Geologia

1. UNIVERSIDAD DE LA REPÚBLICA
FACULTAD DE AGRONOMÍA
DEPARTAMENTO DE SUELOS Y AGUAS
2003
Ing. Agr. Artigas Durán
Edafología
Profesor Libre

2. FORMACION DEL SUELO
FUNDAMENTOS TERMODINÁMICOS – MODELOS DEL SISTEMA SUELO
Los suelos constituyen en la visión de los edafólogos un sistema dinámico, perturbado
constantemente por fuerzas internas y externas, pero esta visión no coincide en general
con la del hombre común para quien el suelo es una de los componentes más estables del
medio ambiente, sobre todo en comparación con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera.
La compatibilización entre estas opiniones divergentes requiere considerar, o bien el
marco temporal en que se visualizan los suelos, o bien el nivel de detalle de la
observación de los mismos. Del punto de vista morfológico, la mayoría de los suelos
cambian muy poco durante la vida del hombre, si éste no les introduce perturbaciones a
través del uso. Inversamente, la composición de la solución del suelo está sujeta a
cambios constantes en respuesta a la absorción de nutrientes por las plantas, la
meteorización de los minerales, las reacciones de adsorción-desorción de iones, la
lixiviación o los cambios en el contenido de agua del suelo. Como consecuencia, siendo el
suelo un sistema dinámico, es la dinámica y no la estática la forma correcta de encarar el
estudio de la composición y el comportamiento de dicho sistema, puesto que ella implica
procesos o fuerzas de cambio, lo que ayuda a separar causas de efectos en los suelos.
Una comprensión de la importancia relativa de los diferentes procesos involucrados en la
dinámica del suelo permite una predicción más precisa de la influencia del hombre sobre
el suelo a través de las prácticas de manejo. La utilización de estas prácticas debe ser
consistente con los resultados anticipados de las mismas aún si la evaluación pudiera
tener lugar solamente luego de largos períodos de tiempo (varias generaciones). La
comprensión de los suelos es más clara y el impacto de la acción del hombre sobre ellos
es más predecible si en el proceso mental se incluye una apreciación de los flujos de
energía o procesos.
Este enfoque se apoya en algunos principios básicos de la Termodinámica que serán
mencionados solamente en forma muy breve ya que forman parte de otro curso más
orientado a su estudio.
La Primera Ley de la Termodinámica se refiere a la conservación de la energía y su
planteo general en forma resumida expresa que la energía no puede ser creada ni
transformada. Su expresión matemática es la presentada en la ecuación 1.
Ecuación 1:
∆E = ∆q + ∆w
Esta ecuación establece que el cambio en energía interna (∆E) de un sistema cerrado es
igual a la suma de los flujos de calor (∆q) y de trabajo (∆w). Los procesos irreversibles
resultan en la conversión espontánea de la energía interna en calor y trabajo de manera
que en el equilibrio se alcanzará un estado de mínima energía interna. En la mayoría de
las reacciones químicas de ocurrencia natural, en las que el único trabajo es el de presión
– temperatura (P∆V) se introduce otro término de importancia que es la entalpía (H),
considerada como un indicador de los contenidos relativos de calor y definida por la
ecuación 2.
2

3. Ecuación 2:
H = E + PV
El valor de entalpía cero se asigna, por convención, a los elementos en sus estados
estables bajo condiciones estándar (25ºC y 1 atm de presión). Las reacciones en las
cuales hay emisión de calor (exotérmicas) tienen valores negativos de ∆H, en tanto que
aquellas en las que se absorbe calor (endotérmicas) tienen valor positivo de ∆H.
Un enunciado general de la Segunda Ley de la Termodinámica expresa que los sistemas
aislados se aproximarán espontáneamente a un estado de equilibrio y, a su vez, la
consideración de la Primera Ley revela que los procesos ocurren espontáneamente si
durante el mismo se libera energía en forma de trabajo o de calor. Para cuantificar la
Segunda Ley debe introducirse otro término, entropía (S). La entropía aumenta al
incrementarse el grado de desorden de los sistemas y para un proceso reversible
(equilibrio) en un sistema aislado, ∆S = 0, en tanto que para un proceso irreversible
(espontáneo) en un sistema aislado, ∆S > 0. En efecto, la entropía (desorden) de un
sistema aislado siempre aumenta durante un proceso irreversible y alcanza su valor
máximo en el equilibrio. A su vez, el concepto de entropía implica que todo proceso que
conduce a un incremento de la entropía estará sujeto a ocurrencia espontánea por lo cual,
en un sistema aislado, la entropía no puede nunca disminuir e implica la irreversibilidad de
la naturaleza y su marcha incesante hacia el equilibrio universal. Al tender la entropía
hacia un máximo, todo el universo se encontrará últimamente al azar (máximo desorden),
lo que en el caso de los suelos implica que todos los minerales habrán sido destruidos, los
gradientes de concentración y de temperatura serán inexistentes y los paisajes habrán
sido totalmente nivelados (aplanados). En este estado, todos los procesos cesarán ya que
toda la energía habrá sido disipada hacia el espacio y se alcanzará el equilibrio universal.
De este análisis resumido aparecen dos fuerzas como conductoras de todos los procesos.
Los sistemas se aproximarán espontáneamente al estado de equilibrio por su tendencia
hacia la mínima energía o máxima entropía. Sin embargo, debido a las limitaciones
impuestas por los límites de los sistemas cerrados, solamente en los casos en que la
energía es constante puede la entropía alcanzar el máximo y solamente cuando la
entropía se mantiene constante puede la energía alcanzar su mínimo. Para definir el
equilibrio en tales situaciones es necesario introducir otro término, que es el de energía
libre (G), A temperatura constante (T), la energía libre se define como lo expresa la
ecuación 3.
Ecuación 3:
∆G = ∆H − T∆S
De la ecuación precedente resulta claro que los aumentos de la entropía y las
disminuciones de la entalpía resultarán en un cambio negativo (reducción) de la energía
libre. Las reacciones ocurren espontáneamente hasta que la energía libre alcanza el
mínimo: en el equilibrio ∆G = 0. Por lo tanto, una reacción con un ∆G negativo ocurrirá
espontáneamente moviendo el sistema hacia el equilibrio y hacia un estado de mínima
energía libre.
3

4. La termodinámica clásica, sucintamente reseñada arriba, se aplica solamente a sistemas
cerrados y a condiciones de equilibrio generalmente obtenibles sólo en laboratorio, pero
ocurre que la mayoría de los sistemas naturales, incluyendo los suelos, son de hecho
sistemas abiertos. Los conceptos reseñados requieren pues adaptaciones para aplicarlos
a tales sistemas.
De un punto de vista estadístico, el concepto de entropía representa una medida del grado
de desorden de un sistema y cuando la entropía aumenta, el desorden del sistema
también aumenta. En consecuencia, el camino hacia la máxima entropía implica una
tendencia hacia el desorden del sistema. Sin embargo, es bien reconocido que los
sistemas vivos representan lo que puede denominarse una “improbabilidad energética y
configurativa” puesto que tales sistemas poseen un orden elevado y altos niveles de
energía. Tal situación es solamente posible mediante la importación (ingreso) de energía y
de materia hacia el sistema, y el mismo razonamiento es válido para los suelos. El
ordenamiento implícito en la transformación de un material parental homogéneo en un
suelo diferenciado en horizontes se debe a los flujos de energía y de materia y
conceptualmente conduce a una disminución de la entropía. Así, parecería que los
sistemas biológicos y de suelos no obedecen a la Segunda Ley de la Termodinámica.
Pero debe recordarse que ella se aplica solamente a sistemas aislados y que para
aplicarla a sistemas abiertos, como los suelos, el entorno (externo) del sistema debe ser
también tomado en consideración. Tal adaptación incluye el concepto expresado en la
ecuación 4 que representa el cambio total de entropía de los sistemas abiertos.
Ecuación 4:
∆S = ∆Se + ∆Si
Donde ∆Se es el cambio de entropía debido a interacciones con el entorno y ∆Si es la
producción de entropía debida a procesos irreversibles dentro del sistema. Mientras
que el término ∆Si es siempre positivo, ∆Se puede ser tanto negativo como positivo. Por lo
tanto, dependiendo de la magnitud de ∆Se, el cambio total de entropía en un sistema
abierto puede ser tanto negativo como positivo.
En los suelos, que son sistemas más ordenados que sus precursores (los materiales
generadores), la entropía disminuye como resultado del desarrollo del perfil por lo que,
de acuerdo con la Segunda Ley, la entropía del entorno debe aumentar y, en efecto, la
entropía fluye de tales sistemas abiertos hacia el exterior de los mismos. Los procesos
que provocan un incremento del orden y/o altos niveles de energía potencial en los
sistemas abiertos son desencadenados por flujos de energía hacia el sistema o por la
degradación de la materia que entra al sistema.
Teniendo presente esta información, el concepto de desarrollo del perfil del suelo como
un proceso consumidor de energía con el correspondiente flujo de entropía hacia el
ambiente externo puede ser analizado con algo más de profundidad. Pero aún sin
entrar en mayores detalles, algunas reacciones o procesos que tienen lugar en la
formación del perfil pueden visualizarse en el marco de los conceptos termodinámicos
precedentes.
Así, procesos como la mezcla física (mecánica) del suelo por expansión y contracción
de coloides y actividad biológica (fauna y raíces) implican un incremento del desorden
4

5. del sistema y por ello se les asigna un ∆S positivo. Otro tanto ocurre con la meteorización
de los minerales primarios en la que hay liberación de energía de los enlaces iónicos y
aumento del grado de desorden, pero lo contrario ocurre con la formación de minerales
secundarios en que se dan procesos inversos y por lo tanto posee un ∆S negativo.
La acumulación de materia orgánica, que tiene lugar selectivamente en el perfil, posee
también un ∆S negativo y lo mismo se aplica a los procesos de eluviación – iluviación y
de lixiviación de diversos compuestos que contribuyen a diferenciar horizontes y
redistribuir componentes dentro del suelo (o eliminarlos totalmente del perfil),
aumentando así el orden del sistema y disminuyendo por lo tanto su entropía.
El cuadro 1 muestra esquemáticamente los cambios relativos de entropía en función de
la contribución de procesos edafogenéticos seleccionados para algunos tipos de suelos
contrastantes.
Cuadro 1. Cambios relativos de entropía en función de los procesos de formación para
algunos tipos de suelos de diferente grado de desarrollo
TIPOS DE SUELO
∆S Proceso de De bajo De zonas De praderas Con arcillas De clima
formación desarrollo áridas templadas expansivas (sub)tropical
+ Mezcla física
de horizontes
+ Alteración de
min. 1arios
- Eluviación –
iluviación
- Acumulación
de materia
Orgánica
- Formación de
min. 2arios
- Lixiviación
La dirección de las flechas en las celdas del cuadro 1 indica el signo de ∆S (positivo si la
flecha apunta hacia la derecha y negativo si apunta hacia la izquierda), en tanto que la
longitud de las flechas es aproximadamente proporcional a la intensidad de cada proceso
en el tipo de suelo considerado.
Los procesos por encima de la línea horizontal azul del cuadro 1, cuyo ∆S es positivo -
coloreados de verde en la columna de la izquierda - tienden a limitar el desarrollo de
horizontes en el perfil, lo que es asimilable a una mayor entropía y mayor desorden del
sistema suelo. Por el contrario, los procesos identificados por debajo de la línea azul,
cuyo ∆S es negativo - coloreados de rojo – incrementan el orden del sistema cuya
entropía se hace por lo tanto menor.
El balance general de los procesos descriptos en el cuadro 1 indica que la edafogénesis
provoca casi siempre una disminución de la entropía del sistema suelo, lo cual debe
atribuirse a la incorporación al mismo de energía externa o de materia. De hecho
solamente la formación de suelos ricos en arcillas expansivas se interpreta como
resultante en un cambio positivo de entropía (cuadro 1).
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6. Los flujos externos de energía derivan en último término de la radiación solar o de la
fuerza de gravedad. La radiación es utilizada en la fotosíntesis para la formación de los
tejidos vegetales, cuya descomposición una vez muertos permite la captura de la energía
en ellos almacenada por los microorganismos responsables directos de procesos
importantes como la oxidación – reducción, muy activa en la meteorización de minerales.
La energía radiante es también responsable del bioreciclaje (translocación ascendente de
elementos a través de las raíces y de los órganos vegetales aéreos inducida por la
transpiración). Lo mismo es válido para el ascenso capilar del agua por los poros del suelo
en función de la evaporación inducida por la radiación solar. La fuerte incidencia de la
energía solar en la zona tropical es asimismo responsable de la gran intensidad de las
reacciones químicas de alteración de los minerales del suelo.
La gravedad aporta otro flujo externo importante de energía hacia los sistemas de suelos,
que se materializa en los fenómenos de movimientos en masa (coluviación, solifluxión,
flujos de barro, deslaves, etc.) y, de mayor importancia aún, en el movimiento
descendente del agua a través de los macroporos del suelo que contribuye decisivamente
a la diferenciación del perfil en horizontes (fenómenos de eluviación – iluviación).
Aparte de los flujos de energía someramente descriptos, el desarrollo del suelo está
afectado también por flujos de materia a través de los límites del sistema suelo. La materia
se incorpora habitualmente por la acción de los movimientos en masa, el viento y la lluvia,
y se pierde por efecto de la erosión y otros mecanismos de menor importancia.
Si bien los suelos están sujetos a flujos de energía y de materia hacia dentro y hacia fuera,
el balance global está desplazado en el sentido de ingresos de energía y de materia al
suelo, lo que permite que los procesos de desarrollo puedan operar efectivamente.
Equilibrio vs estado constante o uniforme (steady state)
Equilibrio y estado uniforme o constante son términos a menudo aplicados a los sistemas
de suelos sin una definición rigurosa. El equilibrio es un estado estático y no variable en
función del tiempo (∆G = 0 y ∆S = 0) en el que ningún proceso irreversible tiene lugar y
todas las cantidades macroscópicas del sistema permanecen sin cambios. Otros criterios
del equilibrio son que la entalpía (H) y la energía libre (G) alcanzan el mínimo y la entropía
(S) el máximo. Pero estos criterios son aplicables solamente a sistemas aislados – según
ya se señaló - y no tienen validez en los casos de sistemas abiertos como los suelos.
La bibliografía edafológica contiene numerosas referencias a “equilibrios” entre los suelos
y su entorno (el ambiente) o entre los procesos de formación del suelo y la erosión
geológica que modela el paisaje. Tales relaciones sugieren una interacción entre los
suelos y los flujos externos que resulta en una condición esencialmente no variable con el
tiempo, esto es que las propiedades del suelo no cambian en función del tiempo. Estas
observaciones definen en esencia un estado constante (uniforme) en el que de acuerdo a
diversos autores los parámetros macroscópicos tales como la composición química, tienen
valores independientes del tiempo en cualquier punto del sistema.
De acuerdo a lo expresado, los sistemas biológicos y de suelos se asemejan en que
ambos sistemas son importadores netos de energía y materia durante sus estados
constructivos y solamente exhiben pérdida de energía luego de la muerte de la materia
viva o de la degradación del perfil del suelo, respectivamente. Durante las etapas
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7. constructivas la producción de entropía dentro del sistema por procesos irreversibles (∆Si)
es excedida por el flujo de entropía desde el sistema hacia el exterior (∆Se). Véase al
respecto la ecuación 4 en páginas anteriores. Se ha demostrado que en el estado
constante la producción de entropía dentro de un sistema abierto alcanza un mínimo que
iguala exactamente el flujo desde el sistema, por lo que en tal estado la entropía así como
las otras variables del estado del sistema se tornan constantes. En resumen, en el estado
constante la entrada de energía o de materia en el sistema es exactamente la suficiente
para mantener las propiedades del suelo o sea que los procesos constructivos se
equilibran con los degradativos.
No todos los estados constantes de los suelos ocurren a niveles similares de energía ni de
entropía sino que aquellos dependen del estado inicial del sistema y de los flujos del
sistema. En general los materiales parentales sujetos a altos flujos de energía entrante
alcanzarán el estado constante a un nivel mayor de energía libre (nivel menor de entropía)
que los materiales sujetos a influjos menores de energía. Esto sugiere que los suelos de
climas húmedos y cálidos alcanzarán niveles mayores de organización y de energía
potencial que los suelos de climas más fríos o más áridos. Asimismo, en superficies
estables los suelos que están afectados por lixiviación intensa serán más ordenados que
los suelos sujetos a lixiviación menos intensa. Ello coincide con la experiencia empírica
acumulada por la ciencia del suelo. Una representación esquemática de lo expresado es
la que muestra la figura 1.
(G) Suelo forestal
tropical maduro (S)
M
A Suelo forestal de
D madurez media D
U Suelo forestal E
R tropical muy G
Suelo de desarrollo meteorizado R
E
medio a bajo A
Z
D
A
C
Suelo de desarrollo
I
muy incipiente
Ó
N
Estado inicial del Equilibrio
material parental termodinámico
(no suelo)
Figura 1. Esquema del contenido de energía libre (G) y la entropía (S) en suelos de grado
variable de desarrollo en función del tiempo. Se asume una evolución continua hacia el
equilibrio.
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8. El sector izquierdo de la figura 1 muestra la evolución desde el material parental inicial
hacia un suelo forestal maduro en clima tropical, pasando por etapas intermedias de grado
creciente de madurez, a medida que avanza el desarrollo del perfil. Alcanzada la madurez,
comienza la etapa de degradación, representada por el sector derecho de la figura 1,
hasta alcanzar el equilibrio (teórico) del punto de vista termodinámico.
La etapa de desarrollo hacia la madurez implica niveles crecientes de energía (G) y
menores de entropía (S), mientras que en la etapa de degradación la energía del sistema
disminuye y aumenta la entropía. El signo de las variaciones de energía y entropía está
indicado por las flechas a ambos lados de la figura.
Los conceptos precedentes y su presentación esquemática de la figura 1 no son válidos
para períodos de tiempo extremadamente largos (geológicos) porque en lapsos tan
prolongados los flujos externos están sujetos a variaciones importantes (cambios
climáticos). Tampoco son válidos para escalas de tiempo extremadamente breves, en los
que los cambios en la solución del suelo por ejemplo, debidos a la variación en
precipitación en lapsos de días o meses, son asimismo importantes. En los dos casos
extremos citados, no se cumple la premisa de que el estado constante que no debe variar
en función del tiempo, pero el concepto es válido para la mayoría de las propiedades
macroscópicas del suelo, variables en períodos de cientos a miles de años, tales como la
diferenciación en horizontes y las propiedades morfológicas del perfil. De todas manera
debe tenerse presente que no todos los suelos reales han alcanzado una condición de
estado constante. Muchos están sin duda aproximándose dinámicamente al estado
constante y algunos tipos de suelos considerados de desarrollo incipiente, incompleto o
medio representan estados transitorios, mientras que aquellos muy maduros o muy
meteorizados sí han alcanzado el estado constante, siempre dentro del marco temporal
indicado arriba, es decir sin considerar períodos de tiempo desmesuradamente largos o
extremadamente breves.
Rol de la cinética en la edafogénesis
Se indicó en los párrafos precedentes que la termodinámica clásica no se aplica
directamente en forma íntegra a los sistemas de suelos aunque de todas maneras aporta
elementos muy valiosos para el estudio de la formación del suelo. El complemento
necesario para ello lo aporta la cinética, aunque ésta no se ha desarrollado en igual grado
a la termodinámica. Como las condiciones de equilibrio no existen en los suelos porque
ellos son sistemas abiertos sujetos a flujos externos continuos, la velocidad a la que los
sistemas de suelos se ajustan a las perturbaciones que los afectan es de la mayor
importancia para la comprensión de tales sistemas. Como ejemplos de la naturaleza
dinámica de los suelos, pueden citarse los siguientes, algunos de los cuales ya fueron
mencionados:
• Absorción y liberación de nutrientes.
• Variación en el contenido de agua en función de la lluvia.
• Evapotranspiración y drenaje.
• Absorción y desorción de iones.
• Meteorización y precipitación de minerales.
• Intercambio gaseoso.
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9. • Actividad biológica.
Otro factor que contribuye a generar condiciones de falta de equilibrio en los suelos es la
lentitud de las reacciones de algunos procesos. En contraste con la rapidez relativa de
fenómenos como los de adsorción – desorción de iones en los suelos, las velocidades de
disolución y de precipitación de numerosos minerales son sumamente lentas.
Estas breves consideraciones justifican que la cinética sea tenida en consideración
conjuntamente con los principios de la termodinámica a efectos de lograr una mejor
comprensión de los complejos procesos involucrados en la formación de los suelos.
Modelos
Modelación de los sistemas de suelos
Los párrafos precedentes ilustran cómo los suelos constituyen sistemas dinámicos, muy
complejos que pueden discutirse en términos de las leyes fundamentales de las ciencias
básicas. Sin embargo, para estudiar adecuadamente sistemas complejos se necesita
generar marcos más simples que guíen la investigación y la asimilación de la información
obtenida a través de ella. Conceptos simplificantes de la realidad, como son los modelos,
son esenciales en la investigación de los sistemas de suelos.
Algunos autores distinguen diversos tipos de modelos: mentales, verbales, estructurales y
matemáticos, siendo estos últimos los que más utilidad prestan y que más se han
desarrollado desde que se introdujo la informática en la ciencia y se dispuso sin
limitaciones de computadoras.
También se consideran separadamente los modelos factoriales que explican las
características del sistema en términos de variables externas, que no aportan mucho
detalle sobe la dinámica del sistema suelo, de los modelos o aproximaciones sistémicas
que se orientan más al análisis de los flujos de materia y de energía en los sistemas de
suelos y por lo tanto relacionan las fuerzas conductoras de la edafogénesis con la
dinámica de esos sistemas.
Debe tenerse presente de todas maneras que los modelos pueden llegar a ser limitantes
del progreso científica si el modelo se acepta como un “hecho” y no como una fuente de
hipótesis que es lo que esencialmente son. En definitiva, los modelos se utilizan para
obtener datos de manera sistemática, describir los sistemas o para predecir relaciones o
comportamientos con el propósito de extender el conocimiento existente sobre los suelos.
Todos los modelos deben últimamente autodestruirse total o parcialmente ya que ellos
simplemente representan una serie de aproximaciones hacia la “verdad” y un buen
modelo debe infundir en el investigador una actitud de análisis minucioso y crítico hacia el
sistema bajo estudio con el propósito de mejorar, redefinir y expandir el modelo para
obtener una comprensión completa del sistema.
En la siguiente sección se mencionan y describen brevemente los modelos más conocidos
en la investigación edafológica, todos los cuales tienen ventajas y limitaciones.
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10. Análisis de factores de estado
El modelo factorial de los sistemas de suelos más conocido y más frecuentemente
empleado es el de los factores de formación del suelo popularizado por Jenny (1941),
que establece que los suelos son una función de cinco factores que definen el estado y la
historia de los sistemas de suelos, por lo que se denominan factores de estado. Los cinco
factores sugeridos por Jenny son:
1. Clima (cl)
2. Organismos (o)
3. Topografía (r)
4. Material parental (p), y
5. Tiempo (t)
La expresión del modelo es la que muestra la ecuación 5.
Ecuación 5:
S = f (cl , o, r , p, t ,...)
donde S es el suelo y los puntos suspensivos indican factores adicionales no
especificados. Los factores definen el sistema suelo como variables que controlan las
características del sistema y no en términos de procesos, causas o fuerzas activas en el
sistema. Posteriormente, Jenny redujo su modelo a tres factores de estado: el estado
inicial del sistema (L0), los potenciales de flujo externo (Px), y la edad del sistema (t), por lo
cual la ecuación quedaba reducida a la siguiente expresión (ecuación 6).
Ecuación 6:
S = f ( L0, Px , t )
Esta formulación es mucho menos difundida que la expresada por la ecuación 5. En ella,
los flujos externos incluyen la radiación solar, la transferencia de calor, la transferencia de
entropía, la difusión gaseosa, el flujo de agua, la coluviación y los aportes biológicos, pero
en definitiva todos ellos están esencialmente determinados por el clima y la biosfera.
El estado inicial de los sistemas de suelos está definido por la composición física, química
mineralógica y orgánica del sistema referido como material parental, el que también está
condicionado por la topografía. Por lo tanto, la ecuación 6, en una forma más extendida,
es idéntica a la ecuación 5 que considera los cinco factores de formación del suelo
originalmente definidos por Jenny (1941).
Diversos autores han señalado dificultades severas para resolver la ecuación, en
cualquiera de sus dos formulaciones, por lo difícil o aún imposible que resulta obtener
algunos datos imprescindibles para ello. La dificultad deriva del hecho de que algunos
factores están constituidos por unidades discretas, en tanto que otros son de naturaleza
tan compleja que torna imposible la recolección de datos concretos de cada uno de ellos.
Por otra parte, ciertos factores varían independientemente – una condición necesaria para
resolver la ecuación – en tanto que otros varían en función de los demás, por lo cual no se
10

11. cumple el requisito de la independencia de todos ellos. Tales interacciones han sido
señaladas por varios autores quienes consideran que ello hace irreal el análisis
frecuentemente realizado de observar la variación de suelos en función de la variación de
un solo factor permaneciendo constantes los restantes. Hay evidencias de que ese tipo de
situaciones son excepcionales y no la regla, que es la variación simultánea de dos o más
factores. En un extremo se ha postulado que el único de los cinco factores que puede
considerarse realmente independiente es el tiempo.
A pesar de las limitaciones mencionadas, el modelo de Jenny ha tenido gran impacto en
el desarrollo de la Edafología y hay evidencias incontestables de su utilidad para
comprender algunos fundamentos esenciales de la formación de los suelos.
Modelo de energía
Este es un modelo factorial que refina el de los factores de formación del suelo de Jenny
priorizando algunos de ellos porque no todos justifican atribuirles igual importancia. El
modelo pone énfasis en dos factores de intensidad, el agua disponible para la lixiviación
(w) y la producción de materia orgánica (o), y el factor tiempo (t), y puede expresarse de
manera adecuada por la ecuación 7.
Ecuación 7:
S = f (o, w , t )
Los factores de intensidad están condicionados por un conjunto de factores de capacidad.
El agua disponible para lixiviación está condicionada por factores tales como la duración e
intensidad de la precipitación, la infiltración, el escurrimiento y la permeabilidad. La
producción de materia orgánica está condicionada por la disponibilidad de nutrientes, de
agua y de aire y por las características y crecimiento de la vegetación. En los hechos, la
producción de materia orgánica puede correlacionarse con el material parental (fuente de
nutrientes) y la vegetación y el agua disponible para lixiviación con el clima y el relieve en
el modelo de Jenny. Sin embargo, el modelo de energía pone se enfoca en los procesos
activos en los suelos más que en las variables ambientales externas al suelo.
El nombre del modelo deriva de su énfasis en los flujos de energía en el sistema suelo. El
agua disponible para la lixiviación es esencialmente un agente efectivo en la utilización de
la energía gravitacional en tanto que la producción de materia orgánica es una expresión
de la energía radiante.
También el modelo de energía ha sido criticado en algunos aspectos. Por ejemplo, se ha
señalado que es tan difícil de cuantificar y ser expresado en forma matemática como el de
Jenny, y que el material parental no es manejado de manera adecuada por el modelo.
Asimismo se ha observado que aunque el modelo intenta basarse en relaciones de
energía, las referencias a ésta son esencialmente verbales o gráficas y no se emplean
unidades de energía en ningún momento. No obstante, el modelo de energía ha sido
utilizado con éxito en varios estudios de formación del suelo en cuanto separar causas de
efectos, proponer hipótesis y diseñar ensayos de verificación importantes.
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12. De todas maneras, el modelo de energía no ha alcanzado la difusión y popularidad del
modelo de Jenny de 1941.
Modelo de procesos generales
Los modelos discutidos previamente – y algún otro no incluido en esta reseña – son
básicamente modelos factoriales en tanto las propiedades del suelo son relacionadas en
ellos a condiciones externas, al material inicial o al tiempo (progreso hacia el estado de
equilibrio). En los modelos factoriales, los mecanismos mediante los cuales los factores de
estado influyen sobre las propiedades del suelo no son tratados. El modelo formulado por
Simonson (1959) representa uno de los primeros esfuerzos para modelar la formación del
suelo usando una aproximación de respuestas a procesos y sugiere un esquema
generalizado para la organización el estudio de los procesos operativos dentro de los
sistemas de suelos.
De acuerdo a Simonson, la génesis del suelo consiste de dos etapas: (1) acumulación del
material parental, y (2) diferenciación de horizontes en el perfil. Cabe observar que este
modelo solamente es aplicable si el paisaje (la superficie en que se desarrolla el suelo) ha
permanecido geomorfológicamente inactiva desde la iniciación de la génesis del suelo. Sin
embargo, el proceso puede asimilar o incorporar la influencia de la inestabilidad
geomorfológico de los materiales parentales mediante la consideración de las ganancias y
pérdidas de material geomórfico como un proceso activo en el desarrollo del suelo.
Simonson sugiere que la diferenciación en horizontes es una función de ganancias,
pérdidas, transferencia y transformaciones dentro de los sistemas de suelos. Estos cuatro
procesos son, necesariamente, muy generales de manera de cubrir el rango completo de
los procesos específicos que actúan en la génesis del suelo, pero no obstante el modelo
da un marco útil para organizar conceptualmente los procesos y facilitar su comprensión.
Simonson postula que todos los procesos actúan simultáneamente en todos los suelos y
que sólo difieren sus velocidades en los diferentes suelos. La naturaleza última de los
suelos está determinada entonces por el balance del conjunto de procesos.
Aunque el marco conceptual sugerido por Simonson ha resultado particularmente útil, es
aún imposible el desarrollo matemático del modelo porque la información cuantitativa
necesaria para ello no existe todavía para algunos procesos específicos de importancia.
De todas maneras diversos autores (Wright y Bennema, 1965; Gaucher, 1968) formularon
concepciones similares a las de Simonson, lo que pone de manifiesto que su modelo, aún
siendo muy general, es de utilidad en el estudio de la génesis de los suelos.
Según los conceptos expuestos, existen procesos simples o elementales, que se asocian
para dar lugar a otros más complejos, los procesos tipogénicos. Los tipos de suelos así
originados tienen una expresión geográfica regional y constituyen las grandes zonas de
suelos del mundo, caracterizadas generalmente no sólo por sus suelos sino también por
un clima y una vegetación propias. Así, la zona de suelos negros, oscurecidos por la
materia orgánica con alto porcentaje de cationes bivalentes (fundamentalmente calcio),
coincide con el área bioclimática de las estepas y praderas.
Pero a su vez, dentro de estas zonas bioclimáticas junto a los suelos típicos, existen otros
suelos, que difieren de aquellos en uno o más rasgos importantes, debido a la acción
preponderante de algún factor local; roca madre de composición “extrema”, hidromorfismo
muy acentuado, concentraciones elevadas de sales o álcalis.
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13. En consecuencia el estudio de los procesos de formación del suelo puede analizarse a
tres niveles, en el entendido de que esto no responde más que a la necesidad de facilitar o
simplificar la exposición, sin que signifique una jerarquización de unos procesos con
relación a otros:
1. Procesos generales de formación del suelo, también llamados simples o elementales
que alteran las rocas y minerales y originan el perfil del suelo con su secuencia de
horizontes genéticos.
2. Procesos regionales de formación del suelo, también llamado tipogénicos (Gaucher,
G., 1968), que no constituyen sino una asociación de procesos simples, caracterizada
por la intensidad y modalidad particular que adopta cada uno de ellos. Estos
procesos producen los grandes grupos de suelos que caracterizan las regiones
principales de suelos del mundo, más o menos coincidentes con grandes zonas
bioclimáticas.
3. Procesos locales de formación del suelo, debidos a la acción predominante de un
factor edafogenético local, que originan dentro de una región bioclimática suelos
que, aún presentando numerosos caracteres en común con los suelos característicos
del área, poseen algunas diferencias significativas con éstos. Son suelos mal drenados
de las áreas deprimidas, o suelos desarrollados en condiciones que favorecen la
acumulación de sales o álcalis. Todos estos suelos ocupan por lo común superficies
restringidas dentro de la región donde aparecen.
PROCESOS GENERALES DE FORMACION DEL SUELO
Crompton (1962) agrupa a los procesos de formación del suelo en cuatro grupos:
1. Meteorización
2. Translocación
3. Ciclo Orgánico
4. Erosión - Aporte Superficial
Wright y Bennema (1965), consideran que estos procesos pertenecen a tres regímenes:
1. Descomposición
2. Orgánico
3. Rejuvenecimiento
El primero, incluye los procesos de Meteorización y Translocación de Crompton, los otros
dos corresponden respectivamente al Ciclo Orgánico y a los procesos de Erosión - Aporte
Superficial de Crompton. El enfoque de Wright y Bennema y el de Crompton son, pues,
casi idénticos.
Gaucher, G. (1968) distingue por una parte, los Procesos Elementales y los Procesos
Tipogénicos, y por otro distingue, dentro de la edafogénesis, dos tiempos: la formación y
la evolución del suelo.
La formación del suelo incluye:
• Desintegración y descomposición de la roca madre (meteorización).
• Acumulación de materias minerales: aluvionamiento, coluvionamiento y aporte eólico.
• Acumulación de materia orgánica.
13

14. La evolución del suelo incluye:
• Migración de materias orgánicas y minerales tanto solubles como coloidales, descendentes o
ascendentes.
• Acumulación de los productos de la migración, ya sea en un horizonte profundo (B o C) o en la
superficie.
De acuerdo a lo expuesto por Crompton, Wright y Bennema, Robinson y Gaucher, los
procesos elementales de formación del perfil del suelo son los siguientes:
1. Meteorización de las rocas y minerales.
2. Acumulación y evolución de la materia orgánica.
3. Translocación de compuestos solubles o coloidales en el perfil.
4. Rejuvenecimiento del suelo (aporte de material fresco) por distintas vías.
A estos se les podría agregar al desarrollo de la estructura del suelo, reconocido
expresamente por Brewer (1964), como proceso de formación del suelo.
METEORIZACION DE LOS MINERALES Y LAS ROCAS
El término meteorización comprende los procesos de transformación que experimentan
los minerales y las rocas por acción de los agentes meteóricos: agua, aire, temperatura,
agentes bióticos, etc.
En la actualidad se acepta que la meteorización de los minerales es un proceso de
formación del suelo, y el tema se considerará sólo en sus aspectos fundamentales porque
el análisis detallado excede las necesidades de un curso básico de Edafología.
La meteorización de los minerales y rocas se refiere a los cambios en el grado de
consolidación y composición que se producen en la corteza terrestre, en la esfera de
influencia de los agentes atmosféricos e hidrosféricos. Consiste de dos procesos: uno
físico y otro químico, denominados respectivamente desintegración y descomposición,
que en general actúan conjuntamente, aunque las condiciones ambientales,
especialmente la topografía y el clima, pueden determinar el predominio de uno u otro
proceso.
La meteorización física o desintegración es el cambio en el grado de consolidación de
las rocas, es decir, el cambio desde un estado consolidado a otro no consolidado
(desagregado). Su mayor importancia radica en que lleva a los minerales y las rocas a un
estado de gran división (o al menos de mayor división que el estado inicial), aumentando
la superficie activa de los mismos lo que a su vez acelera considerablemente las
reacciones de descomposición.
La meteorización química o descomposición es el cambio de composición química de
las rocas, consolidadas o no. Como su propio nombre lo indica, es un proceso
dominantemente químico, integrado por un complejo de reacciones de hidrólisis,
oxidación, hidratación y solubilización, entre otras.
14

15. METEORIZACION FISICA
La meteorización física conduce a la desintegración de las masas rocosas, disminuyendo
el tamaño de las partículas de manera que la meteorización química resulta más factible y
más rápida y conduce la transformación de la composición de los materiales. La
desintegración tiene lugar por medio de agentes que actúan sobre la roca in situ o que la
mueven y la desgastan.
En el cuadro 2 se presentan los factores de acción in situ y los agentes que mueven y
desgastan las rocas.
Cuadro 2. Agentes de la meteorización física
Agentes que actúan sobre Agentes que mueven y
la roca in situ desgastan la roca
Pérdida de carga Hielo glacial
Expansión-contracción térmica Agua en movimiento
Crecimiento de cristales Viento
Presión por plantas y animales Gravedad
Pérdida de carga
Es producida por la descarga de masas rocosas - en especial las de rocas ígneas
formadas a gran profundidad - generalmente provocada por la erosión del manto de rocas
que las recubre. El resultado del proceso es la “exfoliación” en capas concéntricas a la
superficie de la masa rocosa y la formación de diaclasas.
Expansión y contracción térmicas
Los cambios térmicos asociados a la insolación (calentamiento y enfriamiento diario,
estacional, etc.) no se consideran actualmente importantes como en el pasado, pero se
acepta en cambio que los cambios bruscos de temperatura, provocados por incendios o
rayos, pueden ser efectivos en la expansión y contracción térmicas de las rocas y tener
así efectos desintegradores sobre éstas.
Crecimiento de cristales
Este fenómeno se refiere principalmente al crecimiento de cristales de hielo o de sales en
las grietas o fracturas de las rocas y ocurre normalmente en climas fríos o áridos. El
proceso es más activo cuando hay congelación y descongelación alternadas y más
efectivo en rocas con fracturas o con planos de estratificación. Debe notarse sin embargo
que tal vez nunca se generen por este mecanismo presiones muy elevadas, solamente
alcanzables en agua totalmente confinada.
Presión por plantas y animales
Fundamentalmente se refiere a la acción de las raíces que al crecer pueden ensanchar las
grietas de las rocas (efecto de cuña), originadas por alguno de los mecanismos ya vistos.
15

16. Con relación a los agentes que mueven y desgastan las rocas, su acción se manifiesta de
varias maneras. Una de ellas es el mecanismo de corrosión o abrasión que no es más que
un desprendimiento de partículas del substrato por la acción del material transportado en
suspensión por el agua (por ejemplo, un río) o por el hielo, como es el caso de un glaciar
en movimiento.
También puede existir un desgaste o disminución del tamaño de grano por golpeteo,
choque, frotación o trituración de partículas minerales en tránsito, ya sea éste fluvial,
eólico, glacial o marino.
METEORIZACION QUIMICA
La meteorización química es el cambio en la composición química y mineralógica de las
rocas y en ella los minerales primarios se destruyen, al menos parcialmente, liberándose
productos insolubles y solubles. Los insolubles se acumulan en el manto de alteración, en
tanto que los solubles pueden ser lavados o pueden recombinarse en forma de nuevos
compuestos minerales, tanto cristalinos como amorfos y generalmente con propiedades
coloidales.
En el caso general, la meteorización comprende un complejo de acciones físicas y
químicas que puede representarse ventajosamente por la ecuación siguiente:
Minerales + Agentes de Residuos + coloides + iones
primarios meteorización insolubles
Micas Agua Al (OH)3
Feldespatos Oxígeno Fe (OH)3
Anfíboles CO2 SiO2
Piroxenos H+ Minerales
arcillosos
En esta ecuación se utiliza el signo para indicar que, si bien en las condiciones de
superficie el equilibrio se desplaza siempre hacia la derecha, las velocidades de reacción
dependen de las masas activas de las sustancias reaccionantes en el medio. Si los
productos de la reacción (segundo término de la ecuación) se acumulan en el medio, las
reacciones de descomposición tienden a enlentecerse o bloquearse, en tanto que la
lixiviación de los mismos productos favorece el proceso de meteorización y la ecuación se
desplaza hacia la derecha.
16

17. AGENTES DE METEORIZACION
Los agentes que intervienen más activamente en las reacciones de descomposición son el
agua, el oxígeno, el anhídrido carbónico y el ion hidrógeno.
Los óxidos de nitrógeno formados en baja proporción en la atmósfera durante las
tormentas eléctricas y el ácido sulfúrico, originado por oxidación e hidrólisis de los sulfuros
en superficie, aunque en cantidades muy subordinadas, también tienen cierta importancia
como agentes de meteorización. A estos compuestos deben agregarse los ácidos
provenientes de la descomposición de los residuos orgánicos en el suelo los cuales
pueden tener un rol como agentes meteóricos dentro del suelo bajo ciertas circunstancias.
Agua
El agua es sin lugar a dudas el más importante de los agentes de meteorización. Su
acción se manifiesta de tres maneras:
• como disolvente,
• como agente hidratante,
• como fuente de H+
El agua con las sales y ácidos disueltos que posee en el suelo constituye uno de los
agentes de mayor importancia en la meteorización de minerales. A través de la hidrólisis,
la hidratación y la disolución, el agua es capaz de intensificar la degradación, alteración y
resíntesis de minerales. Un ejemplo simple es la hidrólisis de la microclina (KAlSi3O8), un
feldespato potásico muy abundante en diversas rocas, que se muestra seguidamente.
KAlSi3O8 + H2O HAlSi3O8 + K+ + OH-
(sólido) (líquido) (sólido) (solución)
2 HAlSi3O8 + 14 H2O Al2O3.3H2O + 6 H4SiO4
(sólido) (líquido) (sólido) (solución)
Obsérvese que estas reacciones ilustran la disolución y la hidratación así como la
hidrólisis. El potasio liberado por hidrólisis del feldespato es soluble y está sujeto a
adsorción por los coloides del suelo, a absorción por las raíces de las plantas y a
eliminación en el agua de drenaje. Asimismo, el ácido silícico (H4SiO4) es soluble y puede
ser eliminado lentamente en el agua de drenaje o recombinarse con otros compuestos
para formar minerales secundarios como las arcillas (filosilicatos). La hidratación es
evidente observando la formación del óxido de aluminio hidratado (Al2O3.3H2O).
La disociación del agua, por otra parte, libera iones H+ (generalmente en forma de
hidronio), por lo que, aún cuando pura, desarrolla cierta acción química en función de su
contenido en este ion. Su concentración está regulada por el equilibrio:
2H2O = H3O+ + OH-
Como fuente indirecta de H+, el CO2 tiene una importancia excepcional pues es el agente
ácido natural relativamente más abundante. La concentración de H+ - como hidronio -
suministrado por la ionización primaria del ácido carbónico formado en la disolución del
17

18. CO2 en agua, es la más elevada que suministran en condiciones normales los procesos
naturales. El equilibrio correspondiente es el siguiente.
CO2 + 2H2O = HCO3- + H3O+
La meteorización se acelera por el contenido del ion hidrógeno en el agua que percola a
través del suelo. Un efecto de ello es la disolución de la calcita (carbonato cálcico) según
la siguiente reacción.
CaCO3 + H2CO3 Ca2+ + 2 HCO3-
(sólido) (solución) (solución de bicarbonato)
En las regiones húmedas otros ácidos mucho más fuertes que el carbónico están
presentes también en la solución del suelo, tales como ácidos inorgánicos muy diluidos
(HNO3 y H2SO4) y algunos ácidos orgánicos.
Oxígeno
El oxígeno es otro agente de meteorización de gran abundancia en el ciclo superficial. Su
principal acción es la oxidación que afecta principalmente a los cationes polivalentes como
el hierro y el manganeso.
Durante la alteración de las rocas el Fe2+ es liberado de la estructura de los minerales
primarios que lo contienen y llevado por oxidación e hidratación a óxidos y oxihidróxidos
de hierro (ferrihydrita, goethita, lepidocrocita, hematita), que precipitan y pigmentan los
suelos y los sedimentos. Un ejemplo de esto es la alteración de la olivita en medio acuoso
en que se libera óxido ferroso que es inmediatamente oxidado a formas férricas,
generándose goethita.
3 MgFeSiO4 + 2 H2O H4Mg3Si2O9 + SiO2 + 3 FeO
(olivina) (serpentina) (sílice) (óxido ferroso)
4 FeO + O2 + 2 H2O FeOOH
(óxido ferroso) (goethita)
En ausencia de oxígeno, en cambio, es posible una migración relativamente fácil de hierro
como Fe2+ de solubilidad mayor al Fe 3+.
Anhídrido carbónico
El anhídrido carbónico cumple un rol activo en la meteorización de dos maneras:
• como agente de carbonatación.
• como principal fuente indirecta de H+.
Forma combinaciones estables con cationes bivalentes dando lugar a la formación de
carbonatos de Ca2+, Mg2+, Fe2+, etc. Cuando estos cationes son liberados de las
estructuras primitivas dan frecuentemente carbonatos como productos de alteración
estables.
Por otra parte, debido a la elevada solubilidad de los bicarbonatos, el CO2 no solamente
es capaz de fijar los cationes como carbonatos, sino de movilizarlos como bicarbonatos.
18

19. Por este motivo, el CO2 regula completamente el ciclo superficial del Ca2+ e incide en el
del Mg2+ y el Fe2+.
Hidrogenión
El ion hidrógeno se encuentra normalmente solvatado como H3O+ (hidronio) debido a su
enorme poder polarizante y es el agente más activo de la destrucción a escala atómica. La
acción del H+ depende de una serie de factores entre los que se pueden destacar:
1. Su gran poder de penetración: condicionado por su tamaño pequeño que le permite penetrar con
facilidad en huecos y fracturas de la estructura de los minerales. Debe tenerse en cuenta que si bien el
H+ es transportado como ion solvatado H3O+, se fija a las estructuras como H+.
2. Su gran poder polarizante y alta fuerza electrostática de enlace: debido a su poder polarizante puede
unirse enérgicamente a los oxígenos de la estructura reemplazando y desplazando a los cationes
metálicos (K+, Na+, Ca2+, etc.
3. Su acción distorsionante sobre las estructuras atacadas: por su pequeñísimo tamaño, una vez fijado a
la estructura, determina grandes huecos en el sitio de los cationes desplazados y provoca distorsión y
expansión en la estructura, lo que facilita el proceso de destrucción.
ALTERABILIDAD DE LOS MINERALES
La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales frente a las condiciones
de superficie depende de factores intrínsecos, propios y específicos de cada mineral o
familia de minerales, y de factores externos, característicos del ambiente en que se
produce la meteorización. Jackson y Sherman (1953) llaman los primeros factores de
capacidad y a los segundos factores de intensidad.
Factores de capacidad
Estos factores pueden ser estructurales (tipo de estructura de cada mineral, densidad de
empaque de los iones componentes, etc.) o químicos (movilidad relativa de los iones
componentes, grado de hidratación del mineral y estado de oxidación de iones como el
Fe2+ o el Mn2+).
En general los minerales con estructura más simples son más alterables y así los
nesosilicatos, como la olivina, son muy fácilmente alterables, en tanto que los
tectosilicatos, como el cuarzo, de estructura mucho más compleja son muy resistentes.
Los inosilicatos y filosilicatos ocupan posiciones intermedias entre ambos extremos.
La densidad de empaque de los iones constituyentes de los minerales también afecta la
alterabilidad de estos últimos y cuanto más compacta es la estructura, más estable es el
mineral. Este factor puede ser tan importante como para provocar que un mineral de
estructura simple como el circón (nesosilicato) pero con empaquetamiento muy denso sea
extremadamente resistente, comportándose así de manera opuesta a la olivina.
El grado de sustitución isomórfica en la estructura es otro factor de capacidad y así,
cuanto mayor el número de sustituciones isomórficas de Si por Al en los tetraedros de los
silicatos, mayor es su alterabilidad, ya que los enlaces Al-O-Si son más débiles que los
enlaces Si-O-Si.
19

20. La movilidad de los cationes que componen los minerales también influyen sobre su
alterabilidad, siendo mayor cuanto más móviles son dichos cationes, según el orden
siguiente de los respectivos óxidos:
Na2O > CaO > MgO > K2O > SiO2 > Al2O3 > Fe2O3
El orden de movilidad indica la mayor o menor facilidad con que se pierden los diferentes
elementos al ser liberados durante la meteorización, siendo más fácilmente eliminados los
más móviles como los cationes alcalinos y alcalino térreos y concentrándose
residualmente los menos móviles como el Al y el Fe.
Con respecto al grado de hidratación, cuanta menos agua contiene un mineral más
fácilmente se altera en las condiciones superficiales donde dicho compuesto es abundante
y en las que tienden a predominar los minerales hidratados. Por ello, los minerales
primarios, formados en profundidad son menos estables en la superficie que los
secundarios, formados precisamente en ese ambiente.
Finalmente, el estado de oxidación de los minerales afecta su alterabilidad y aquellos que
poseen en su estructura cationes que pueden oxidarse reducen su estabilidad en las
condiciones superficiales en las que el oxígeno es abundante. Ello explica en parte la baja
estabilidad de minerales con hierro ferroso en su estructura como la olivina, piroxenos,
anfíboles y biotita.
Factores de intensidad
Así como los factores de capacidad determinan la alterabilidad potencial de los minerales,
los factores de intensidad controlan el grado e intensidad del proceso de la meteorización.
Dentro de los factores de intensidad deben señalarse principalmente al clima, la topografía
y el drenaje. De sus características depende la mayor o menor permanencia de los
minerales en contacto con los agentes de meteorización: temperatura, precipitación,
acidez del medio, fuerzas bióticas y condiciones de oxidación-reducción.
El efecto de la temperatura en el proceso de descomposición es de particular importancia
y la velocidad de las reacciones químicas aumenta con la temperatura, duplicándose
aproximadamente por cada 10ºC de aumento de la misma (ley de Van t’Hoff). Así, en
climas tropicales la combinación de temperaturas elevadas y precipitaciones
generalmente abundantes aumenta la velocidad de las reacciones químicas de
descomposición y por lo mismo la intensidad de la meteorización. En tales condiciones,
prácticamente todos los silicatos son descompuestos y los únicos minerales estables son
los óxidos de hierro y aluminio neoformados; aún la caolinita, una arcilla muy estable,
puede ser descompuesta en el estado último de meteorización.
En climas menos extremos, la alteración de los minerales es parcial; la sílice poco
solubilizada (o insoluble) no es lavada y, en consecuencia, es posible la formación y
estabilización de los filosilicatos secundarios.
En el extremo opuesto, bajo condiciones climáticas frías y secas, domina la
desintegración, máxime si la topografía es quebrada. En los productos de alteración -
transportados y depositados como sedimentos o mantenidos in situ - se observa
generalmente un contenido elevado de feldespatos, así como ferromagnesianos muy
20

21. frescos. Ello es indicativo de que las rocas han sido solamente desmenuzadas, sin mayor
intervención de los agentes químicos.
La topografía actúa directamente sobre el proceso de meteorización química -
favoreciendo o enlenteciendo la erosión de los productos de la misma - pero su efecto
más importante es indirecto, a través del drenaje que ella controla.
El efecto del drenaje tiene una doble importancia, pues incide tanto en la velocidad de
descomposición de los minerales primarios, como en el tipo de minerales neoformados.
Un buen drenaje aumenta la velocidad de descomposición, pues sustrae los cationes
liberados durante el proceso de alteración e impide que la acumulación de los mismos
lleve al proceso a una situación de equilibrio. Por otra parte, el drenaje activo arrastra
prácticamente todos los iones que la alteración suministra al medio (K+, Ca2+, Mg2+, etc.)
determinando un pH relativamente bajo en las aguas que favorecer la formación de
minerales arcillosos caoliníticos. En condiciones de drenaje insuficiente o impedido, la
acumulación de cationes en el medio promueve la recombinación de los iones liberados
por la descomposición en minerales arcillosos micáceos o montmorilloníticos.
La interacción entre la alterabilidad propia de cada mineral (factores de capacidad) y las
condiciones ambientales de la meteorización (factores de intensidad) determinan, junto al
contenido inicial de cada mineral en el material generador de los suelos, cuáles son los
minerales que ocurren en los diferentes tipos de suelos.
Cuadro 3. Minerales primarios y secundarios más importantes de los suelos
ordenados por su resistencia a la meteorización
Minerales primarios Minerales secundarios Resistencia a la meteorización
Goethita Más resistente
Hematita
Gibsita
Cuarzo
Minerales arcillosos
Muscovita
Ortosa
Biotita
Albita
Hornblenda
Augita
Anortita
Olivina
Dolomita
Calcita
Yeso Menos resistente
El cuadro 3 muestra el orden de alterabilidad de los minerales primarios y secundarios
más frecuentes que se encuentran en los suelos, ordenados por su resistencia creciente a
la meteorización en condiciones normales para climas húmedos templados (Brady, 1984).
El orden de alterabilidad del cuadro 3 no es el único posible puesto que diferentes autores
han propuesto diversos ordenamientos que poseen diferencias entre sí, aunque las
21

22. mismas son menores y no alteran sustancialmente el ordenamiento. Todas las secuencias
de alterabilidad de minerales coinciden en que el cuarzo, la moscovita y los feldespatos
potásicos y sódicos son los minerales primarios más resistentes, en tanto que los más
susceptibles a la meteorización son en todos los casos los piroxenos, anfíboles y olivina.
Lo mismo ocurre con los minerales secundarios siendo los carbonatos y sulfatos de calcio
y magnesio los más alterables y los óxidos de hierro y aluminio los más resistentes,
ubicándose los filosilicatos secundarios en una posición intermedia.
ALTERACION POR FAMILIAS DE MINERALES
En este apartado se consideran solamente aquellos minerales que se encuentran con
frecuencia como constituyentes de las rocas; tales minerales son los materiales primitivos
a partir de los cuales se forman los minerales estables en las condiciones superficiales,
sean ellos coloidales o no.
A su vez, en lo referente a cada familia de minerales en particular, es de interés delinear a
grandes rasgos cuáles son los productos de alteración formados en condiciones climáticas
diferentes.
Familia de la sílice. El mineral más importante es el cuarzo, muy abundante en los
suelos. Es un mineral absolutamente estable en todos los climas y uno de los más
resistentes en el ciclo superficial. La ausencia de sustituciones isomórficas y la existencia
exclusiva de los fuertes enlaces Si-O-Si son responsables de la persistencia de este
tectosilicato, frecuentemente dominante en las fracciones arena y limo de los suelos.
La sílice coloidal que interviene en el ciclo superficial proviene casi exclusivamente de la
descomposición de otros silicatos, ya que la estabilidad del cuarzo torna casi imposible la
liberación de sílice soluble o coloidal a partir de este mineral.
Familia de los feldespatos. Estos tectosilicatos son más alterables que el cuarzo por la
aparición de enlaces Si-O-Al, de mayor debilidad que los Si-O-Si, debido a las
sustituciones isomórficas de Si por Al, y a la existencia de cationes como Na+, Ca2+ y K+
que debilitan la estructura del mineral. La hidrólisis de los feldespatos conduce a la
formación de minerales arcillosos: caolinita en clima tropical y con buen drenaje, o arcillas
2:1 en climas menos cálidos y/o en condiciones de drenaje impedido que permite la
acumulación de cationes como calcio, potasio o sodio. En casos de meteorización muy
intensa y prolongada, pueden formarse principalmente óxidos de aluminio con caolinita
como mineral asociado.
Familias de las micas. La muscovita es bastante resistente (ver cuadro 3) y
generalmente se transforma en vermiculita o montmorillonita por pérdida de potasio,
ganancia de agua y aumento del espaciado basal. La illita puede ser una etapa intermedia
en esa transformación.
La biotita se transforma también en vermiculita o montmorillonita (a veces en clorita como
paso previo) por mecanismos similares, a los que se agrega la liberación del hierro que
además se oxida de ferroso a férrico formando goethita u otros óxidos.
En caso de una meteorización muy intensa, las estructuras de las micas se dislocan
completamente liberándose compuestos más simples y formación de óxidos y caolinita.
22

23. ACUMULACIÓN Y EVOLUCIÓN DE LA MATERIA ORGÁNICA
Cuando la materia orgánica fresca, constituida por residuos vegetales y animales, se
incorpora al suelo, sufre transformaciones más o menos activas bajo la influencia de
factores biológicos: una parte se mineraliza y libera compuestos gaseosos (CO2, NH3),
mientras que la otra se humifica, formando compuestos relativamente estables y
generalmente unidos por mecanismos físico químicos a los coloides minerales.
La acumulación de la materia orgánica es quizá el principal rasgo que diferencia a los
suelos de muchos sedimentos no consolidados y formaciones superficiales cuya
composición es exclusivamente mineral. Por lo tanto, la existencia de materia orgánica es
una propiedad característica de los suelos y su acumulación y evolución, bajo diferentes
condiciones y en diversas modalidades, deben considerarse como procesos generales
edafogenéticos de primordial importancia.
La velocidad de las transformaciones de los residuos orgánicos frescos varía según las
condiciones ambientales de humedad y temperatura, pero también la fauna juega un rol
importante, sobre todo en la fragmentación mecánica y en la incorporación de los
residuos. A su vez, la naturaleza de éstos condiciona también la velocidad de la
descomposición: los restos frescos se descomponen más rápidamente que los secos o
pajizos, una hoja de roble se descompone en menos de una año, en tanto que una acícula
de pino persiste hasta diez años en la hojarasca forestal (Duchaufour, 1968).
El tipo de humus formado depende de la velocidad de la descomposición, la que está
relacionada a la actividad biológica del medio y de la naturaleza, abundancia y estabilidad
de los compuestos húmicos de neoformación.
Evolución rápida de la materia orgánica fresca
Deben distinguirse dos tipos de sustancias: las hidrosolubles y los residuos insolubles.
La fracción hidrosoluble, una vez incorporada al suelo, sufre una evolución que varía
según las condiciones ecológicas: una parte es sometida a la biodegradación y
desaparece rápidamente, en tanto que otra evoluciona más o menos rápidamente por
insolubilidad y da lugar a compuestos húmicos poco polimerizados (ácidos fúlvicos).
Los compuestos hidrosolubles, en medio aerobio, se insolubilizan y polimerizan con
velocidad variable, tanto mayor cuanto mayor sea el pH y más elevado el contenido de
calcio en el suelo, aunque también influye la naturaleza de los residuos originales.
Como resultado de esta evolución, en los compuestos orgánicos de tipo mull predomina la
neoformación de humus, en tanto que en el mor – y en menor medida en el moder –
predomina la herencia de compuestos que sólo han sufrido transformaciones débiles.
La fracción insoluble (celulosa, hemicelulosa, lignina) evoluciona también de manera
diferente, según las condiciones del medio. En los humus activos (mull) hay primero una
división mecánica e incorporación rápida por la actividad de la fauna, lo que favorece los
contactos físicos y las uniones químicas entre la materia orgánica y la mineral. Los
hidratos de carbono se descomponen y liberan lignina que se oxida y adquiere numeroso
radical carboxilo, lo que aumenta su capacidad de intercambio catiónico. Esta lignina
semitransformada se une químicamente a las arcillas y los cationes y constituye, al
23

24. parecer, una fracción de la humina. La transformación de la lignina en humina es
favorecida por varios factores: alto contenido de nitrógeno de los residuos, pH elevado y
alto tenor de calcio en el medio.
En los humus ácidos, de actividad biológica débil (mor, moder) la lignina desaparece antes
que la celulosa, bloqueada por la precipitación de ciertos complejos sobre las paredes de
los tejidos. La lignina se descompone en monómeros solubles, o al menos de molécula
pequeña, los que sólo sufren una polimerización muy lenta y débil, al estado de ácidos
fúlvicos o ácidos húmicos pardos.
Evolución lenta de la fracción humificada
Es una fase de evolución físico química, posterior a la fase biológica rápida, que
normalmente se caracteriza por el aumento en la polimerización de las moléculas húmicas
y la multiplicación de uniones con las arcillas. En esa fase de maduración se llega a un
equilibrio estable – variable según el medio – entre la destrucción y la formación de
humus, del que dependen el color, espesor, estructura y gran parte de las propiedades
físico químicas del horizonte superficial del suelo.
Los factores macro y microclimáticos tienen un rol esencial en el proceso de maduración.
Así, en clima cálido se observa que al pasar de las zonas siempre húmedas a aquellas
con estación seca, se produce una disminución progresiva del contenido de ácidos
fúlvicos en el humus. Por el contrario, el grado de polimerización de los ácidos húmicos
aumenta al hacerse más prolongada la estación seca.
En clima templado o frío se observa una secuencia similar, desde los climas más
marítimos donde predominan los horizontes humíferos poco espesos y ricos en ácidos
húmicos pardos y fúlvicos, hasta los climas continentales, donde la humificación y
polimerización más enérgicas favorecen la formación de horizontes humíferos espesos
con predominio de ácidos húmicos grises.
Cuadro 4. Tasa de mineralización del nitrógeno en diversos materiales orgánicos
(Duchaufour, 1968)
Tipo de materia orgánica Tasa de mineralización por
estación de crecimiento
Hojarasca de mull activo 100%
Moder de actividad media, C:N = 20 – 30 7 – 8%
Mull forestal ácido 1 – 3%
Mull forestal calcáreo < 1%
Mull cálcico (suelo de estepa), C:N ± 10 0,1%
La mineralización de los compuestos húmicos se vuelve muy lenta una vez que el humus
se asocia a la arcilla para formar un complejo insoluble de alta estabilidad. Una buena
medida de la estabilidad del humus es la tasa de mineralización del nitrógeno, la que se
hace más lenta a medida que aumenta el grado de incorporación y transformación de los
residuos frescos. El cuadro 4 ilustra este concepto y en él se puede observar que los
compuestos húmicos evolucionados no dan ninguna indicación sobre la actividad
24

25. mineralizadora, al contrario de lo que ocurre con los restos frescos o con los horizontes O
no incorporados al suelo mineral. En efecto, en un mull de un suelo de vegetación
herbácea (estepa) se mineraliza muy lentamente, pese a tener una relación de alrededor
de 10.
La estabilidad de los compuestos húmicos se puede cuantificar también determinando su
edad media por medio del C14, lo que ha permitido establecer que los mulls forestales y las
tierras agrícolas de textura media, cultivadas y enriquecidas regularmente con abonos
orgánicos arrojan una edad media de 40 años, mientras que el humus de un suelo de
estepa herbácea da 1000 años (Duchaufour, 1968). No obstante, estas cifras no pueden
aceptarse en forma absoluta, siendo más bien válidas para el ambiente en que se realizó
la investigación y otros autores citan valores diferentes. Así, Buol, Hole y Mc Cracken
(1973) mencionan dataciones de C14 del orden de 270 a 840 años para suelos de
praderas y estepas del centro norte de EE.UU. y Hall, Daniels y Foss (1982) citan cifras
aún menores.
De todas maneras no cabe duda que la forma de acumulación de los residuos orgánicos
sobre el suelo o dentro del mismo juega un rol esencial en la incorporación y evolución
de los mismos. Tales formas de deposición de los restos vegetales se corresponden con
la vegetación forestal y herbácea respectivamente y se considera que la cantidad y
distribución y composición de la materia orgánica en suelos forestales y de praderas o
estepas está directamente relacionada a la forma en que se depositan los restos vegetales
en unos y otros.
Otros aspectos relativos al rol y evolución de la materia orgánica del suelo se tratan en otro
capítulo del curso de Edafología.
DESARROLLO DE LA ESTRUCTURA
Los mecanismos físicos, químicos y biológicos que originan la estructura del suelo se
tratan en el capítulo de Propiedades Físicas del curso de Edafología por lo cual no se
reitera en esta sección. Pero corresponde enfatizar aquí que el desarrollo de la estructura
es un proceso de génesis del suelo porque la formación de agregados supone una
reorganización de los materiales componentes del suelo, tanto minerales como orgánicos,
que contribuye a la diferenciación de los horizontes del perfil. Así una saprolita1 granítica,
que se define como horizonte C por su estructura rocosa, puede reorganizarse por
formación de agregados de origen edafológico y transformarse en un horizonte B no
iluvial, de alteración (Bw). Este es un proceso bien conocido y la formación de estructura
de suelo en sustitución de la estructura de la roca es un criterio utilizado en diversos
sistemas de clasificación de suelo para definir un tipo de horizonte diagnóstico no iluvial de
tales sistemas, tales como los de EE.UU., Francia y Uruguay.
Si bien se han realizado progresos sensibles en la metodología descriptiva de la estructura
y se han refinado las técnicas microscópicas para su estudio detallado, es poco lo que se
ha progresado en la interpretación, o sea el conocimiento de los procesos de formación de
agregados. Brewer (1964) postuló que la formación de los agregados de los suelos se
debe a los mismos procesos que originan las fisuras o espacios entre agregados y que el
1Saprolita: producto de alteración de ciertas rocas con destrucción de minerales primarios y síntesis de minerales secundarios
pero que aún mantiene la estructura original de la roca parental.
25

26. estudio de la naturaleza y formación de estos es esencial para iniciar la experimentación
sobre la reproducción de tales procesos. A su vez, Sleeman (citado por Brewer, 1964)
revisó la bibliografía sobre producción experimental de padrones o sistemas de grietas o
fisuras encontrando que los factores que la controlan son muy numerosos: uniformidad del
material, proporción y tipo de arcilla, naturaleza y proporciones de los cationes
intercambiables, contenido de ácido húmico e hidróxidos de hierro y uniformidad de la
velocidad de desecamiento.
De lo expuesto surge que, aunque no bien conocido en sus mecanismos, el desarrollo de
la estructura del suelo es sin duda un proceso edafogenético cuya importancia queda de
manifiesto si se tiene en cuenta, no solamente su efecto sobre la morfología del suelo,
sino también el control que ejerce la estructura sobre varios aspectos fundamentales del
suelo, como su régimen hídrico, el intercambio gaseoso, la penetración de raíces, la
actividad biológica, la migración de sustancias en solución o suspensión y otros.
En la introducción de este texto se señaló que la reorganización de los materiales del
suelo a través de procesos como el desarrollo de la estructura contribuía a aumentar el
grado de orden de dichos materiales, disminuyendo por lo tanto la entropía del sistema.
La figura 2 muestra dos ejemplos de estructuras de suelos bien contrastantes que
representan dos formas muy diferentes de organización de las partículas primarias, tanto
minerales como orgánicas. En a) se aprecia la estructura granular gruesa y de bloques
finos, muy fuerte de la superficie de un Vertisol (Salto, Uruguay), mientras que en b) se
observa la estructura superficial muy débil, casi masiva, de un suelo desnudo (Argisol,
Depto. de Treinta y Tres, Uruguay).
a) b)
Figura 2. Variabilidad de la estructura del horizonte superficial. En a), suelo arcilloso bien
estructurado, no laboreado; en b), estructura muy débil de un suelo trabajado, encostrado
por el golpeteo de la lluvia, y removido intencionalmente por laboreo en ambos extremos de
la parcela.
MIGRACIÓN DE COMPUESTOS SOLUBLES Y COLOIDALES
Este proceso general de formación del suelo es inducido por el movimiento de agua a
través del perfil, esencialmente descendente por acción de la fuerza de gravedad y resulta
en el lavado de compuestos en solución o en suspensión coloidal que pueden ser total o
parcialmente eliminados del perfil o ser translocados de un horizonte superficial a otro más
26

27. profundo. Los horizontes empobrecidos en compuestos por este proceso se denominan
eluviales y los enriquecidos en ello son los horizontes iluviales. La definición de tales
horizontes ya fue analizada en profundidad en el capítulo de introducción del curso
(Composición del suelo).
La migración de sustancias favorece así la diferenciación del suelo en horizontes
genéticos como resultado de la redistribución y reorganización de sus componentes
orgánicos o inorgánicos. El proceso de migración, por lo tanto, también contribuye a
incrementar el orden del sistema suelo y disminuir su entropía, lo cual ya fue mencionado
en la introducción de este texto.
Migración de sales solubles
Las sales solubles usualmente presentes en el suelo son cloruros y sulfatos de sodio y
magnesio. Otros iones como calcio, potasio, nitrato y bicarbonato son menos frecuentes.
La solubilidad de las sales mencionadas es comparativamente alta: 4,8 a 54,3 gramos por
100 cm3.
En los climas húmedos, la alta solubilidad de estas sales asegura su eliminación completa
del perfil a través del drenaje profundo de las aguas de lluvia, excepto en topositios bajos,
mal drenados, en donde existe una napa salobre a poca profundidad. Es el caso de
Uruguay, donde la precipitación es suficiente para lavar totalmente las sales solubles fuera
del perfil, excepto en algunas zonas bajas sometidas a ingresiones de agua salada (barras
del arroyo Maldonado, y del río Santa Lucía, costas de las lagunas de José Ignacio,
Garzón y Rocha, o bajo la influencia de una napa salina (costa de la laguna Merín).
En las zonas áridas, las condiciones climáticas – a veces junto a una napa freática alta –
favorecen la acumulación de sales en el perfil. Un buen ejemplo lo constituye la planicie
aluvial de los ríos Tigris y Eufrates en Irak (Al Rawi, Sys y Laruelle, 1968), donde la
superficie se cubre con una costra salina durante los períodos secos si la napa se
encuentra a pocas decenas de centímetros de profundidad. La eflorescencia salina se
disuelve cada vez que el suelo se moja porque el origen de las sales está en el agua
freática y los suelos salinos están en las posiciones más deprimidas de la planicie.
La salinidad de la napa puede ser natural u originada por el riego con aguas salinas y en
ausencia de sistemas adecuados de drenaje. En este último caso, la salinización del suelo
es el resultado de la actividad humana.
Migración de sales poco solubles
Aquí se incluyen sales como el yeso (CaSO4.2H2O) y la calcita (CaCO3), cuya solubilidad
de 0,2 a 0,001 gramos por 100 cm3 es bastante menor a la de las sales solubles, pero
muy inferior a la de los silicatos y óxidos que constituyen la mayor parte de la fracción
mineral del suelo.
El yeso posee una solubilidad suficiente como para ser eliminado por las aguas pluviales
en los climas húmedos, pero aparece asociado a sales más solubles en eflorescencias o
en horizontes más o menos profundos si existe cierta lixiviación.
El carbonato de calcio es sensiblemente menos soluble que el yeso pero su solubilidad
aumenta al pasar a bicarbonato de calcio según la siguiente reacción:
27

28. CaCO3 + CO2 + H2O Ca(CO3H)2
Las evidencias de lavado de carbonatos en el perfil del suelo son:
• Ausencia de carbonatos en suelos derivados de materiales calcáreos.
• Presencia de cavidades presuntamente ocupadas antes por granos de carbonatos.
A su vez, las evidencias de acumulación secundaria de carbonatos son:
• Revestimientos de calcáreo sobre agregados del suelo.
• Contenido de carbonato superior al que se presume tenía el material original.
La observación de suelos a lo largo de transectas desde zonas áridas a zonas húmedas –
a igualdad de otros factores de formación – permite observar que los suelos aparecen
descarbonatados a una profundidad progresivamente creciente y que el horizonte de
acumulación de calcáreo (generalmente Ck) se va “hundiendo” en el perfil a la vez que se
adelgaza hasta que finalmente desaparece en las áreas más húmedas.
En Uruguay, coexisten suelos con acumulación de CaCO3 con otros que no lo poseen, lo
que está relacionado al material generador y al grado de lixiviación del perfil. El calcáreo
libre, si ocurre, aparece en el horizonte C o en la parte inferior del horizonte B, en
contenidos que no superan el 15% en los suelos más ricos en CaCO3 del sur, suroeste u
oeste del país. En suelos más lixiviados, el contenido de calcáreo no pasa de 5% o menos
en el horizonte C, generalmente en forma de nódulos duros, estando la matriz casi o
totalmente libre de carbonatos.
Los suelos ácidos formados sobre rocas graníticas y diversas areniscas carecen de
calcáreo en todo el perfil.
En los climas áridos el lavado de carbonatos es insignificante, aunque no necesariamente
nulo y el suelo posee a veces carbonatos en todos sus horizontes o al menos en su
mayoría, si el material parental era calcáreo o si el viento deposita materiales que poseen
carbonato de calcio sobre suelos que originalmente no lo poseían.
Migración de arcilla
La migración de arcilla se ha considerado un proceso muy importante y como tal ha sido el
más estudiado de los procesos de redistribución de componentes dentro del perfil de
suelo. Por este proceso, uno o más horizontes superficiales (A y/o E) pierden arcilla, por lo
que se denominan eluviales, y la arcilla desplazada se deposita en un horizonte más
profundo (Bt) que es entonces un horizonte iluvial, considerado diagnóstico en varios
sistemas de clasificación de suelos (horizonte argilúvico de la clasificación uruguaya o
argílico de los sistemas de EE.UU. y de FAO).
Si bien la mayor parte de la arcilla en un horizonte Bt se ha formado in situ o ha sido
heredada del material parental, hay evidencia de que parte de la misma proviene de los
horizontes superiores y que se ha movido en suspensión mecánica en el agua que percola
en el suelo, sin que haya habido destrucción química de la misma durante el proceso. La
arcilla iluvial se distingue de la heredada o formada en el horizonte B porque sus
28

29. partículas, de forma laminar típica de los filosilicatos, se depositan paralelas a la superficie
de deposición, que es la cara de un agregado o la pared de un poro, formando
revestimientos brillantes denominados “películas de arcilla” en las descripciones
macroscópicas del perfil de los suelos.
Como las micelas de arcilla se mueven en suspensión mecánica en el agua que percola
por los macroporos del suelo, su movilidad aumenta cuanto más pequeñas son ellas. Por
lo tanto, las partículas de arcilla fina (• < 0,2 •m) se mueven con mayor facilidad que las
de arcilla gruesa (• 2 - 0,2 •m) y en consecuencia, la relación arcilla fina/arcilla total es
mínima en el horizonte iluvial (Bt). Ello se aprecia en el cuadro 5, en el que las cifras
correspondientes al horizonte Bt aparecen en cursiva azul.
Cuadro 5. Distribución por tamaño de partículas y relación entre arcilla fina y arcilla
total en un suelo con horizonte B de acumulación iluvial de arcilla (USDA, 1975)
Espesor de Distribución por tamaño de partículas
los horizontes 2 – 0,05 0,05 – < 0,002 2 – 0,2 µm < 0,2 µm Arcilla fina:
(cm) mm 0,002 mm mm Arcilla total
0 – 18 15,3 51,6 33,1 24,6 8,5 0,26
18 – 25 14,5 53,1 32,4 23,2 9,2 0,28
25 – 40 11,7 47,9 40,4 24,6 15,8 0,39
40 – 53 9,8 45,2 45,0 25,0 20,0 0,45
53 – 71 10,1 48,5 41,4 23,3 18,1 0,44
71 – 120 11,3 50,7 38,0 23,3 14,7 0,39
120 – 140 25,5 54,0 20,5 15,6 4,9 0,23
140 – 205 22,3 57,4 20,3 15,3 5,0 0,25
La observación de las cifras del cuadro 5 permite verificar que el horizonte iluvial de arcilla
se extiende desde 25 hasta 120 cm de profundidad y que en él el cociente entre arcilla fina
y arcilla total varía de 0,4 a 0,45, en tanto que en los horizontes eluviales (0 a 25 cm) o por
debajo del horizonte Bt dicha relación es claramente menor a 0,3, con valores similares
tanto en los eluviales como en los inferiores (120 a 205 cm).
Los estudios de correlación geográfica demuestran que el horizonte argilúvico se forma en
cualquier material parental que posea arcilla o minerales capaces de meteorizarse a arcilla
y bajo casi cualquier tipo de vegetación, salvo algunas pocas especies que se asocian a
horizontes B de iluviación de humus y sesquióxidos.
El clima juega un rol esencial en la formación del horizonte Bt, que no se desarrolla en
suelos cuya temperatura media anual es menor de 0º C, ni en los que están siempre con
un contenido de agua inferior a la capacidad de campo, ni tampoco en los que la
precipitación iguala o excede a la evapotranspiración todos los meses. Este horizonte
aparece en cambio en los suelos donde hay movimiento descendente de agua en algunos
períodos alternados con otros donde la evapotranspiración supera a la precipitación. Tales
condiciones se dan normalmente en Uruguay, por lo cual el horizonte argilúvico o argílico
está presente en la mayoría de los suelos profundos o moderadamente profundos,
excepto los de muy alto contenido de arcillas expansivas (esmectitas).
El tiempo es también importante en la génesis de este horizonte, que se forma lentamente
y solamente ocurre en suelos de 8 a 10.000 años en materiales moderadamente
calcáreos o algo más jóvenes en materiales no calcáreos, si el clima es húmedo. En clima
29

30. subhúmedo el horizonte argílico puede aparecer solamente en superficies de 18.000 a
20.000 años. En materiales muy calcáreos, este horizonte está normalmente ausente aún
en superficies de esta edad, y en climas áridos solamente ocurre en suelos de edad muy
avanzada que han evolucionado en el pasado bajo un clima más lluvioso que el actual.
En la naturaleza la arcilla se mueve en suspensión por los poros no capilares, pero en
éstos al agua no permanece sino poco tiempo, ya que es extraída por los poros capilares.
Por lo tanto, para que haya movimiento descendente, el ritmo de agregado de agua por la
lluvia debe superar a la conductividad capilar del suelo y tales condiciones se dan sólo
ocasionalmente por lo que el lavado de arcilla ocurre en forma esporádica, lo que explica
el largo tiempo necesario para que la migración de arcilla sea discernible.
La arcilla transportada a la profundidad se deposita sobre las paredes de los agregados,
poros, canales y grietas cuando el material suspendido se deposita al cesar el movimiento
descendente: la arcilla se filtra sobre las paredes del sistema conductor cuando la masa
de suelo más seco circundante extrae el agua por capilaridad.
La figura 3 muestra tres perfiles con horizontes argílicos o argilúvicos de diferente grado
de desarrollo, cuyos límites aproximados están indicados por medio de líneas verdes.
Bt
Bt
Bt
a) b) c)
Figura 3. Desarrollo variable del horizonte B textural (argílico o argilúvico). En a), horizonte
B negro a pardo muy oscuro moderadamente desarrollado (Depto. de Colonia, Uruguay). En
b), horizonte B bien desarrollado, de color rojo y espesor variable en función de la
profundidad a que aparece la roca parental granítica (Depto. de Cerro Largo, Uruguay). En
c), horizonte B muy desarrollado, con estructura columnar fuerte y límite superior abrupto.
El mecanismo natural de movimiento descendente de arcilla y su depósito en el horizonte
iluvial ha sido verificado en experiencias de laboratorio que reproducen las condiciones
naturales descritas en los párrafos precedentes.
Un horizonte argilúvico se forma pues lentamente y puede llegar a ser muy limitante para
el movimiento del agua, el intercambio gaseoso y el desarrollo radicular cuando alcanza
un grado muy fuerte de desarrollo. Tales horizontes argilúvicos muy compactos y casi
impermeables se denominan argipanes.
Migración de compuestos amorfos de materia orgánica, hierro y aluminio
30

31. El mecanismo de movilización de estos componentes y su acumulación en un horizonte B
iluvial (horizonte espódico: Bh, Bhs, Bs) responde a mecanismos muy diferentes a los que
provocan la movilización de las sales solubles o de la arcilla. Los compuestos amorfos del
horizonte espódico migran por la acción de sustancias orgánicas solubles o seudosolubles
que forman quelatos con el hierro y el aluminio y estos quelatos se forman durante la
descomposición de restos vegetales muy ácidos bajo vegetación forestal, preferentemente
coníferas, u otras plantas acidificantes, casi siempre en clima frío a templado y húmedo, y
sobre materiales de textura bastante arenosa y ácidos. Tales condiciones bioclimáticas
son muy diferentes de las que caracterizan el clima uruguayo por lo cual el horizonte
espódico es desconocido en el país.
Los suelos con horizontes espódicos desarrollado poseen un horizonte Bh o Bhs de color
negro o casi negro en su parte superior (zona más enriquecida en humus) y pardo a pardo
amarillento o rojizo por debajo (zona de acumulación preferencial de sesquióxidos: Bs).
Por encima del horizonte eluvial ocurre normalmente un horizonte E de color ceniciento
muy característico.
La figura 4 muestra el perfil de un suelo con horizonte B espódico (Bhs) y un horizonte E
muy desarrollado por encima; el límite entre ambos es ondulado y el subhorizonte Bh
(parte superior más oscura del B) forma penetraciones estrechas y profundas en el Bs
situado inmediatamente por debajo, de color pardo amarillento.
E
Bhs
Figura 4. Perfil de suelo con horizonte espódico (Bhs) y por encima un horizonte E muy
lixiviado.
Los horizontes de acumulación de humus y sesquióxidos se caracterizan por la baja
dispersibilidad de la fracción arcilla, la alta actividad química de ésta y el bajo contenido de
minerales arcillosos (filosilicatos). Alrededor de 25% de la capacidad de intercambio
catiónico de la fracción arcilla del horizonte espódico se pierde por calentamiento 300º C,
lo que no ocurre con horizontes en los que la fracción fina está constituida por filosilicatos
secundarios.
31

32. Rejuvenecimiento del suelo
Bajo este título se incluye un conjunto de procesos, algunos de naturaleza más geológica
que edafológica, que tienen en común el provocar la perturbación mecánica del suelo y
aportar en su superficie o traer a su proximidad, material mineral fresco o relativamente
poco meteorizado. Este proceso está a menudo asociado a la eliminación por erosión de
los materiales más antiguos y meteorizados. Todo ello justifica el nombre con que se le
conoce: rejuvenecimiento. Los procesos involucrados son los discutidos someramente a
continuación.
a) Erosión. La erosión de los horizontes superficiales, al menos en grado moderado, elimina los
materiales más memorizados y expone el material más rico de la profundidad, con lo que suelos
empobrecidos pueden mejorar su fertilidad natural. El proceso, que puede ser inefectivo o aún
perjudicial en los suelos agrícolas naturalmente fértiles de las regiones húmedas y subhúmedas, es
sin embargo efectivo en los trópicos húmedos. Allí es frecuente observar que los agricultores,
cuya tecnología es en general rudimentaria, evitan los suelos de las superficies más estables, pese
a su topografía favorable, para instalar sus cultivos en los suelos de laderas erosionables, donde
una erosión geológica sostenida ha mantenido al suelo en un rejuvenecimiento constante que ha
impedido el agotamiento de las reservas minerales por meteorización. Por el contrario, las
superficies más estables – normalmente peneplanicies antiguas – con sus suelos muy
meteorizados y de fertilidad química muy baja, son desfavorables para la agricultura
predominante, practicada en condiciones de baja incorporación de tecnología.
b) Sedimentación. El aporte reciente y a veces periódico o rítmico de sedimentos rejuvenece al suelo,
incorporando materiales frescos ricos en minerales primarios y contrarresta total o parcialmente
los efectos de la meteorización y la lixiviación que empobrecen al suelo. El origen de los
sedimentos puede ser eólico, aluvial o coluvial. Un buen ejemplo de rejuvenecimiento por
aluvionamiento es el de la planicie inundable del río Nilo que ha tolerado ininterrumpidamente
una agricultura milenaria gracias al aporte anual de sedimentos en las épocas de creciente. Los
aportes eólicos son de importancia en algunas zonas áridas o en zonas de actividad volcánica
donde la deposición de cenizas dan lugar a menudo a suelos fértiles, aún en zonas de temperatura
y precipitación altas que favorecen una intensa meteorización de los minerales.
c) Perturbación mecánica. Este proceso consiste en la mezcla mecánica de unos horizontes con otros
por la acción de factores muy diversos. El resultado es, en todos los casos, la homogeneización del
perfil o sea la falta de diferenciación en horizontes, aunque no siempre haya un rejuvenecimiento
mineralógico. Un factor de mezcla mecánica del suelo es la actividad de la fauna, que puede ser
muy activa en algunas situaciones. Las lombrices, las termitas y ciertos roedores pueden ser
agentes muy efectivos en el proceso al punto de impedir su diferenciación en horizontes o en
transportar hacia la superficie del suelo grandes cantidades de material de los horizontes
profundos. La perturbación mecánica puede deberse también a la expansión y contracción de las
arcillas, como ocurre en los suelos arcillosos oscuros ricos en esmectitas conocidos como
Vertisoles. En este caso, la formación de grietas anchas y profundas durante los períodos secos
asegura la incorporación de material a los horizontes inferiores por caída desde la superficie, en
tanto que las presiones generadas durante la expansión de las arcillas al humedecerse provocan
una “inyección” de material desde la profundidad hacia la superficie. El límite fuertemente
ondulado entre el solum y el horizonte C de estos suelos, junto a la formación de caras de
deslizamiento, son evidencias claras de los movimientos del suelo originados por perturbación
mecánica, lo que se aprecia en la figura 5.
32

33. Figura 5. Suelo arcilloso montmorillonítico con solum negro de espesor horizontalmente
variable. El horizonte Ck llega casi a la superficie del suelo en la parte izquierda de la
fotografía.
Se aprecia en la figura el límite muy fuertemente ondulado entre el solum de color negro y
el horizonte Ck de color pardo, resultado de la presión que “inyectado” material del
subsuelo hacia la superficie como se observa a la izquierda del perfil, donde el horizonte C
aparece a muy escasa profundidad.
PROCESOS REGIONALES DE FORMACION DEL SUELO
Durante mucho tiempo se sostuvo que los principales tipos de suelos del mundo,
característicos de las grandes regiones bioclimáticas, se originaban por procesos
diferentes, tanto en lo cualitativo (naturaleza del proceso) como en lo cuantitativo
(intensidad del proceso) y tal interpretación fue desarrollada por diversos autores durante
al menos la primera mitad del siglo XX. Modernamente, estos conceptos han sido
abandonados, prevaleciendo ahora ideas como la desarrollada por Simonson (1959), que
se expuso en el capítulo sobre “Modelos” en este mismo texto, y sostenida por otros
autores (Crompton, 1963; Wright y Bennema, 1965; Gaucher, 1968). Según el modelo de
Simonson, los procesos edafogenéticos operativos en distintos suelos son similares en
clase, pero diferentes en intensidad y, en consecuencia, el balance entre los procesos
varía según la intensidad de cada uno de ellos, generándose un número muy elevado de
combinaciones que da como resultado la diversidad de suelos conocida en el planeta.
Tales procesos conocidos como simples o generales, son los tratados en el capítulo
anterior: meteorización, acumulación y evolución de la materia orgánica, migración de
compuestos solubles o coloidales, desarrollo de la estructura y rejuvenecimiento del suelo.
Cada combinación de estos procesos simples, en sus diferentes modalidades e
intensidades, origina los que se denominan procesos regionales, porque se manifiestan
en un área de ocurrencia más o menos bien delimitada por características climáticas y
ecológicas. En otros términos, los principales tipos genéticos de suelos (o grupos de tipos
de suelos) tienen una expresión geográfica regional y por lo tanto, los procesos que los
originan también. Luego, la identificación de un tipo de suelo se basa en el análisis del
proceso regional o tipogénico, como lo denomina Gaucher (1968), el cual a su vez se
define por la asociación de procesos simples o generales que lo componen, con sus
respectivas intensidades.
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