo que se usa en la taxonomía de los suelos, y es un requerimiento específico en la planificación agrícola. Desde el punto de vista del crecimiento de las plantas, la temperatura del suelo que permite el normal crecimiento de las plantas se encuentra entre 15 y 30°C, con un óptimo de 24°C. Entre 0°C y 5°C, no hay actividad biótica, no es posible la germinación de las semillas ni el crecimiento radicular. De 5 a 15°C, el crecimiento radicular se encuentra limitado y la absorción de agua y nutrientes es reducido. Finalmente, por encima de 30°C, el gasto de energía metabólica, por el proceso respiratorio, impide el normal crecimiento y balance hormonal de las plantas.

2.6.9

COLOR DEL SUELO

Propiedad física resultado del tipo y contenido de compuestos presentes en el suelo. El material inorgánico y orgánico tiene el mayor impacto en el color delnaturaleza suelo, siendo la materiacoloidal orgánica uno de los principales componentes, dependiendo de la y su estado de descomposición. Los colores oscuros  casi siempre se deben a la riqueza de Humus en el suelo, colores rojos  están generalmente relacionados con óxido de hierro deshidratado ( hematita) e indican periodos largos de meteorización, buen drenaje y aireación óptima en el suelo. El color amarillo,  en cambio, se debe a la presencia de óxido de hierro hidratado ( limonita). Los colores claros y grises  son originados por varios constituyentes principalmente cuarzo, caolinita, carbonatos de calcio y magnesio, yeso y varias sales como cloruros y sulfatos de sodio. Los colores verde-azulados  indican procesos intensos de gleización, donde el hierro se encuentra en su forma reducida.  Asimismo, el color del suelo cambia con el contenido de humedad. Los suelos húmedos se muestran más oscuros que cuando están secos. La determinación del color del suelo se realiza con la tabla de colores Munsell , la cual permite evidenciar tres componentes básicos del color:

Matiz , relacionado con la longitud de onda de la luz dominante.  Valor, que se refiere a la relativa claridad del color y es una función de la cantidad de luz que transita del negro al blanco. Croma, o relativa pureza de la luz que está en relación con la longitud de onda dominante y se incrementa desde neutro a gris o blanco. 2.6.10 

PROFUNDIDAD EFECTIVA DEL SUELO

La profundidad efectiva del suelo es la distancia hasta donde las raíces pueden llegar fácilmente, en busca de agua o nutrientes, sin obstáculos físicos ni químicos de ninguna naturaleza. La profundidad de enraizamiento es característica hereditaria de la especie vegetal pero está fuertemente influenciada por las características del perfil. Para su clasificación se usan los siguientes rangos:  •

Muy profundo

> 150 cm

80

 

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• •

Profundo Mod. Profundo Superficial Muy superficial

90 – 150 cm 50 – 90 cm 25 – 50 cm < 25 cm.

Suelos superficiales son aquellos poco profundos que tienen rocas, grava u otros materiales que limitan el enraizamiento, así como la retención de agua y nutrientes. Los suelos superficiales pueden tener serios problemas de erosión y movimiento de agua por escurrimiento lateral. Los suelos profundos son aquellos que no tienen limitaciones para el crecimiento de las plantas o cultivos con relación al crecimiento de las raíces.

2.7

EL AGUA DEL SUELO 

Los

poros del suelo  espacios entre partículas  forman una red de cavidades conectadas de formas y tamaños tamaños muy variados. Cuando el agua se incorpora al suelo se distribuye alrededor de las partículas, en donde es retenida por fuerzas de adhesión y de cohesión. Cuando todos los poros, grandes y pequeños, están completamente llenos se dice que el suelo está saturado. La evaporación del agua desde la superficie y la absorción de humedad  por las plantas en crecimiento, reduce el contenido de agua del suelo, hasta el punto en que el agua ya no se mueve debido a las fuerzas fuerzas capilares. El El agua restante se adhiere tan fuertemente a las partículas primarias que las plantas no pueden aprovecharla y en consecuencia se marchitan. Si no hay un nuevo aporte de agua al suelo, las plantas mueren. El movimiento del agua del suelo es muy complejo debido a las diferentes direcciones y estados en que el agua se mueve y a las fuerzas que causan dicho movimiento. Por efecto de la gravedad, el agua se mueve a niveles inferiores. Los campos de fuerza producidos por la atracción de la superficie de las partículas hacen que el agua se mueva en varias direcciones. El peso del agua y el peso adicional de las partículas sólidas incrementan la capacidad de movimiento del agua; finalmente, los iones disueltos en el agua ejercen fuerzas de atracción sobre el disolvente.

ESTADO ENERGÉTICO DEL AGUA DEL SUELO

2.7.1

El movimiento del agua en el suelo, del suelo al interior de las plantas y de las plantas hacia la atmósfera, ocurre por diferencias en la energía del agua del suelo. El agua se mueve de zonas de mayor energía (mayor energía potencial ) a las de menor energía. Por esta razón se hace necesario considerar las fuerzas que determinan el estado físico o el contenido de energía del agua para comprender su comportamiento en el sistema integrado suelo - planta - atmósfera. Mientras mayor sea la presión del agua, mayor será la tendencia de ésta a moverse y efectuar trabajo, y mayor el contenido de energía del agua. Así, el agua en un suelo no saturado tiene una presión negativa o está bajo tensión. La presión del agua en un suelo no saturado disminuye conforme aumenta la distancia por encima del nivel freático freático o tabla de agua. El agua en un suelo no saturado, comparado con un suelo saturado, tiene una presión más baja y por lo tanto un nivel energético menor.

 Así, desde el punto de vista del crecimiento de las plantas, el estado energético del agua del suelo, es la característica física más importante del suelo. El agua del suelo, suelo, como otros cuerpos en la naturaleza puede contener energía en diferentes formas y cantidades. La física clásica reconoce dos formas principales de energía: cinética y potencial. La energía cinética, esta contenida en la materia en virtud de su movimiento ( Ec = 2 

el movimiento del agua en el es relativamente lento, ensecondiciones 1/2mV  ); dado normales, su que energía cinética, proporcional al suelo cuadrado de su velocidad, considera generalmente sin importancia.

81

 

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 Así, gran número de procesos en los que participa el agua del suelo y de las plantas se tratan considerando sólo su energía potencial y las variaciones de ésta. Esta forma de energía ( Ep = Fxd, W = Fx d, Ep = W ), ), contenida en un cuerpo en virtud de su posición en un campo de fuerza ( trabajo  producido o gastado por el cuerpo según se acerque o aleje del campo de fuerza), es de importancia fundamental. Este concepto reemplaza las categorías arbitrarias que clasificaban las formas de agua en el suelo como agua gravitacional, capilar e higroscópica, lo real es que toda agua del suelo está afectada por el campo gravitacional. Por otra parte, las leyes de la capilaridad no dejan de tener validez para un amplio rango de humedad del suelo y tamaño de poros, de tal forma que también toda agua será capilar. Figura 2.10 Clasificación del agua del suelo. SOLUCION  INTERNA 

SOLUCION  EXTERNA  AIRE DEL SUELO 

 

PARTICULA  COLOIDAL 

+-

AGUA FISICAMENTE LIGADA {INTERFACE  COLOIDAL] 

AGUA  LIBRE  INMOVIL

RANGO DE HUMEDAD DISPONIBLE 

10 OOO

∅ 

AGUA LIBRE  GRAVITACIONAL  AGUA LIBRE CAPILAR 

AGUA  QUIMICAMENTE  LIGADA  { RETICULO RETICULO  1  CRISTALINO  DE LAS  ARCILLAS] 

O2 , CO2 

HUMEDAD APROVECHABLE 

 

+-

 poro 

O.OOI

15

U 

O.2

0 3 Atm

U

6.0

U 

Sin embargo, ¿en ¿en qué difiere el agua en dos puntos del suelo, de la planta o de la atmósfera ? No difiere en forma sino en energía potencial. El agua en el suelo está continuamente bajo la influencia de una o más fuerzas que determinan su nivel de energía.    Al moverse el agua por los poros del suelo interacciona con las partículas sólidas (matriz del suelo) y con los iones en disolución, quedando sometida a un conjunto de fuerzas. Además, el agua está sometida a laen acción de la gravedad otras acciones presión hidrostática y presión de los gases disolución. Cada unayde estas estas fuerzasexternas da lugarcomo a un potencial parci parcial al quedando el

 potencial del agua definido por la expresión: 82

 

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t  

= -  m  + -  o  +  p  +  z  

Donde t   es el potencial total, definido en base a los potenciales parciales: mátrico (   m ), osmótico  ). (   o ), de presión (    p ) y el potencial gravitacional (   z  Los potenciales negativos; mátrico mátrico   (películas monomoleculares de  agua adsorbida a las superficies de las  partículas del suelo ) y osmótico ( moléculas moléculas de  agua adsorbida a los iones de la solución suelo ) disminuyen la disponibilidad del agua para las plantas, al disminuir su capacidad de movimiento o de producir trabajo. Ambos son los potenciales característicos de los suelos no saturados. El potencial del agua en el suelo se puede expresar como como energía libre, energía que puede transformarse en trabajo y se puede medir en unidades de presión: pascal ( Pa ), kilopascal (kP   ), 2  atmósfera ( atm atm ), kg/cm  o metros de columna de agua ( mca mca ). En la práctica práctica se considera:

1 atmósfera = 1 kg/cm2 = 1 bar = 10 mca = 100,000 Pa = 100 kPa El  potencial de referencia vale  cero, que corresponde al agua pura  (sin solutos), libre  (no está sometida a fuerzas mátricas u otras fuerzas exteriores, excepto la gravedad ) y, a la presión atmosférica.

2.7.2 

DISPONIBILIDAD DE AGUA PARA LAS PLANTAS

La disponibilidad de agua para las plantas no depende de la cantidad de agua en el suelo, sino de su nivel o estado energético. En condiciones de suelos no saturados, los potenciales de presión y gravitacional no influyen sobre el  el  estado del agua edáfica. En cambio, en condiciones de suelos no saturados (suelos agrícolas) intensas fuerzas de superfi superficie cie (fuerzas mátricas) y la presencia de sustancias osmóticas, disminuyen el nivel energético del agua del suelo y, por lo tanto, disminuyen su disponibilidad para las plantas. Cuanto más intensas sean estas fuerzas suelos de textura fina y alta concentración salina   suelos mayor será el gasto de energía metabólica que la planta deberá desarrollar para acceder al agua y, por lo tanto, menor la capacidad de crecimiento y producción de los cultivos, siendo los potenciales más importantes en la relación suelo - agua - planta, el potencial mátrico y el potencial osmótico. La suma algebraica de ambos potenciales negativos determina la disponibilidad de agua para las plantas:   

t  

=

-  m 

  

+

-  o

 Así, se han definido seis categorías del agua del suelo, en términos de su estado energético, respecto a la capacidad de producción de los cultivos:  cultivos:  

Categoría O :

t   =

> - 0.3 bar ;  producción nula, fisiológicamente el crecimiento no es posible por

carencia de oxígeno.

Categoría I :

t  = - 0.3 a -1.0 bar ;  producción máxima, el requerimiento de oxígeno por las plantas no está restringido a pesar del elevado nivel de humedad en el suelo. Categoría II :  t   =  -1.0 a - 2.0 bar ;  producción variable. El crecimiento y el rendimiento dependen de las relaciones de humedad entre este rango, con otros factores del crecimiento. crecimiento.  Categoría III : t   =  -2.0 a -5.0 bar ;  producción reducida. Fisiológicamente el cultivo progresa bajo condiciones de stress hídrico de intensidad media. Categoría IV: t   =  -5.0 a -15.0 bar ;  producción no comercial, el cultivo se encuentra bajo condiciones de stress severo y muestra alteraciones morfológicas. Categoría V: t   =  < -15.0 bar ; sin crecimiento, la desorganización del protoplasma celular es irreversible, el cultivo no es viable.

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2.8

PROPIEDADES FÍSICO-QUÍMI FÍSICO-QUÍMICAS CAS DEL SUELO 

2.8.1 NATURALEZA

QUIMICO - COLOIDAL DEL SUELO

 Algunos cuerpos o partículas no se dispersan en moléculas sino en agregados moleculares q que ue son partículas relativamente grandes, pero suficientemente pequeñas para quedar en suspensión en el seno de un líquido en forma más o menos estable; a este tipo de dispersión se le denomina coloide. este sistema se distinguen dos continúo fases: la en fase finalmente dividida Los y dispersada y la faseEn dispersante, medio más o menos el dispersa, q ue se realiza que la dispersión. sistemas coloidales son por lo tanto sistemas bifásicos, pero a su vez homogéneos. El diámetro equivalente de estas partículas se encuentra entre 0.001u  (10°A)   (10°A) a 0.1u   (1000°A), razón razón por lla a cual exhiben 2  superficies específicas del orden de 60 a 6000 m  por gramo o centímetro cúbico de masa. En la interfase sólido-líquido desempeñan papel muy importante las propiedades de superficie debido a los efectos de la doble capa eléctrica difusa , que determina la reactividad físico-química del sistema como un todo. Por otra parte, además del tamaño de partícula, una característica importante de la fase coloidal del suelo es la presencia de cargas eléctricas negativas superficiales ( cargas no compensadas de átomos de oxígeno estructurales). Esta capa interna negativa o primera capa y la capa externa positiva o segunda capa, presentes por adsorción catiónica, además de iones no adsorbidos dentro del campo eléctrico de las partículas colo coloidales, idales, conforman el sistema de la la doble capa eléctrica difusa. Se trata en sí de un sistema en el que se distribuyen cationes y aniones en la proximidad de una superficie cargada que está en contacto con un medio polar, el agua, y por consiguiente de la magnitud de los potenciales eléctricos que aparecen en esta región. En un medio acuoso como es la solución del suelo (agua + iones), la intensidad de retención de cationes disminuye con la distancia entre las cargas superficiales negativas de la partícula coloidal. Por tanto, el potencial eléctrico disminuye al aumentar la distancia desde la superficie hasta hacerse nulo, lo que establece dos zonas de atracciones definidas: la solución interna o solución de la micela coloidal y la solución externa o solución suelo, con cationes tan distantes que no están bajo la acción de la fuerza de atracción del coloide. Entre ambas soluciones existe un equilibrio o proporcionalidad ya que todo aumento o disminución, en una de las partes, conduce a un efecto similar en la otra. Básicamente el espesor de la capa eléctrica difusa depende de la concentración de electrolitos y de la valencia de los cationes presentes, concentraciones elevadas de electrolitos ( disminuye la tendencia de los solución externa) la presencia de alta (mayor fuerza de cationes atracciónaydifundirse retención en de la la superficie coloidal ynegativa ), llevandea cationes una reducción delvalencia espesor  

de la capa difusa. Bajo estas estas condiciones, dos partícul partículas as coloidales en suspensión acuosa pueden interaccionar sus dobles capas difusas dando lugar a fenómenos de atracción y repulsión coloidal. Cuando predominan las fuerzas de repulsión se produce el fenómeno electrocinético de la dispersión coloidal , característica de los suelos alcalinos, afectados por sodio. En cambio, si característica predominan las fuerzas de atracción se produce el fenómeno de floculación coloidal ( característica de los suelos saturados con cationes divalentes: calcio y magnesio ),  requisito fundamental para la agregación mecánica de las partículas y por por tanto, para la formación del estado estado estructural de los suelos. 2.8.2 FENÓMENOS

FÍSICO - QUÍMICOS  Arcilla-Humus

Una de laspara propiedades fase coloidal deladsorbida suelo (  es un indicador  ) es su habilidad adsorber más aguaimportantes y cationes. de La la cantidad de agua directo de la actividad superficial del coloide. 84

 

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Las moléculas de agua adsorbidas se encuentran orientadas en arreglos ordenados por enlaces hidrógeno, que se generan entre las moléculas de agua y los átomos de oxígeno de la superficie del coloide y además por la hidratación de los cationes intercambiables. Estos enlaces son de tal magnitud que conducen a la formación de agua estructurada en la doble capa difusa, que se caracteriza por su mayor organización y, por lo tanto, con menor energía potencial y mayor viscosidad que el agua de la solución externa o solución suelo.  Asimismo, cationes que se encuentran dentro del campo eléctrico de la partícula coloidal son adsorbidos superficialmente. La cantidad de cationes adsorbidos será mayor, cuanto mayor sea la superficie de adsorción y mayor la cantidad de cargas electrostáticas del coloide. Por otro lado, la energía de adsorción de cationes depende de la valencia del catión, a mayor valencia mayor energía de adsorción. Depende del tamaño del ión y del grado de hidratación. A igual valencia del ión, menor será la energía de adsorción, cuanto mayor sea el radio iónico y mayor el grado de hidratación de los iones involucrados  Así, los fenómenos físico-químicos de floculación y dispersión, de hinchamiento y contracción de adsorción y desorción iónica, a nivel de la fase coloidal del suelo, determinan condiciones físicas y químicas de los suelos extremadamente variables con relación al crecimiento de las plantas.

2.8.3

CAPACIDAD DE INTERCAMBIO CATIÓNICO (CIC)

El intercambio catiónico es la propiedad físico-química más importante del suelo y tiene influencia sobre una gran cantidad de sus características. Los cationes cambiables influyen sobre la estructura del suelo, el régimen hídrico y gaseoso, la actividad biológica, la reacción del suelo y sobre los procesos genéticos del suelo. Se entiende por intercambio catiónico  a los procesos reversibles por los cuales las partículas coloidales adsorben cationes de la fase acuosa y desadsorben, al mismo tiempo, cantidades equivalentes de otros cationes y establecen el equilibrio entre ambas fases.

El intercambio de cationes se realiza bajo los siguientes principios: El cambio es reversible, excepto si existe fijación o precipitación de cationes provocada por otros compuestos. Es equivalente estequiométrico, es decir se realiza equivalente por equivalente químico, de manera que el sistema se mantenga equilibrado o balanceado. En general sigue la acción de masas, la extensión de esta reacción dependerá de la valencia de los iones, de la naturaleza de loseliones involucrados; y grado de hidratación y por reacciones de precipitación. Finalmente equilibrio dinámico tamaño se establece rápidamente. Los principales cationes intercambiables de los suelos son: Aluminio ( Al ), ), Hidrógeno (H ), ), Calcio (Ca), Magnesio (Mg   ),   ),  Potasio (K ) y Sodio ( Na). Así, la capacidad de intercambio catiónico de los suelos (CIC ) se define como la suma de los cationes intercambiables adsorbidos, expresados en -1 miliequivalentes por 100 gramos de suelo (c.mol (+) kg  ), es decir la CIC  es   es una expresión del número de sitios de adsorción de cationes por unidad de peso del suelo y puede expresarse de la siguiente manera:

CIC

= Ca++  + Mg ++  + K +  + Na+ 

+ 

H +  + Al +++  . . . (meq/100g) ACIDEZ CAMBIABLE  

BASES CAMBIABLES

Un equivalente químico  es la relación del peso atómico de un elemento sobre su valencia, expresado en gramos, o también es aquella cantidad químicamente igual a un gramo de hidrógeno. El número de átomos de hidrógeno en un equivalente es igual al número de Avogadro ( 6.02 x 10 23 ).

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Un miliequivalente es igual a 0.001 gramos de hidrógeno. Si un suelo tiene un miliequivalente de 23 CIC por 100 gramos de suelo, poseerá 6.02 x 10 sitios de absorción cargados negativamente. CIC por Figura 2 .11 Fase coloidal del suelo.

F A S E C O L O ID A L D E L S U E L O   FASE DISPERSA 

ARCILLA 

FASE DISPERSANTE 

H U M U S 

AGUA DEL SUELO 

E L E V A D A S U P E R F I C I E E S P E C I F IC IC A   C A R G A E L E C T R IC IC A N E G A T I V A  

C O L O ID E S

DEL SUELO  

INORGANICO 

•

 

ORGANICO 

Si , Al , Fe , O , O H   ESTABLE  CRISTALINO  CIC MEDIA 

•

 

C , H , O , N , S  INESTABLE   AMORFO  CIC ALTA 

HUMUS 

ARCILLA   COLOIDE ARCILLO HUMICO   F I S IC IC O - Q U I M I C A D E L S U E L O  

La capacidad de cambio de cationes de la fase coloidal del suelo, arcilla y humus, varía según la clase de coloide y del tipo dentro de cada clase:

Humus: 100-300 meq/100 gramos de este coloide. Para las arcillas silicatadas: vermiculita de 100-150, montmorillonita de 80-100, clorita de 20- 40, ilita de 10- 40 y caolinita de 5-15 meq/100 gramos de cada arcilla. Finalmente para óxidos de hierro y aluminio de 10-25 meq/l00 g. La reactividad físico-química de los suelos depende de su fase sólida coloidal; la CIC   de las fracciones arena y limo no es incluida debido a que proporcionalmente comparada con la fracción arcilla y la fracción fracción humus, es insignificante. insignificante. En general, la CIC  de   de los suelos varía desde menos de 5 meq/100g, común en arenas sin materia orgánica, hasta 40 ó más en suelos de textura fina

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con cantidades significativas de materia orgánica. Cuanto mayor sea la capacidad de cambio catiónico de los suelos, mayor será su fertilidad potencial, la cual se relaciona directamente con la cantidad total de nutrientes asimilables y por lo tanto con el crecimiento de las plantas. Tabla 2.5

Capacidad de intercambio catiónico de suelos minerales típicos. típicos.  

CIC (meq / 100 g.) 

TIPO DE SUELO

1 - 5 5 - 10 5 - 15   15 - 30 > 20

 ARENOSO FRANCO ARENOSO FRANCO FRANCO ARCILLOSO  ARCILLOSO

Sin embargo, para que los suelos muestren una alta fertilidad actual o efectiva, es necesario que el porcentaje de bases cambiables: calcio, magnesio, potasio y sodio sea elevado, el nivel crítico es el 50% de saturación de bases; suelos con valores inferiores tienen normalmente una inherente fertilidad baja. En los suelos calcáreos, de las regiones áridas y semiáridas, el catión calcio representa la mayor proporción de cationes adsorbidos, seguido de hidrógeno, magnesio, potasio, sodio y amonio. En los suelos minerales ácidos predomina el catión aluminio, seguido de hidrógeno, hierro, manganeso y cobre. En los suelos orgánicos ácidos predomina el hidrógeno, manganeso y zinc. En los suelos alcalinos tiene gran importancia el sodio intercambiable, responsable de la degradación de la estructura de los suelos. La aplicación de sales fertilizantes a los suelos o los procesos de mineralización de los residuos orgánicos, incrementa la concentración de un determinado catión en la solución suelo, alterando el equilibrio entre la fase sólida reactiva y la solución externa. Para restablecerlo es necesario el pase de cationes desde la solución suelo hacia la solución interna o coloidal.  Asimismo, cuando disminuye disminuye la concentración de un determinado catión catión en la solución externa, por absorción de las plantas o por perdida por lixiviación, queda alterado el equilibrio del complejo coloidal-solución externa, para restablecerlo es necesario que parte de los cationes adsorbidos pasen del complejo a la solución. Estos procesos ocurren con rapidez, los cationes presentes en la solución externa están a disposición inmediata de las plantas. Los cationes adsorbidos al complejo, son de reserva y representan la fracción mayoritaria de los cationes intercambiables.

2.8.4 

LA REACCION DEL SUELO

Se trata de las condiciones de acidez o basicidad de los suelos. Se puede medir directamente en campo, o en laboratorio y se expresa para cada horizonte genético. Por lo general el pH de los suelos oscila entre 4.0 y 9.0, dependiendo de las condiciones climáticas ( de de temperatura y humedad   ), así como también de su drenaje. El pH del suelo es importante a la hora de evaluar el complejo de bases de intercambio y, desde luego, la vegetación. Las condiciones climáticas significativamente estos procesos. Por ejemplo, es de esperar que en regímenes decondicionan alta pluviosidad y en suelos bien drenados el

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efecto de la percolación del agua arrastre las bases de intercambio ( Ca, Mg, Na, K ) y su lugar en el +3 + complejo coloidal sea ocupado por Al y H , dando lugar a suelos con reacción ácida. La reacción del suelo o pH,  se debe a un conjunto determinado de condiciones químicas. Por lo tanto, su determinación es una de las pruebas más importantes que se hacen para d diagnosticar iagnosticar los problemas de crecimiento de las plantas. El pH pH   es una característica de la solución del suelo condicionado por la concentración de iones hidrógeno, que determina el grado de acidez o basicidad del suelo. Figura 2.12 Reacción del suelo y su relación con la actividad biológica y la disponibilidad de nutrientes nutrientes 

  5.0

5.5

6.0

6.5

6.7

FUERTE

MODERADA

ACIDEZ

ACIDEZ

CEMENTACION COLOIDAL + Al + Mn

LIGERAMENTE ACIDO

+P

+Fe, + Cu +Zn + Mn

7.5

7.0

EUTRO

LIGERAMENTE BASICO

Ligera  Alc calin alinid idad ad

+ K, + Mg, +Ca +Ca

- P - Mo

- Bo Bo - Ca

+N

+S

+ Bo

+N + S

Hongos

8.5

9.0

7.3

OPTIMO

- K , - M g, - Ca

8.0

BASICO

-P + Ca +Mo - Fe - Mn Mn --Z Kn

- P- B - Bo

FUERTE

ALCALINIDAD

DISPERSION COLOIDAL + Na + P, + Mo

Bacterias

Zonas ONAS Tropicales TROPICALES

ZONAS ARIDAS Zonas Aridas

Figura de nutrientes.

Matemáticamente, el pH se define como el logaritmo negativo de la concentración del ion hidrógeno. Esta concentración está relacionada directamente con el contenido de materia orgánica del suelo, los cationes intercambiables intercambiables y, el contenido y ti tipo po de sales presentes. Por lo general, los suelos de las regiones húmedas son ácidos y los de las regiones áridas son básicos y/o alcalinos. La alcalinidad o basicidad del suelo está relacionada con la presencia de bases cambiables ( calcio, al   generar iones OH por hidrólisis. En magnesio, potasio y sodio), los cuales tienden a elevar el pH  pH  al cambio, la acidez de los suelos de los trópicos húmedos se debe a la lixiviación de bases cambiables y, por lo tanto, a la predominancia de iones aluminio e hidrógeno intercambiables ( la acidez de los suelos de las zonas alto andinas, en cambio, está relacionada a la naturaleza químico – mineralógica del material parental que le dio origen). +

-

En agua pura, aproximadamente una molécula de 554 millones de moléculas se ioniza en H  y OH -7 + existiendo 1.0x10 gramos de iones H   por litro y un número igual de iiones ones OH que pesan 17.0  17.0  -7 x10  por litro. El índice de este logaritmo es - 7.0 y su valor negativo 7.0, por lo tanto, el pH del + agua pura es 7.0. Cuando otros iones se hallan presentes en el agua las concentraciones de H   y OH dejan de ser iguales, lo que permanece constante es el producto de sus concentraciones ( 1.0 x 10 -14). Así, la escala de pH va desde valores O a 14. Sin embargo, la escala de pH en los suelos oscila generalmente de 4.0 a 10.0, estableciéndose como pH normal de los suelos sue los de 5.5 a 8.5. Los principales efectos del pH son biológicos. Desde el punto de vista del crecimiento de las plantas, las evidencias indican poco o ningún efecto directo de las concentraciones de H+  y OH-. Un suelo con pH 4.0 tiene probablemente suficiente aluminio soluble como para perjudicar a la

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mayoría de las plantas, mientras que por el contrario las soluciones nutritivas en cultivos hidropónicos a este mismo pH no presentan ningún problema. Figura 2.13 Disponibilidad de nutrientes en relación con el pH del suelo. Para el caso del fósforo los que se entrecruzan forman compuestos insolubles a ese pH. (Soils Handbook). 

elementos

El efecto universal del pH sobre el crecimiento de las plantas ocurre a nivel de la nutrición mineral.  Así el pH del suelo influye en la la taza de liberación de nutri nutrientes entes por meteorización, en la solubilidad y en la cantidad de iones nutritivos almacenados en los los sitios de intercambio de los coloides. coloides. En términos generales afecta la disponibilidad de los elementos esenciales para el crecimiento de las

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plantas: nitrógeno, fósforo, potasio, calcio, magnesio, azufre, fierro, cobre, zinc, boro, molibdeno y manganeso. El nitrógeno y el azufre son solubles a cualquier pH, sin embargo, la taza de mineralización a partir de la materia orgánica es máxima a pH entre 6.0 y 8.0. El fósforo presenta disponibilidad máxima a 6.5 - 7.0; a pH bajo de 5.5 los fosfatos precipitan con Fe y Al, y a valores altos, mayores de 7.5 8.5, con calcio. El potasio es soluble a cualquier valor de pH, sin embargo, cuando disminuye el pH su disponibilidad baja. A pH entre 7.5 - 8.5, con exceso de calcio, el potasio es llevado a posiciones no intercambiables, disminuyendo su disponibilidad. El calcio y el magnesio son bases abundantes a pH básico. El fierro, fierro, cobre, zinc y manganeso, sin e embargo, mbargo, son cationes metálicos que precipitan en compuestos no solubles al aumentar el pH. El boro puede lavarse a pH bajo y es poco soluble a pH elevado. El molibdeno aumenta su disponibilidad a pH alto, siendo precipitado por Fe y Al, a pH bajo. Asimismo, valores de pH por encima de 8.5 indican presencia de sodio y por lo tanto, alcalinidad que determina deterioro de las propiedades físicas del suelo, p por or dispersión de coloides. Valores de pH menores de 5.5 solubilizan grandes cantidades de aluminio, determinando su absorción por las plantas y causando toxicidad. Finalmente, el pH determina el tipo de vida microbiana, los hongos predominan a pH menores de 7.0, en cambio, las bacterias lo hacen a pH mayores de este nivel.

La determinación del pH del suelo es una de las pruebas más importantes que se realizan,  para los diversas problemas de crecimiento las plantas. La acidez la basicidad suelodiagnosticar afectan a sus propiedades, a sudecomportamiento y por ytanto, afectandel al crecimiento de las plantas cultivadas. La influencia general más importante del pH es su efecto en la asimilabilidad de los elementos nutrientes. Entre las  propiedades físicas afectadas se encuentran: la dispersión floculación de los floculación coloides , la estructura, la porosidad, la aireación, la conductividad hidráulica y el régimen de humedad y de temperatura. Entre las  propiedades químicas, la meteorización, la movilidad de elementos tóxicos y metales pesados, la descomposición de la materia orgánica, la adsorción de aniones fosfatos, sulfatos y cloruros, los procesos de hidromorfismo y la neosíntesis de minerales secundarios y entre las  propiedades biológicas, la relación bacterias-hongos, las poblaciones bacterianas, la humificación, la fijación de carbono y la movilidad y absorción de nutrientes.   

  

El uso del suelo, la elección de los cultivos y las prácticas de manejo vienen condicionados por la reacción del suelo. Análogamente, los microorganismos, la fauna del suelo, así como las plantas superiores son se nsibles a las características característ icas minera químicas del ab medio viven.agrí Así, la revegetación en sensibles áreas de influencia influencia de actividad a cielo abierto, ierto, yen en que la práctica agrícola cola al elegir los fertilizantes, requiere conocer el pH del suelo, con la finalidad de utilizar especies muy adaptadas o acudir a la corrección previa de las condiciones del suelo.

2.8.5

SALINIDAD Y ALCALINIDAD DEL SUELO

Los suelos salinos pueden encontrarse en zonas áridas desérticas donde la evaporación supera la precipitación, no obstante también puede ocurrir en regiones húmedas con drenaje interno impedido o en suelos desarrollados sobre sedimentos de origen marino.  Además de estas condiciones son necesarias características topográficas e hidrológicas, hidrológicas, ya sea por condicionar el escurrimiento, ya sea por afectación del solum por el agua subterránea. Las sales presentes en los suelos salinos proceden de la meteorización de los minerales y rocas que constituyen la corteza terrestre. Los elementos que participan en las sales de los suelos son:

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calcio, magnesio, sodio, potasio, cloro, azufre y carbono, con menor frecuencia nitrógeno, boro y yodo. Formadas por meteorización, las sales son transportadas por el agua, que las conduce al mar o a depósitos continentales, que de esta manera se salinizan. Las sales que con más facilidad se forman son Cloruros, nitratos, sulfatos y carbonatos de iones alcalinos ( Na y K  ) y alcalino térreos ( Ca  y Mg ). ). En cambio, la precipitación ocurre en orden inverso. Por tal razón, el ClNa permanece más tiempo en las soluciones y, por lo tanto, es la sal predominante en los suelos salinos. Las aguas cargadas de sales se acumulan en las depresiones o áreas de relieve cóncavo, subterráneamente constituyendo mantos freáticos salinos o superficialmente dando lugar a lagos, lagunas o pantanos salinos. Este fenómeno se ve facilitado por el hecho que las depresiones tienen drenaje deficiente por sus condiciones topográficas y porque en las zonas bajas se acumulan partículas muy finas arrastradas por el agua de escorrentía. La mineralización progresiva de las aguas salinas depende de factores climáticos e hidrogeológicos. Los procesos de evaporación y transpiración de las plantas consumen grandes cantidades de agua, pero no afectan a las sales disueltas, por lo que la concentración salina se incrementa. Por esta razón, la mayor parte de las áreas salinas están situadas en regiones áridas. Cuando las aguas freáticas salinizadas se encuentran próximas a la superficie del terreno menos menos de 3 m  el  el suelo se saliniza, como consecuencia del aporte capilar de sales procedentes del agua freática. Si las sales permanecen en la solución suelo, su efecto principal es impedir el crecimiento   

  

de las plantas por incremento de la presión osmótica de la solución suelo. Otras veces, cuando el contenido de sodio es elevado en relación con calcio y magnesio, el sodio (Na+ ) puede ser adsorbido por el complejo coloidal del suelo en cantidades excesivas, en este caso el suelo pierde su estructura y su permeabilidad se reduce, perdiendo los suelos su capacidad para ser irrigados e impidiendo también, el normal crecimiento de las plantas por su efecto tóxico. Cuanto mayor es la concentración salina de la solución del suelo, mayor será su efecto perjudicial sobre los cultivos. Las sales más nocivas son las de mayor solubilidad, en cambio las poco solubles se precipitan antes de alcanzar niveles que afecten a las plantas. Entre las sales más importantes, en relación con los suelos salinos, se encuentran el cloruro de sodio (CINa), el sulfato de sodio (SO 4Na2 ) y el sulfato de magnesio (SO 4Mg )).. En cambio, en los suelos alcalinos, predomina el carbonato de sodio (CO 3Na2 ) y el hidroxido de sodio ( NaOH ). ). Entre las formas de expresar la salinidad de una solución, la conductividad eléctrica  (CE ) es una forma simple y eficiente. También puede expresarse en gramos de sal por litro de solución   y en correspondencia entre una y otra forma. Una solución conduce la miliequivalentes/litro, existiendo correspondencia electricidad, tanto mejor cuanto mayor sea su concentración en sales. Esta propiedad permite expresar la salinidad del suelo en términos de su conductividad eléctrica, siendo la unidad de medida, en la práctica, el mmhos/cm o deciSiemens/m (dS/m). La conductividad de una solución es proporcional al contenido de sales disueltas ionizadas, contenidas en esa solución, por consiguiente se puede conocer indirectamente la salinidad de una solución midiendo la facilidad al  paso de la corriente eléctrica. La conductividad eléctrica varía con la temperatura, por lo que para normalizar medidas se ha convenido expresarla a la temperatura de 25°C.

El contenido de cada ión se mide en miligramos (mg ) o en miliequivalentes por litro (meq/l ), ), siendo el

meq igual al peso atómico, molecular o iónico, expresado en mg, dividido por la valencia. El contenido total de sales de una solución (ST ) y su conductividad eléctrica ( CE ) están relacionados mediante la expresión: ST   (g/litro) = 0.64 x CE   (dS/m). Asimismo, la presión osmótica de una solución (PO ) está relacionada con la conductividad eléctrica ( CE ) mediante la ecuación: PO   ( Atmósferas) = 0.36 x CE (dS/m). Las sales muy solubles pueden formar soluciones con una conductividad eléctrica muy alta (carbonato de sodio, sulfato de sodio, cloruro de magnesio, cloruro de sodio ), mientras que las poco solubles

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(carbonato de calcio, carbonato de magnesio, sulfato de calcio ) precipitan antes de alcanzar valores de conductividad eléctrica peligrosos para las plantas.

alcalinos.. Figura 2.14 Características físico-químicas de suelos salinos y suelos alcalinos

SU EL O S SAL IN O S  

COMP L E J O COL OIDAL  

C a ++   M g ++ H + K +  N a + 

Ca ++ , Mg +, N a + , K + , H +  Cl - , SO4 - -  

Cl Na ,

C a ++ M g  + +   C a ++   SOLUCION INT E RNA  DOBLE CAPA  ELECTRICA   DIFUSA

SO 4  N a2  

SOLUCION EXTERNA O SOLUCION SUELO   BAJO POTENCIAL ELECTROCINETICO .   C O M P L E J O C O L O I D A L F L O C U L A D O .  ESTADO ESTRUCTURAL DEL SUELO.   D E M O D E R A D O A D E B I L. L.   PERMEABILIDAD BUENA   CE e < 2 dS/ m ,PSI , PSI < 7   pH : 5.5 - 8.5  

SU EL O S AL CAL IN O S  

  COMP L E J O   COL OIDAL  

Ca ++   Na + Mg ++ Na +  N a +  K +  Na + Ca ++  

  g + +  , N a + ,   K + , N a  +   Ca ++ ,  Na + , M HCO3 , CO3 --   O H

+ 

- 

C O 3  N a 2 ,

+ 

Na OH 

S O L U C I O N S U E L O O S O L U C I O N  E XT E RNA  SOLUCION INTERNA   DOBLE CAPA  ELECTRICA   DIFUSA    

ALTO POTENCIAL ELECTROCINETICO.   COMPLEJO COLOIDAL DISPERSADO.  ESTADO ESTRUCTURAL DETERIORADO DEFICIENTE PERMEABILIDAD .    CE e < > 2 ds/ m,PSI > 7  pH : > 8.5  

EFECTOS DE LA SALINIDAD EN LAS PLANTAS CULTIVADAS

Los efectos de las sales del suelo sobre las plantas son dos; efecto osmótico y toxicidad. Sobre el suelo, el peligro es dispersión coloidal y por lo tanto deterioro del estado estructural. Cuanto mayor es la concentración salina del agua del suelo ( solución suelo), mayor es la presión osmótica que las plantas han de superar. Por encima de cierto nivel salino, la absorción de agua por las plantas se detiene. Por esta razón, los síntomas de salinidad coinciden con los de sequía se quía o déficit hídrico.

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Como todo fenómeno en que se ven implicados procesos biológicos, la respuesta de los cultivos a la salinidad del suelo es difícil de cuantificar. Sin embargo, se ha encontrado que entre la salinidad del suelo y la producción de plantas existe una relación lineal, variable según la especie vegetal, lo que define el término resistencia a la salinidad  de  de cada cultivo. Tabla 2.6 Relación entre la salinidad del suelo (CEe) y la producción de algunos cultivos principales según Maas y Hoffman- 1976.

CULTIVOS 

0%

 

a. extensivos  Al go dó n C eba da H abas M a Iz T rig o b. hortalizas C a la b a z a Papa T o m a te C e b o lla Z a n a h o ria c. frutales P a lto Manzano - melocotonero L im o n e ro - n a ra n jo F re s a d. forrajeros  Al fa lfa C e b a d a f o r ra je ra T ré b o l T rig o f o rra j e ro

DISMINUCION PORCENTUAL DEL RENDIMIENTO  10% 25% 50% 1 0 0% CONDUCTIVIDAD ELECTRICA (CEe - dS/m)

 

7, 7 8 ,0 1 ,6 1 ,7 6 ,0   4 ,1 1 ,7

9, 6 1 0 ,0 2 ,6 2 ,5 7 ,4

13 ,0 1 3 ,0 4 ,2 3 ,8 8 ,4

17 ,0 1 8 ,0 6 ,8 5 ,9 9 ,9

27 ,0  28,0 12,0 10,0 13,0

5 ,8 2 ,5

7 ,4 3 ,8

1 0 ,0 5 ,9

15,0 10,0

2 ,5 1 ,8 1 ,0   1 ,3 1 ,7 1 ,7 1 ,0   2, 0 6 ,0 1 ,5 7 ,5

3 ,5 2 ,4 1 ,7

5 ,0 3 ,6 2 ,8

7 ,6 4 ,9 4 ,6

13,0 8 ,0 8 ,1

1 ,8 2 ,2 2 ,4 1 ,3

2 ,5 2 ,9 3 ,3 1 ,8

3 ,7 4 ,1 4 ,8 2 ,5

6 ,0   6 ,5   8 ,0   4 ,0  

3, 4 7 ,4 2 ,3 9 ,0

5, 4 5,4 9 ,5 3 ,6 1 1 ,0

8,88 8, 1 3 ,0 5 ,7 1 5 ,0

16 ,0  20,0   9 ,8   22,0  

             

 

  Cada especie vegetal presenta un umbral de salinidad, por encima del cual el crecimiento y el rendimiento decrecen. Por otra parte, cada cultivo muestra variaciones respecto a la intensidad en la disminución del rendimiento, lo cual define el término sensibilidad a la salinidad . Una planta es muy sensible a la salinidad cuando ligeras variaciones de la CE  dan  dan lugar a fuertes variaciones del rendimiento o producción. En general, para las plantas cultivadas, suelen ir unidas las características de alta resistencia y baja sensibilidad. EFECTOS DE LA ALCALINIDAD DEL SUELO

 Altos porcentajes de sodio adsorbido a la fase coloidal del suelo tienen efectos negativos sobre la estructura del suelo. Además, la presencia de sodio en la solución del suelo crea serios problemas de toxicidad para muchos cultivos. cultivos. Cuando se eleva el porcentaje porcentaje de sodio intercambiable intercambiable de un suelo aumenta el riesgo de dispersión coloidal y así el suelo pierde su estado estructural lo cual a su vez determina pérdida de la permeabilidad, disminuyendo la facilidad al movimiento de agua y de aire y dificultad física para la penetración radicular, todo lo cual altera el normal crecimiento de las plantas.

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Por otra parte, algunos iones producen efectos tóxicos en las plantas, incluso a concentraciones muy inferiores a las necesarias para perjudicar a los cultivos vía efecto osmótico o vía dispersión coloidal. Estos iones, principalmente sodio, cloro o boro dentro de la planta, inducen alteraciones en el metabolismo que generan stress y, por lo tanto, desequilibrio nutricional y hormonal. El sodio absorbido vía corriente transpiratoria, se acumula a nivel de las hojas, a cierta concentración, variable para cada especie vegetal, determina desecación de los tejidos, quemaduras foliares en los bordes de la lámina y necrosis. El crecimiento se detiene, aun cuando sean buenas las condiciones físicas del suelo y el nivel de fertilidad. Un suelo normal, desde el punto de vista de salinidad, es aquel que presenta una conductividad eléctrica por debajo de 2.0 mmhos/cm (dS/m), lo cual indica baja salinidad en el suelo y por lo tanto las plantas no estarán bajo efecto osmótico. Asimismo, si el  porcentaje de sodio intercambiable  ( PSI  PSI   )  )   es menor del 7%, que indica b bajo ajo nivel de sodio absorbido al complejo coloidal, coloidal, no se presentarán efectos perjudiciales en las plantas por toxicidad ni en los suelos por deterioro de las condiciones físicas. CLASIFICACIÓN DE SUELOS AFECTADOS POR SALINIDAD y ALCALINIDAD

Teniendo en cuenta la concentración de sales sales en la solución del suelo, expresada por medio de la conductividad eléctrica del extracto de saturación (mmhos/cm o dS/m), los suelos salinos se clasifican en:   Suelos ligeramente salinos. Suelos que tienen entre 2 y 4 mmhos/cm de conductividad eléctrica y leve efecto sobre el crecimiento de las plantas. Grado de salinidad leve.

Suelos medianamente salinos.  Suelos que tienen entre 4 y 8 mmhos/cm de conductividad eléctrica, con disminución significativa en el rendimiento de los cultivos. Grado de salinidad alto. Suelos fuertemente salinos.  Suelos que tienen entre 8 y 16 mmhos/cm de conductividad eléctrica, en este caso son pocos los cultivos que soportan satisfactoriamente estas condiciones. Grado de salinidad muy alto.

Suelos extremadamente salinos.  Suelos que tienen más de 16 mmhos/cm de salinidad; las restricciones son severas para la mayoría de los cultivos. Grado de salinidad extremadamente alto. Por otra parte, los suelos afectados por alcalinidad , en función del porcentaje de sodio intercambiable (PSI), se clasifican en:

Ligeramente sódicos 7 - 15% del PSI Medianamente sódicos 15 - 20% Fuertemente sódicos 20 - 30% Extremadamente sódicos > 30% La recuperación de los suelos afectados por salinidad y/o alcalinidad se realiza mediante la aplicación de técnicas de lavado o mediante la aplicación de enmiendas químicas, ambas de resultados imprecisos. Por esta razón, algunas prácticas agrícolas en conjunto constituyen muchas veces la decisión acertada. Entre estas se encuentran, la elección de cultivos de elevada resistencia y baja sensibilidad a la salinidad, fertilización adecuada con sales fertilizantes de baja solubilidad y sin la presencia de iones tóxicos en su composición y finalmente los métodos de riego de elevada eficiencia.

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2.9  PROPIEDADES

BIOLÓGICAS DEL SUELO 

La fracción orgánica del suelo consiste en la presencia de organismos vivos y de residuos de origen vegetal vegetal y animal. Es una unidad de masa, la presencia es la fracción químicamente más activa del suelo. Dicha porción almacena varios elementos esenciales, estimula una estructura adecuada del suelo, es una fuente con capacidad de cambio catiónico y regula los cambios de pH; propicia también las relaciones convenientes entre el agua y el aire y es un enorme depósito de carbono. La materia orgánica del suelo (MO ), ), designa un favorable y heterogéneo grupo que incluye los numerosos compuestos carbonados; éstos rangos van de azúcares fácilmente mineralizables a complejos y recalcitrantes productos de transformaciones microbiológicas, cuyos tiempos de residencia varían de unos minutos a cientos de años. La materia orgánica del suelo es uno de los principales constituyentes de la fase sólida del suelo, aún cuando su porcentaje en peso o volumen es significativamente bajo, comparado con otras partículas sólidas. Su presencia ejerce notable influencia sobre las propiedades físicas, químicas y biológicas del suelo. La fuente de origen de la materia orgánica del suelo o humus es el tejido vegetal, como fuente secundaria se encuentran los residuos residuos de origen animal. Del 100% del tejido fresco vegetal, en promedio 75% es agua, 21.5% son compuestos orgánicos ( CHO ) y 3.5% son sales minerales. Por efecto de la actividad de los microorganismos, principalmente hongos y bacterias, los compuestos orgánicos, carbohidratos, proteínas y lípidos, son descompuestos e incorporados al suelo. Azúcares, almidón y proteínas simples son los compuestos más rápidamente descompuestos. En segundo orden, proteínas crudas, hemicelulosas, celulosas y finalmente ligninas, ceras y taninos.

Tres son las reacciones básicas en el proceso de degradación de los residuos orgánicos: •

•

•

El material orgánico sufre oxidación enzimática, dando como productos principales CO 2 2,  H 2 2 O, energía y calor. Los elementos esenciales nitrógeno, fósforo y azufre son liberados, siendo específica espec ífica la reacción en cada uno. Compuestos resistentes a la acción microbiana son formados por síntesis.

La composición promedio, en base a materia seca del tejido vegetal indica: celulosa de 20 -50%, hemicelulosa de 10 -30%, lignina de 10 -30%, proteína de 1 -15% y grasas, ceras y taninos de1-8 %. Finalizado el proceso de descomposición, el humus o materia orgánica del suelo presenta una composición media de: celulosa de 2 -10% hemicelulosa de 0 -2%, lignina de 35 -50%, proteína de 20 -25% y grasas, ceras y taninos de 1 - 8%; lo cual indica a su vez que los constituyentes del tejido vegetal más fácilmente descompuestos son los polisacáridos.  Así en la formación del humus hay reducción de celulosa y hemicelulosa e incremento de lignina y proteína. La disminución de los dos primeros compuestos se debe a la rápida pérdida de sus constituyentes solubles en agua, mientras que el incremento de proteína proteína se debe al aporte de lla a síntesis microbial y el de la lignina es consecuencia de la acumulación progresiva debido a la lentitud en su descomposición. Finalmente, grasas y ceras no sufren mayores cambios en su contenido.

2.9.1

HUMUS: CARACTERÍSTICAS Y PROPIEDADES

El humus es el coloide orgánico del suelo, de color oscuro, se encuentra constituido por compuestos moleculares de variada complejidad que presentan definidas propiedades físico-químicas que determinan su comportamiento en el suelo.

95

 

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El humus es insoluble en agua, pero soluble en álcalis y ácidos. El contenido promedio de nitrógeno es de 3 -6%, el contenido de carbono de 52 -58%, su relación carbono-nitrógeno varía con la naturaleza del humus, estabilizándose en 10 -11. Su elevada capacidad de cambio catiónico es su principal característica y se eleva en promedio a 250 miliequivalentes por 100 gramos de humus. Posee elevadas propiedades de expansión y contracción; sin embargo, carece de propiedades de adhesión y cohesión. Finalmente, es extremadamente inestable por mineralización bacteriana. Figura 2.15 Formación de la materia orgánica coloidal del suelo o humus.

RELACION C/N + - 80

TEJIDOS VEGETALES

HEMICELULOSA CELULOSA ALMIDON AZUCARES

PROTEINAS AMINOACIDOS AMIDAS

FRACCION MINERAL

LIGNINA CERAS GRASAS

DESCOMPOSICION MICROBIANA

 

BACTERIAS

H 2O CO2 CO 2 ENERGIA

HONGOS

NH 4 + , PO 4 ---, Ca ++  Mg ++ , K + , SO 4  ,  Fe ++, Zn ++, Mn ++.

ACTINOMICETOS

SUSTANCIAS MICROBIALES SINTETIZADAS

LIGNINA   CERAS   GRASAS

+

NUCLEO   DE DEL L   HUMUS

HUMUS

RELACION C/N 11

  3-

El humus es una fuente importante de nutrientes para las plantas. Así, el nitrógeno, como NO y 4+

=

-

4 , fósforo, como PO4  y muchos nutrientes como simples iones metálicos, ++, azufre, ++ + NH Ca , Mg  y Kcomo , sonSO utilizados en un nuevo ciclo de vida. El humus debido a su alta capacidad de cambio catiónico, adsorbe nutrientes, reteniéndolos y evitando su pérdida por lixiviación. El humus

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adsorbe agua en varias veces su propio peso hinchándose, al desecarse da estabilidad a los agregados del suelo. Así, sobre la base de todas estas características, características, el humus cumple un rol fundamental en las propiedades del suelo. En las propiedades físicas, el humus participa en la agregación mecánica de las partículas individuales, elevando su estabilidad ante los agentes externos. Modifica la relación masa-volumen del suelo incrementando la porosidad total del sistema suelo; y por lo tanto, aumenta la permeabilidad y así favorece el movimiento del agua y del aire del suelo. Figura 2.16

Evolución de la materia orgánica del suelo.

CO2, H2O, ENERGIA  

RESIDUOS  DE   COSECHA  

HUMUS

DESCOMPOSICION  

+  ENERGIA  

MINERALIZACION  

PROCESO LENTO   ( 0.1 - 0.4 AÑO )  

PROCESO RAPIDO ( + - 6 MESES )

ACCION MICROBIANA   ANAEROBICOS  

ACCION MICROBIANA AEROBICOS ANAEROBICOS  

HIDRATOS DE  

NUTRIENTES 

 

ACIDOS FULVICOS  

CARBONO 

PROTEINAS  

ACIDOS HUMICOS  

GRASAS   HUMINAS  LIGNINA  

- 

 NH  4 +   , NO   3   -  •   H   PO   2  4  +  •  K •

•

  Ca ++  

  Mg ++   - -  •   SO   4  •  MICRO   •

ELEMENTOS  Fe++, Mn++   Zn++

......  

En el color del suelo, el humus influye oscureciéndolo, lo cual incrementa la temperatura del suelo al absorber mayor radiación, lo que favorece la germinación y el crecimiento de las plantas.  Asimismo, incrementa la capacidad retentiva de humedad, fundamental en sustratos poco

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retentivos como en los suelos arenosos. Reduce la cohesión y la plasticidad de los suelos de textura fina con elevados contenidos de arcilla, haciendo más fácil la labranza. Finalmente reduce las pérdidas de material fino por los procesos erosivos. En las propiedades químicas, el humus incrementa la capacidad de cambio de cationes, aumentando así la fertilidad potencial del suelo y regulando la fertilidad efectiva. Figura 2.17

Rol de la materia materia orgánica coloidal en las propiedades del suelo.

 HUMUS  

MATERIA ORGANICA COLOIDAL DEL SUELO

 

PROPIEDADES   FISICAS

PROPIEDADES   QUI MICAS

 

•

       

POROSIDAD TOTAL ESPACIO AEREO RETENCION DE HUMEDAD INFILTRACION INFILTRACI ON DEL AGUA COLOR DEL SUELO

ROL

         

INCREMENTA

CAPACIDAD CAMBIO CATIONICO FERTILIDAD POTENCIAL DE DISPONIBILIDAD NUTRIENTES LA RESERVA DE NITROGENO DINAMICA DEL SUELO

 

•

 

DENSIDAD DEL SUELO

PLASTICIDAD AD   COHESION Y PLASTICID   RESISTENCIA MECANICA   EROSION HIDRICA

       

ESTRUCTURA DEL SUELO ESTABILIDAD ESTABILIDA D ESTRUCTURAL PERMEABILIDAD DEL SUELO TEMPERATURA DEL SUELO

  ENERGIA DEL SUELO

EN FORMA DE CALOR.

  RESISTENCIA A PRO

BLEMAS BIOTICOS.

-

REDUCE

EFECTOS DE LA SALINIDAD TOXICIDAD DEL Na, Cl y B RETROGRADACION RETROGRADACI ON DEL FOSFORO FIJACION DEL POTACIO

 

       

PROPIEDADES   BIOLOGICAS

RESIDUOS ORGANICOS VEGETAL Y ANIMAL.   SENSIBILIDAD DE LAS PLANTAS A LAS ENFER MEDADES.  

MEJORA

  LA REACCION DEL SUELO   FERTILIDAD EFECTIVA DEL SUELO   RESERVA DE NUTRIENTES

  ACTIVIDAD MICROBIANA   ACCION ESTIMULANTE   ACCION QUELATANTE

  El humus es única fuente natural del nitrógeno del suelo, además es fuente de macro y micro nutrientes, siempre en formas disponibles para las plantas. Evita la retrogradación del fósforo en presencia de calcio y de hierro o aluminio, formarse fosfo-húmicos. Atenúa es la retrogradación del potasio en presencia de al arcillas del compuestos tipo 2:1 como la ilita. Asimismo,

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“MANEJO Y CONSERVACIÓN DEL SUELO” Fundamentos y Prácticas  

PRONAMACHCS 

 

generador de acidez, mejorando las condiciones extremas de alcalinidad y en la capacidad buffer o tampón del suelo, evitando cambios bruscos del pH. Finalmente, el humus mejora significativamente las propiedades biológicas del suelo al incrementar la actividad microbiana, de bacterias, hongos, actinomicetos y algas. A diferencia del último grupo, todos los microorganismos del suelo están desprovistos de clorofila y por lo tanto deben obtener su energía de la oxidación de sustancias orgánicas orgánicas complejas. Así, la materia orgánica orgánica del suelo es fuente de energía y nutrientes para estos microorganismos, los que a su vez al degradar los residuos orgánicos liberan elementos nutrientes, útiles para las plantas superiores. 2.9.2  LOS

ORGANISMOS DEL SUELO 

La ecología del suelo se dedica al estudio de los organismos que viven en el suelo: su naturaleza, sus actividades metabólicas, su papel en la transformacion de materia orgánica y solubilización de nutrientes, las relaciones relaciones que existen entre ellos y sus repercusiones en el suelo. En los últimos últimos años, la microbiología microbiología del suelo ha recibido mucha atención porque result resulta a fundamental para el comportamiento del suelo, por sus implicancias en el ciclo de los distintos nutrientes.  CARACTERÍSTICAS DE LOS PRINCIPALES PRINCIPALES ORGANISMOS DEL DEL SUELO

MICROFLORA Son los responsables de la fase final del proceso de humificación. Figura 2.18 Proporción de la población biológica del del suelo.

Proporción de la población biológica del suelo

12% 5% 3%

40%

lombrices macrofauna meso y macrofauna hongos y algas Bacterias y actinomicetos

40%

  Macrofauna ( de:0.6 a 20 cm) :anélidos, ratones,moluscos. topos, y otros que viven total parcialmente en el suelo. Mesofauna ( de 200 a 6000 um) artropodos, Microorganismos (