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Ciclos bioquímicos del suelo Parte 2 - Monografía



 
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La temperatura crítica va a disminuir con el tamaño creciente del organismo. En condiciones de temperatura ambiente muy bajas, la capacidad para mantener la tempera temperatura constante dependerá de:



- A corto plazo: de su propia fisiología capaz o no de acelerar el metabolismo.
- A medio o largo plazo: disponer de alimento, capacidad para buscar alimento.

Existen tasas máximas de producción de calor, que raramente superan 10 o 15 veces la tasa metabólica basal.
Frecuentemente cuando hay bajas temperaturas el consumo de alimentos es más rápido del ritmo al cual se puede encontrar alimentos (los organismos endotermos mueren de hambre antes que de frío).

Algunos homeotermos en condiciones de frío dejan zonas que caigan de temperatura para economizar energía: orejas, pies.
Los organismos normalmente seleccionan sus hábitats en función de toda una serie de factores característicos. Los organismos reflejan con su presencia el valor de factor físico-químico de que se trate siempre y cuando conozcamos en que gama del factor físico-químico vive el organismo.

Es una aplicación que suele referirse con el nombre de indicadores: se puede utilizar la presencia de algunos organismos para las características físico-químicas de la zona.

- Cistus ladanifera: jara pringosa. En la zona de los encinares en la base de la sierra. Tiende a estar en zonas de menor altitud, con climas más secas.
- Cistus populifolius: jara estapa. Vive en zonas de mayor altitud.
Podemos utilizar estas dos jaras como indicadores de la humedad.

- Quercus rotundifolia

- Quercus pyrenaica

- Lavandula stoechas. Lavanda, pH ácido.

- Lavandula latifolia. Espliego, pH básico.

Fundamentalmente se trata de relacionar la presencia/ausencia o la abundancia/rareza con las características del medio.

- Eurioico: una planta que es capaz de desarrollarse en una amplia gama de condiciones.
- Estenioco: cuando esa planta vive en una gama de condiciones más estrecha.
Un indicador para que sea realmente útil lo será más si se trata de una especie estenoica que si es eurioica.
Suelen ser más utilizables las especies las especies grandes que las especies pequeñas porque se renuevan a una velocidad menor que las especies pequeñas.

LA ACIDEZ DE LOS SUELOS



Es claro que el pH del suelo no puede ser menor a 6.0 para el caso de maíz, por lo tanto una solución inmediata es la aplicación de mejoradores del suelo, el producto común para este problema es la DOLOMITA, ya que tal como se menciona, uno de los principales problemas que se tiene en la acidez es la deficiencia de Calcio y Magnesio. La presencia de Aluminio compite con el Calcio y Magnesio en el suelo por los sitios de intercambio. Y por consiguiente la toxicidad de Aluminio se puede disminuir mediante la aplicación de Calcio y Magnesio. Una practica que se tiene es la aplicación de carbonatos, sin considerar los balances nutrimentales.

EL PROBLEMA DE ACIDEZ ES UNA DEFICIENCIA EN LOS IONES BÁSICOS DE CALCIO Y MAGNESIO.



Si solo se aplica Calcio como carbonato, el problema que se puede ocasionar es el de un desbalance nutrimental en la relación Ca:Mg que posteriormente será muy difícil de corregir. Es muy importante considerar el balance nutrimental antes de tomar decisiones de que aplicar. Para corregir el problema de acidez en los suelos se tienen diferentes opciones tal como se muestra en el siguiente cuadro:

INTRODUCCIÓN A LA ACIDEZ



La necesidad de tener un conocimiento profundo de los recursos, se ha intensificado y ha cobrado un nuevo significado, debido principalmente a la presión demográfica y al desequilibrio entre los elementos en que se basan los sistemas de producción tradicionales.

En estas circunstancias el conocimiento y entendimiento de la morfología y clasificación de suelos ácidos es esenciales, ya que provee las bases para el uso racional y eficiente de los recursos. Los suelos no pueden utilizarse para cualquier propósito sin antes entender los procesos involucrados en su formación.

La reacción ácido que manifiesta un suelo en un momento dado, es un factor importante cuya influencia se ve reflejada directamente en el desarrollo y rendimiento de las plantas. La acidez limita fuertemente la tendencia y velocidad en el proceso de asimilación de las substancias nutritivas de las plantas, así como también, la eficiencia de los fertilizantes aplicados al suelo, entre otras muchas cosas. Los principales problemas asociados con la acidez son esencialmente:

- Deficiencia de Calcio y Magnesio.

- Deficiencia de Fósforo

- Toxicidad por Aluminio, etc.

El efecto mas detrimental de acidez en suelos agrícolas indudablemente que es la solubilidad de Aluminio, elemento altamente tóxico para las plantas en general y especialmente para cultivos como el maíz. El rendimiento para este case con un 50 % de saturación de Aluminio en el suelo, esta se puede reducir hasta en un 60 %, y esta solubilidad de Aluminio esta directamente relacionada con el pH del suelo, el 50 % de saturación esta dado por un pH de 4.2, situación no muy ajena a los suelos del Estado de México, Querétaro, Hidalgo, jalisco, Veracruz, Chiapas, Tabasco y Oaxaca, entre otros.

ACIDEZ DEL SUELO



Una característica del suelo particularmente importante es la acidez, expresada como valor de pH en una escala comprendida entre (1 y 14. Los suelos ácidos tienen valores de pH inferior a 7, de 7 los neutros y superiores a 7 los alcalinos o calcáreos. Lo ideal es un suelo neutro, aunque casi todas las plantas toleran valores comprendidos entre 6,5 y 7,5. Se comercializan varios kits y medidores para el análisis de suelos; de todos estos dispositivos, el más sencillo de manejar es el papel p.H. o tornasol, aunque puede inducir a confusión. La acidez del suelo puede variar de una parte a otra de la parcela. Además, el jacinto silvestre y algunas otras plantas afectan a la acidez, que también cambia en respuesta a los materiales incorporados al terreno. Así, las enmiendas calizas elevan el p.H. y lo hacen más alcalino; por el contrario, los fertilizantes orgánicos reducen la alcalinidad. La turba de musgo esfagno tiene un p.H. de 3,5-4 y la de carrizo de 5,5.
pH 3,5 Turba de esfagno pH 4,5 Suelo arenoso

SUELO ACIDO



El pH es deste tipo de suelo es inferior a 7. Este exceso de acidez empobrece el humus y lo transforma en inestable.

AGUA



- Problemas para el cultivo: Un suelo acido puede provocar retraso en la vegetacion y favorecer el desarrollo de ciertas enfermedades (ajos podridos, hernia de las coles,…)

- Correcion: La cal neutraliza rapidamente la acidez. Haga un aporte en otoño, a razon de 100 a 300 g/m2, pero es NECESARIO aportar tambien compost y estiercol al suelo encalada, puesto que la actividad bacteriana se activa tanto que el humus se agota muy rapido.

Otras correcciones calcicas reaccion de forma mas suaves y pueden ser mezclados con correctores organicos, cosa que no se puede hacer con la cal pura. Se trata de la cal en polvo del lithothamne (500 g/10 m2), de action lenta y prolongada.

SUELO CALIZO



El suelo calizo contiene entre un 12% y un 30% de carbonato de calcio. Tiene un pH superior a 7. Es inestable, se seca rapido y retiene mal los oligoelementos.

- Problemas para el cultivo: el porcentaje de calcio activo bloquea la asimilacion de nutrientes en las plantas, provocando carencias graves que se manifistan en clorosis (amarilleo de las hojas)

- Correcion: No se modifica este tipo de tierra, pero ciertas correciones facilitan el crecimiento de plantas sensible a la cal. Asi pues, se puede aportan de forma local, algo de turba o compost a base de pinochas (3 kg/m2). Un aporte de 150 a 250 g/m2 de azufre reduce la alcalinidad y los quelatos de hierro, vaporizados, hacen reverdecer las plantas con clorosis.

Los aobonos verdes y el aporte de compost (5 kb/m2) facilitaion la asimilacion de los elementos minerales.

REACCIONES DEL SUELO.



Los suelos pueden tener reacción ácida, neutra o alcalina. La reacción de los suelo es significativa en la práctica de producción de cultivos y en el manejo de los suelos, por que los diferentes grados de reacción del suelo son producidos por las condiciones químicas causan su correspondiente grado de reacción del suelo, y cada grado de reacción, así como cada conjunto de condiciones químicas afectan el crecimiento vegetal en cierta forma debido a que la solubilidad de algunos elementos o aumenta a los otros. Entonces las condiciones químicas que acompañan los diferentes grados de reacciones pueden ser favorables para algunos cultivos desfavorables para otros, y en otros pueden afectar muy poco el crecimiento vegetal. La reacción del suelo pude ser considerada, pues, como un síntoma de las condiciones químicas particulares que la originan y por lo tanto puede utilizarse como índice de posible efecto de esas condiciones en el crecimiento de las plantas. Es muy útil en el diagnostico de la fertilidad del suelo.

Es de gran valor para estudiantes de la ciencia del suelo, conocer las condiciones que causan las diferentes reacciones del suelo, conocer las diferentes reacciones del suelo.

El estudio de la reacciones del suelo y de los efectos que las condiciones químicas, acompañadas de varias reacciones del suelo tienen en el desarrollo vegetal se puede plantear bajo tres objetivos principales.

PROCESOS QUIMCOS DE LA FORMACION DE LOS SUELOS.



Los procesos que alteran la composición química del material del suelo se denomina fuerza químicas de interperización. Es preciso, sin embargo tener presente que muy pocos cambios ocurren en la composición química sin que se modifique en alguna forma el aspecto físico del material del suelo. Es así pues, que los cambios químicos y físicos van mano a mano.

En los climas húmedos donde la capa superficial de la tierra es humedecida la mayor parte del tiempo, los procesos químicos de erosión se presenta muy activos, ya que la humedad es factor determinante para este tipo de reacciones.

Aunque las fuerzas físicas de desintegración están también operando, sus actividades quedan opacadas por los resultados de los cambios químicos. Consideramos las modificaciones químicas más activas al dar respuesta a varias de las preguntas.

a) OXIDSACIÓN



- El oxigeno es un elemento bastante activo y entra en combinación con muchos otros elementos o el aumento en contenido de oxidación en un compuesto, se considera en esta discusión como proceso de oxidación, aunque para el químico, está es una definición muy limitada. Debido a que el 20% de la atmósfera, en volumen, es oxigenado, existe buena oportunidad para la oxidación del material madre del suelo.

b) REDUCCION



- Así como la oxidación se verifica en presencia adecuada de oxigeno, la reducción, que es el reverso de la oxidación, ocurre cuando el oxigeno se encuentra en cantidades limitadas.

Este proceso será pues, más activo a niveles mas profundos de la capa superficial d la tierra, bajo condiciones diferentes de drenaje y donde el agua ocupa gran proporción del espacio de aire, o en el interior de grupos de compacto de partículas muy finas de tierra, donde el aire penetra apenas lentamente, y en general, donde quiera que el suelo tenga una aeración deficiente la liberación de CO2 proveniente de materia orgánica en rápida descomposición, puede reducir la concentración del oxigeno y el resultado será al reducción.

c) HIDRATACIÓN



- La unión de agua con los minerales del suelo puede representarse por el caso típico de la hidratación del oxido de hierro: Fe2O + 3H2O = 2Fe2O3. 3H2O. La hidratación es un proceso común en la degradación de las rocas. No únicamente el hierro mineral se oxida y se hidrata, aumentando su volumen y tornándose más suave, haciendo más fácil su desintegración sino que muchos otros compuestos también se hidratan, como el SiO2 y el A12O3 , los aluminio silicatos y algunas sustancias orgánicas.

d) HIDROLOISIS



- El agua es un reactivo químico bastante activo. El H del agua es intercambiada con el ión positivo (catión) de muchos compuestos, para dar dos compuestos diferentes. Este proceso ocurre extensamente en minerales que contienen elementos fuertemente básicos, y que en parte son sustituidos por el H, en la siguiente forma

CaSiO 3 + 2 OH = H 2SiO 3 + Ca (OH)2

Este intercambio se conoce bajo el nombre de hidrólisis, y es una reacción efectiva para alterar la composición química de muchos minerales.

e) CARBONATACION



- La descomposición de la materia orgánica del suelo así como la respiración de las plantas por su sistema radicular, produce grandes cantidades de CO2, que se incorporan al aire del suelo.

Este gas entra en combinación rápidamente con las bases para formar carbonatos y bicarbonatos.
El aire del suelo contiene diez veces mas CO2 que el aire atmosférico, aproximadamente, además las partículas del suelo también esta saturada de este gas. Como la asociación de oxigeno, agua y bióxido de carbono con partículas minerales es bastante íntima, no podemos esperar que cada uno de estos reactivos actué independientemente sobre los minerales. Por el contrario, la oxidación, hidratación y carbonatación generalmente prosiguen conjuntamente o e tan estrecha asociación, que las acciones individuales no pueden apreciarse fácilmente.

f) DISOLUCION



- El proceso de disolución es también una fuerza químicas que intervienen en la descomposición de los minerales, pero como el agua pura es un solvente poco efectivo para la mayoría de los minerales del suelo, la disolución se efectúa principalmente por acción conjunta del CO2 y H2O, o por el agua con huellas de ácidos minerales u orgánicos, o bien por soluciones salinas.

Los ácidos minerales mas importantes que se producen en el suelo por medios químicos o biológicos, son HNO2, HNO3, H2SO4, H3PO4, y H3SO3. Así nunca alcanzan estos ácidos una concentración mayor que huellas, pero su continua producción permite eventualmente una descomposición considerable de minerales.
La actividad biológica de organismos del suelo tales como bacterias y hongos, producen CO2 y complejos compuestos orgánicos de naturaleza ácida. También estos intervienen en los procesos de disolución. Las soluciones salinas poseen un poder disolvente mayor para muchos minerales, que el agua pura, y por lo tanto en terrenos donde abundan las sales solubles, el proceso de disolución puede bien ser acelerado.

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

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

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Esta solución ácida en contacto con los minerales que constituyen las rocas, provocan una hidrólisis de los mismos que afecta principalmente a los cationes que sirven de unión a las estructuras silicatadas de los mismos. Como quiera que los cationes más abundantes son calcio, magnesio, potasio y sodio, son estas las primeras bases que se liberan en forma de los hidróxidos correspondientes, reemplazando sus posiciones los hidrogeniones del agua. En menor medida aparecen los hidróxidos de hierro y aluminio, que quedan precipitados y en forma inactiva merced al pH alcalino que se genera por la disociación de las bases solubles.
La solución de ataque, inicialmente ácida se va volviendo alcalina pudiendo alcanzar un pH elevado que es capaz de solubilizar al esqueleto silíceo del mineral, en forma de ácido metasilícico, e incluso al aluminio que le acompaña en las capas tetraédricas que puede liberarse en forma de aluminato.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Los valores de pH real y de capacidad de intercambio catiónico medida a pH de 7, representan mejor las condiciones permanentes del suelo.
El pH de la solución del suelo afecta profundamente a la solubilidad de los diferentes iones presentes, de este modo varía la asimilabilidad de los mismos por las plantas ya que estas solo pueden absorberlos en solución.

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

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En el caso del fósforo el pH puede inducir su fijación o su precipitación, solo entre valores comprendidos entre 6.5 y 7.5 su asimilabilidad es óptima. Cuando el pH se sitúa por debajo de 6.5, se inicia un incremento en el contenido en cargas positivas del complejo absorbente, ello provoca una fuerte fijación de los aniones sobre todo el fosfato que, por poseer una estructura similar a la de los tetraedros estructurales de las arcillas, puede incorporarse a ellas; este hecho provoca una inmovilización definitiva del mismo.

Este fenómeno, siendo importante, no resulta muy transcendente porque el mayor número de cargas positivas pertenece a los oxihidróxidos de hierro y de aluminio y a la materia orgánica, que adquieren su máxima importancia en los horizontes B y A respectivamente. Cuanto menor es el valor del pH mayor es la fijación, pudiendo provocar fuertes carencias cuando el pH es inferior a 5.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Cuando el pH se encuentra por encima de 8.5 el carbonato cálcico se encuentra precipitado y podría intervenir en caso de acidificación pero no en el caso de basificación. En estos casos el papel del calcio es sustituido por el sodio, siempre presente a esos valores de pH.
De este modo los fuertes cambios de pH solo son posibles cuando se agotan los sistemas reguladores, lo que solo es posible ante una acción humana o un fuerte cataclismo natural.

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

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

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

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

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

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

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

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

Fuentes de información.



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- Oligo-elements en agriculture. (1986). A. Loue. Agri-Nathan Int. Paris, France.

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- Algunos Aspectos de la Nutrición Mineral de las Plantas. (1995). L. Romero (Ed.). Granada. España

- El ciclo del agua



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http://www1.ceit.es/asignaturas/ecologia/Hipertexto/04Ecosis/135CicN.htm

Autor:

Neo





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