EL SUELO: CONCEPTO Y FORMACION

1. Introducción

Como sabemos, el suelo es la fina capa de material fértil que recubre la superficie de la Tierra.

Desde el punto de vista científico el suelo constituye el objeto de estudio de la Edafología, la cual lo define como "ente natural organizado e independiente, con unos constituyentes, propiedades y génesis que son el resultado de la actuación de una serie de factores activos (clima, organismos, relieve y tiempo) sobre un material pasivo (la roca madre)".

En este primer tema se va a tratar de la formación del suelo. Hablaremos de qué material procede, de los factores que intervienen en su formación, de los procesos y transformaciones que tienen lugar y del resultado final: el perfil del suelo.

2. Formación

El suelo procede de la roca madre, la cual se altera por la acción de los factores ambientales y en su formación se desarrollan una serie de procesos que transforman el material original hasta darle una morfología y propiedades propias. La intensidad de los cambios que se desarrollan en el paso de roca a suelo podemos intuirlos si comparamos la morfología de una roca granítica y del suelo que a partir de ella se forma.

Acerca de las microfotografías

Los cambios se producen tanto a nivel de alteración de los granos de los minerales como en lo referente a su organización (estructura).

La alteración del material original comienza por un cambio en la coloración, aparecen coloraciones amarillas y pardas, muy tenues al principio y luego se van acentuando.

Además comienzan a desarrollarse pequeñas grietas muy estrechas y de paredes ajustables, que progresivamente se van ensanchando y haciéndose menos regulares y de morfología más compleja.

Después aparece el plasma (o masa basal) rellenando parcialmente los huecos, pero al principio sin que se produzcan reorganizaciones, las movilizaciones o carecen de importancia o son inexistentes en esta etapa.

A nivel de alteración mineral la transformación comienza afectando a los minerales mas inestables (piroxenos, anfiboles y plagioclasas).

El material se vuelve deleznable, más o menos suelto, de aspecto pulverulento. Se produce la desagregación de la roca, los cristales se separan unos de otros, pero conservando en gran medida el volumen inicial y manteniendo en cierta medida, la organización primitiva de roca. A este estadio de alteración se le llama saprolita.

En la fase final la transformación es tan intensa que el material adquiere una morfología propia. Se forma el suelo. A nivel de organización los cambios conducen a la pérdida total de la estructura de roca. Los minerales que en las etapas anteriores se habían fragmentado pero que permanecían in situ, formando entidades individuales, ahora se han movilizado y desplazado a distancias variables.

Los minerales se reorganizan,se unen entre sí y a la fracción orgánica y forman nuevos agregados estructurales. Las movilizaciones de sustancias adquieren en esta fase un papel predominante.

Como resultado de la intensa alteración el plasma se vuelve muy abundante y llega a constituir una especie de masa basal que engloba a los demás constituyentes. Por otra parte, la porosidad aumenta espectacularmente, lo que conlleva un aumento de volumen considerable.

A nivel de alteración se observa una transformación profunda de los minerales de la roca madre. Se alteran ya los más resistentes, como los feldespatos potásicos (ortosa)y permanece sólo el cuarzo que es muy inalterable (sólo se fragmenta). Se produce en esta etapa final una importante formación de nuevos minerales edáficos (que no existían en la roca madre) que se acumulan en la fracción arcilla .

En esta etapa los organismos se implantan en este medio, lo transforman e incorporan sus residuos y sus propios cuerpos al morir. Estos restos orgánicos sufren unos profundos cambios hacia otros compuestos más estables.

Los cambios que hemos mostrado en todas estas fotografías son muy espectaculares, al tratarse de la edafización (formación del suelo) de una roca ígnea, como en el caso del granito, y por tanto, con mineralogía, textura y microestructura muy diferentes de las que presentan los suelos; sin embargo, si el material original es una roca sedimentaria, estos cambios desarrollados durante los procesos edáficos serán menos espectaculares.

En resumen, en la secuencia de transformación de la roca a suelo se producen progresivos incrementos de: fragmentación, porosidad, alteración mineral, material fino, materia orgánica y de estructura edáfica.

3. Factores de formación

Bien, cabe ahora preguntarse qué factores serán los que condicionen los cambios en los materiales originales hasta formar el suelo. Esta claro que la roca, con su aporte masivo de minerales, será un factor importante en la formación del suelo. ¿Pero qué otros factores influirán? Bueno, pues, como se ha mostrado en el punto 2, el suelo se forma además de a partir de una roca también a partir de unos restos vegetales y animales, por tanto, los organismos también constituyen un factor importante Si se comparan los suelos de la regiones húmedas y los de las regiones áridas salta a la vista el importante papel que juega el clima en la formación del suelo. Por otra parte, si analizamos la distribución de los suelos en una zona montañosa, observaremos como los suelos se encuentran escalonados en el paisaje (figura 2). Por último, es evidente que los cambios que se producen en el material para pasar de roca a suelo necesitan para desarrollarse que transcurra un determinado tiempo y este tiempo representa el quinto y último factor en la formación del suelo.

El suelo puede ser considerado como una determinada combinación de sus factores formadores. Esta concepción del suelo fue expresada por primera vez por Jenny en 1940 según la siguiente ecuación:

S = f (cl, o, r, p, t).

representando "S" al suelo, "f" es una función , "cl" al clima, "o" a los organismos, "r" al relieve, "p" a la roca madre y "t" al tiempo.

Esta ecuación es muy importante pues representa que para una determinada combinación de los factores formadores sólo puede existir un tipo de suelo (la misma combinación de factores originará siempre el mismo tipo de suelo independientemente del lugar geográfico en que se encuentre). Igualmente importante es que la magnitud de cualquiera de las propiedades del suelo, tales como pH, contenido en arcillas, porosidad, etc, está determinada por la combinación de estos factores formadores.

Para evaluar la influencia de cada factor formador en las propiedades del suelo, basta en teoría con mantener constantes todos los demás, (hecho que frecuentemente es difícil de encontrar en la práctica). Así para ver la importancia del tiempo, la ecuación fundamental quedaría así:

S= f(t) cl, o, r, p; siendo cl, o, r, p, = constantes.

lo que quiere decir que la variación de cualquier propiedad del suelo depende exclusivamente del tiempo. Así, en el tiempo cero, suelo y material original se funden uno en el otro. Variando el tiempo irán apareciendo una serie de tipos de suelos, cada vez mas evolucionados, cuyas propiedades serán una consecuencia directa de la edad y obtendríamos lo que se llama una CRONOSECUENCIA. Por otra parte, si aislamos el factor roca madre (y mantenemos constantes a todos los demás) tendríamos una LITOSECUENCIA. Aislando el factor relieve obtendríamos una TOPOSECUENCIA o CATENA, si es el clima el único factor variable tenemos la CLIMOSECUENCIA y finalmente la acción de los organismos vendría representada en una BIOSECUENCIA.

3.1 La roca como factor formador

La roca representa la fuente de los materiales sólidos. Generalmente, los minerales del suelo proceden directamente o indirectamente de la roca madre. El influjo de las rocas en los constituyentes y propiedades de los suelos es muy marcado para los suelos más jóvenes, pero esta relación se va volviendo cada vez menos patente conforme va transcurriendo el tiempo.

Son muchos los parámetros de la roca que inciden en la formación y evolución de los suelos, pero de ellos podemos destacar claramente a tres.

Composición mineralógica. Aquellas rocas que contengan abundantes minerales inestables evolucionarán fácil y rápidamente para formar suelos, mientras que aquellas otras, como las arenas maduras, que sólo contienen minerales muy estables, como el cuarzo, apenas si llegan a edafizarse aunque estén expuestas durante largo tiempo a la meteorización.

Permeabilidad. Regula la penetración y circulación del aire y del agua, lo que va a condicionar de un modo decisivo la fragmentación, alteración y translocación de los materiales.

Granulometría. De los dos apartados anteriores se desprende el importante papel que el tamaño de las partículas de los constituyentes de la roca va a representar para la edafización de estos materiales.

Los materiales de granulometría grosera, los arenosos, van a presentar una gran estabilidad frente a la alteración. Cuanto mayor sea el tamaño del grano menos representará la superficie frente al volumen total del grano y por tanto menos superficie de ataque presentarán a la agresión del medio.

Por otro lado la granulometría gruesa da lugar a materiales muy porosos, con poros lo suficientemente grandes como para la rápida circulación del agua (al ser grandes los granos dejan al empaquetarse huecos de tamaño también grande).

Los materiales arcillosos ofrecen unos comportamientos opuestos, mientras que los materiales de granulometrías equilibradas dan resultados intermedios.

3.2 El clima como factor formador

La decisiva acción del clima en la formación del suelo se desprende al considerar que el clima va a regular el aporte de agua al suelo, así como su temperatura. Como se muestra en la figura, ambos factores (humedad y temperatura) ejercen una influencia decisiva en los tres procesos básicos de formación de los suelos (figura 3).

Por otra parte el clima también influye directamente en otros factores formadores, como es el factor biótico y el relieve.

La disponibilidad y el flujo de agua regulan la velocidad de desarrollo de la mayoría de los procesos edáficos. Es por ello que la intensidad de percolación (infiltración) se considera un factor decisivo en la formación del suelo (condicionada por factores climáticos, cantidad y distribución anual de las precipitaciones, y algunos parámetros edáficos, como la permeabilidad). La intensidad de percolación nos va a indicar si en un suelo se produce suficiente exceso de agua como para producir el lavado y la translocación de materiales o si por el contrario el agua queda retenida sin que apenas se desplace hacia los horizontes profundos. La intensidad de la alteración, la clase de procesos que se presentan, el tipo de horizontes que se formen y el espesor del suelo van a ser muy diferentes según que los suelos sean percolantes (abundante infiltración de agua) o subpercolantes (figura 4).

3.2.1 Acción del clima sobre los constituyentes

La cantidad de arcilla presente en un suelo aumenta con las precipitaciones y con la temperatura (ambos favorecen la alteración).

Pero también existe una relación entre el tipo de minerales presentes en esta fracción y las precipitaciones.

Igualmente se encuentra una marcada relación entre los elementos climáticos con el contenido en materia orgánica y su grado de evolución. En líneas generales, al aumentar la precipitación aumenta los porcentajes de materia orgánica (aumenta el desarrollo de la cobertura vegetal y, por tanto, sus aportes), mientras que al aumentar la temperatura disminuye el contenido de materia orgánica (prevalece la destrucción frente al aporte).

3.2.2 Influencia del clima en las propiedades del suelo

Las acciones del clima también quedan reflejadas en muchas de las propiedades del suelo. La capacidad de cambio (cantidad de iones adsorbidos en las superficies de los materiales del suelo) aumenta proporcionalmente a las precipitaciones, e incluso los iones fijados en las posiciones de cambio también muestran una dependencia.

Por otra parte al aumentar las precipitaciones se producirá una progresiva acidificación, la cual irá acompañada de la correspondiente desaturación del complejo de cambio (los hidrogeniones van sustituyendo al Ca, Mg, Na y K).

3.2.3 Climosecuencias

La dependencia climática del suelo queda espectacularmente registrada en la clásica climosecuencia de Strakhov para los suelos de Rusia (figura 5).

3.3 El relieve como factor formador

Los procesos edáficos repercuten en el relieve y viceversa.

Desde el punto de vista edáfico los elementos del relieve más importantes son la inclinación y longitud de las laderas, la posición fisiográfica y la orientación.

3.3.1 Acciones del relieve

El relieve ejerce tres acciones fundamentales para la evolución del suelo.

Transporte

Por la acción de la gravedad, en el relieve se produce el transporte de todo tipo de materiales que se trasladan pendiente abajo. Dependiendo de su posición en el paisaje, el suelo se ve sometido a la acción de erosión o por el contrario puede predominar la acumulación (figura 6).

En las zonas altas, sobre todo en las áreas en que se presentan fuertes inclinaciones, el suelo está sometido a una intensa erosión, por lo que la posición se considera residual y estará conformada por suelos esqueléticos.

A media ladera los suelos están sometidos a un continuo transporte de materiales sólidos y soluciones, por lo que suelen presentar pequeños o moderados espesores y en ellos son muy abundantes los cantos angulosos, tan representativos de los suelos coluviales.

En la ruptura de las pendientes se produce la deposición de los materiales arrastrados (compuestos solubles y partículas sólidas) por lo que en las posiciones de pie de ladera se forman suelos acumulativos que continuamente se están sobreengrosando, formándose suelos muy espesos y de texturas (granulometrías) muy finas.

En definiva en un relieve colinado existen básicamente tres posiciones con comportamiento muy diferente: relieve residual (o erosional), relieve transporsicional y relieve deposicional (figura 7).

Características hídricas

El relieve también influye en la cantidad de agua que accede y pasa a través del suelo.

En relieves convexos el agua de precipitación circula por la superficie hacia las zonas más bajas del relieve y se crea un área de aridez local, mientras que lo contrario ocurre para las formas con relieve cóncavo.

También el drenaje del suelo se verá influenciado por el relieve, ya que este influye decisivamente en la textura, que a su vez condicionará en gran parte la permeabilidad. En las áreas altas tendremos un drenaje vertical rápido, que pasará a oblicuo en las laderas y quedará muy impedido en las depresiones.

Por otra parte la posibilidad de aporte de agua a través de niveles freáticos también estará condicionada a la posición del suelo en el relieve.

Microclima

El relieve también modifica las características del clima edáfico, al influir en la temperatura y en la humedad en función de la inclinación (influirá en la intensidad calorífica de las radiaciones recibidas), orientación (que regulará el tiempo de incidencia de las radiaciones solares) y altitud (que influirá en los elementos climáticos generales).

Como consecuencia de todo ello también afectará al desarrollo de la vegetación y de la actividad microbiana.

3.3.2 Relaciones entre el relieve y las propiedades y constituyentes del suelo

Las importantes acciones descritas en el apartado anterior se materializan en una clara dependencia de los constituyentes y propiedades del suelo con el relieve. Estas dependencias se definen como topofunciones y algunas de ellas las representamos de una manera esquemática en la figura 8.

3.3.3 El relieve y la evolución del suelo: catenas o toposecuencias

Lógicamente también existe una dependencia entre el grado de evolución del suelo y su posición en el paisaje. Esta relación entre los suelos y el relieve se llama catenas de suelos o toposecuencias.

La catena (figura 9) representa el escalonamiento regular de suelos dando una sucesión cuyo grado de desarrollo varía de forma continua con la pendiente y mostrando niveles de igual desarrollo para suelos situados en la misma posición topográfica (con iguales inclinaciones y cotas topográficas).

3.4. Los organismos como factor formador

3.4.1. Acciones de los organismos

Básicamente los organismos ejercen tres acciones fundamentales:

Constituyen las fuente de material original para la fracción orgánica del suelo. Restos vegetales y animales que al morir se incorporan al suelo y sufren profundas transformaciones.

Ejercen importantes acciones de alteración de los materiales edáficos. Los organismos transforman los constituyentes del suelo al extraer los nutrientes imprescindibles para su ciclo vital. El papel de los microorganismos en la transformación de la materia orgánica es tan importante como para que la humificación apenas se desarrolle en su ausencia.

Producen una intensa mezcla de los materiales del suelo como resultado de su actividad biológica.

3.4.2 Efectos sobre los constituyentes y propiedades

El tipo y abundancia de la materia orgánica del suelo está directamente relacionada con los organismos del mismo.

Favorecen el desarrollo y estabilidad de la estructura (como consecuencia directa de su circulación a través del suelo y también al excretar residuos de intenso poder agregante).

Aumentan la porosidad del suelo.

Favorecen el drenaje.

Influyen en el microclima (la vegetación produce sombra y disminuye la evaporación , aunque también consumen gran parte del agua del suelo).

Protegen al suelo de la erosión. Por efecto mecánico (la cobertura vegetal, así como los restos acumulados sobre la superficie, protege a éste de los impactos de las gotas de lluvia) o por el poder de agregación que unen a las distintas partículas del suelo y así quedan fuertemente retenidas.

3.5. El tiempo como factor formador

Como hemos visto el suelo, se origina por una serie de procesos y cada uno de ellos se desarrolla con muy diferente velocidad. Como consecuencia las propiedades del suelo, que son el resultado de la actuación de los procesos, se manifestaran también de un modo desigual.

3.5.1 Velocidad de formación del suelo

La velocidad de formación de un suelo es extraordinariamente lenta y depende del tipo de factores formadores de cada suelo. Así los suelos se desarrollaran mas fácilmente sobre materiales originales sueltos e inestables que a partir de rocas duras y constituidas por minerales estables. También es lógico esperar una mas rápida formación en los climas húmedos y cálidos que en climas secos y fríos. Por ello la velocidad de formación del suelo es muy variable, en la bibliografía se pueden encontrar valores desde 1mm/año hasta 0,001mm/año. Es de resaltar como la velocidad de formación del suelo decrece drásticamente con la edad, ya que en un principio el material edáfico evoluciona hacia la formación de un horizonte A (de alteración de materia orgánica), que es de rápida formación, y una vez formado este horizonte el suelo se desarrolla originando horizontes B (de alteración mineral), de mucha más lenta formación.

3.5.2 Cronosecuencias de suelos

La antigüedad de un suelo puede valorarse de manera indirecta por la edad de la superficie geomorfológica sobre la que se desarrolla. Las superficies pueden estar datadas por métodos geológicos pero también se puede evaluar que superficie es más antigua que otra dada en base a criterios de campo. Así como se indica en la figura10 la superficie que disecta es más antigua que la que es cortada .

En los estudios de suelos es interesante valorar su antigüedad relativa (mejor aún es calcular la edad absoluta pero esta datación es muy difícil de realizar). Los suelos se ordenan en una secuencia de edad creciente y se analiza como han ido cambiando con el tiempo su tipología y sus propiedades.

De todos los tipos de cronosecuencias, son sin duda las desarrolladas en terrazas fluviales las más universalmente investigadas. Desde el punto de vista edáfico la propiedad más interesante de las terrazas fluviales es que, en condiciones normales, presentan una clara correlación entre la cota de la terraza y su edad, de manera que la terraza más alta es la más antigua y al descender son cada vez más jóvenes, hasta llegar a la terraza inmediatamente próxima al cauce, que será la de formación más reciente. La diferente evolución de cada suelo, así como el grado de desarrollo de sus propiedades está regulado exclusivamente por el factor tiempo (figuras 11 y 12).

La evolución de una propiedad concreta (o de un constituyente del suelo) en función de la edad se le llama cronofunción. Es decir como va variando la propiedad considerada al ir aumentando progresivamente la edad del suelo. La forma mejor para evaluarla es representarla en un diagrama de dispersión (propiedad frente a edad) y calcular la ecuación de regresión y valorar su grado de ajuste con el correspondiente coeficiente de correlación (como la grafica mostrada en el apartado anterior 3.5.1).

3.5.3 Suelo climax o estado estacionario

En la siguiente figura 13 idealizamos el comportamiento de como se van manifestando una serie de propiedades en función del tiempo.

Unas propiedades van aumentando su grado de desarrollo (lineas A, C y D de la figura) mientras que otras tienen un comportamiento inverso (B), pero todas ellas llegan a alcanzar un estadío a partir del cual no experimentan variaciones con el tiempo (las curvas se vuelven paralelas al eje horizontal, lineas A', B', C' y D'), alcanzando cada una este estado de equilibrio a una edad diferente (edad 1, 2, 3 y 4). Cuando todas las propiedades se encuentran en esta situación se dice que el suelo está en estado climax o estado estacionario (punto D´; tiempo 4). El tiempo necesario

para alcanzar esta etapa de madurez varía con cada tipo de suelo, según los procesos que en su formación hayan tenido lugar .

Algunos autores cuestionan esta teoría del estado estacionario y creen que el suelo siempre esta evolucionando. De cualquier forma parece claro que en sus etapas finales el suelo evoluciona tan lentamente que podemos considerar sus cambios como poco significativos.

Unas propiedades alcanzan rápidamente su equilibrio, en sólo algunos cientos de años (por ejemplo, contenido en materia orgánica y lavado de los carbonatos), mientras que otras son de desarrollo mucho más lento, requiriendo del orden de muchas decenas de miles de años (por ejemplo, la translocación de arcilla). En consecuencia los distintos horizontes que componen los suelos necesitan de tiempos muy distintos para su formación (como se muestra en la siguiente figura el horizonte A es el de más rápida formación, mientras que el horizonte óxico necesita de hasta un millón de años para manifestarse totalmente).

Para aquellos suelos que se forman en menos de alguna decenas de miles de años se habla de ciclo corto, mientras que los que requieren de muchas decenas de miles hasta cientos de miles de años se habla de ciclo largo.

4 Procesos de formación

En los apartados anteriores se describe cómo la roca se transforma en suelo por la acción del clima, de los organismos, del relieve, y del tiempo, y hemos analizado también, brevemente, los cambios producidos en la secuencia roca-suelo. Analizaremos ahora los procesos que se desarrollan durante esta transformación y muy especialmente nos dedicaremos a poner de manifiesto las pruebas que la actuación de estos procesos dejan en el perfil del suelo.

4.1 Esquema general

En la formación del suelo intervienen un conjunto de procesos muy heterogéneos y en ocasiones no totalmente esclarecidos. Esta complejidad se desprende si nos fijamos en la posición del suelo en la Naturaleza. Efectivamente, como esquematizamos en la siguiente figura 1, el suelo está sometido a las leyes de la litosfera, hidrosfera, biosfera y atmósfera.

En síntesis, la formación de un suelo la reproducimos en la figura 2. La formación del suelo tiene lugar como consecuencia de la actuación de los cinco factores formadores, ya descritos, y en ella desde el punto de vista didáctico se pueden distinguir dos etapas: la etapa inicial que representa la diferenciación de los constituyentes del suelo y una etapa final en la que los constituyentes se reorganizan y evolucionan para formar el suelo.

La etapa inicial comienza, lógicamente, con la fragmentación de las rocas originales y también de los restos de los organismos que poco a poco han ido colonizando el material. La desagregación del material facilitará la circulación del aire y del agua, y también favorecerá la actividad biótica, todo lo cual conducirá a la subsiguiente alteración química del material.

Los minerales de las rocas originales, dependiendo de la estabilidad, se alteran en mayor o menor medida, apareciendo en el suelo más o menos transformados. Los iones liberados en la alteración mineral pasarán a la solución del suelo formando geles o se recombinarán para dar lugar a nuevos minerales.

Por otra parte, los vegetales y animales sufren al morir unas intensas transformaciones químicas, desarrollándose un nuevo material orgánico que evoluciona para alcanzar un equilibrio en las condiciones edáficas, llamado humus. Durante estos procesos de transformación del material orgánico se desprenderán compuestos sencillos que irán a engrosar la solución del suelo y

también se pueden desprender como consecuencia de estas reacciones determinados gases, además de agua, pero el agua y los gases del suelo proceden fundamentalmente de la atmósfera.

Etapa final. Todos los constituyentes formados o liberados en la etapa inicial (minerales, humus, geles, gases, agua y soluciones) sufren una serie de procesos de mezcla y diferenciaciones que si evolucionan in situ conducen a la formación del suelo, mientras que si son arrastrados a otros lugares, dan lugar a los sedimentos (los cuales pueden edafizarse posteriormente para dar suelos).

4.2 Procesos básicos

Desde un punto de vista global en el esquema anterior de la formación del suelo se pueden definir tres acciones generales (figura 1):

aporte, alteración y pérdidas del material geológico.

aporte, alteración y pérdidas del material biológico.

reorganización de ambos materiales por mezcla, agregación, translocación y diferenciación.

Es decir, que los complejos procesos de transformación de un suelo se reducen a: adiciones, transformaciones, transferencias y pérdidas de materiales. Los cuales básicamente se reducen a sólo tres procesos: meteorización física, alteración química y translocación de sustancias. Estos procesos afectan tanto a la fase mineral como a la fase orgánica del suelo y constituyen lo que tradicionalmente se denomina como los procesos básicos o generales en la formación del suelo ya que actuan siempre en la formación de todos los suelos.

4.2.1 Fragmentación

La actuación del proceso de fragmentación o desagregación física del material original se puede poner de manifiesto directamente en el perfil del suelo, simplemente observando como en la base de los perfiles se presentan las rocas fragmentadas en numerosos bloques de diverso tamaño.

También se demuestra claramente la actuación de este proceso observando el suelo en el microscopio, los fragmentos de rocas se encuentran en el suelo, como ya hemos visto, intensamente fracturados.

Esta fragmentación se origina por numerosas causas:

Insolación. Las radiaciones solares calientan de un modo desigual a las rocas, y el material soporta intensas presiones debidas a la dilatación diferencial. Cada capa soporta una temperatura diferente (la superficie se calienta más que las capas interiores y además se enfría más rápidamente con los cambios nocturnos),

además cada mineral se calienta de distinta manera (dependiendo de su coeficiente de absorción; por ejemplo los minerales oscuros se calentaran en mayor medida que los de colores claros) y se dilata de manera diferente (en función de la temperatura alcanzada y de su coeficiente de dilatación). Todo ello crea fuertes presiones diferenciales.

Congelación. El agua penetra en los poros y al congelarse aumenta de volumen y fragmenta a las rocas encajantes.

Efecto de descarga. Las rocas se han formado normalmente bajo intensa presión, el material se encuentra comprimido y cuando afloran a la superficie, al perderse la presión, el material expande y se fractura.

Dilatación/contracción. Los cambios de humedad producen cambios de volumen que fracturan las rocas.

Cristalización. A partir de la solución del suelo se forman cristales en los poros de las rocas y al aumentar de volumen presionan las paredes llegando a romper las rocas.

Acción biótica. Las raíces de las plantas invaden las grietas de las rocas y al crecer llegan a fracturar al material encajante.

4.2.2 Alteración química

En contacto con el aire, y sobre todo con el agua, los minerales de las rocas se alteran. Por otra parte, los organismos atacan a los minerales para extraer elementos nutrientes (K, Ca, Mg...) y transforman a los minerales.

La alteración química del material original, se encuentra ampliamente desarrollada en los suelos y se puede poner de manifiesto simplemente comparando la mineralogía inicial de la roca frente a la mineralogía del suelo que se forma a partir de ella.

cuarzo ortosa albita biotita moscovita piroxeno ilita caolinita

Suelo

Hor. A

62% 14% 3% 1% 5% 0% 10% 5%

Hor. B 55% 18% 6% 5% 6% 1% 6% 3%

Hor.C 52% 20% 8% 10% 7% 3% 0% 0%

Roca Hor. R 48% 22% 8% 12% 7% 3% 0% 0%

También se puede evaluar el grado y el tipo de alteración sin más que hacer un estudio de cualquier muestra de suelo en el microscopio petrográfico.

Los principales procesos de alteración química son:

Solución. Afecta sólo a aquellos compuestos que son directamente solubles en agua.

NaCl + H2O <==> Cl- + Na+ + H2O

halita

Hidratación. Las moléculas de agua son atraídas por los desequilibrios eléctricos quedando fijadas en los constituyentes edáficos.

CaSO4 + 2H2O <==> CaSO4.2H2O

anhidrita yeso

Hidrólisis. Reacción química de los H+ y OH- del agua que se intercambian con los cationes y aniones de los minerales llegando en los casos extremos a destruir por completo a los minerales.

CaAl2Si2O8 + 8H+ <==> Ca++ + 2Al3+ + 2H4SiO4

feldespato (anortita) ac. metasilíco

Oxidación/reducción. Alteración química de los materiales del suelo por pérdida o ganancia de electrones de sus iones constituyentes. Normalmente los minerales se oxidan en el suelo (se han formado en los materiales geológicos originales en un medio pobre de oxígeno por lo que presentan sus iones en forma reducida y al contacto con el oxígeno del aire del suelo se oxidan).

No obstante en los suelos permanentemente saturados en agua la tendencia, por el contrario, es de reducción.

Fe(OH)3 + 3H+ e- <==> Fe++ + 3H2O

Lo que acabamos de exponer se refiere fundamentalmente a la fracción mineral, pero el material orgánico también sufre una intensa transformación.

En el caso concreto de la materia orgánica la alteración puede conducir al desarrollo de dos procesos distintos: humificación y mineralización. Ambas inicialmente tienen una misma vía de actuación, la transformación de los restos vegetales y animales al morir, pero desembocan en dos resultados completamente distintos. La humificación engloba a una serie de procesos de alteración entre productos orgánicos, es decir que siempre se conserva la estructura orgánica. Por tanto la humificación conserva el material orgánico en el suelo, forma el humus. Por el contrario la mineralización conduce a la destrucción total de los restos orgánicos descomponiéndolos en sus productos inorgánicos sencillos (H2O, CO2, NH3...) eliminándose (realmente mineralizándose) gran parte de la materia orgánica del suelo.

4.2.3 Translocación

Además de estos dos procesos de desagregación física y alteración química hay un tercer proceso que ejerce una importantísima acción en la formación del suelo y es la translocación de sustancias, que por un lado mezcla y agrega los materiales edáficos y por otro lado, los separa y los concentra. Todas estas acciones se realizan bien por los organismos del suelo, muy especialmente por los que excavan galerías, como las lombrices y las hormigas o por simple efecto mecánico, muy frecuentemente por la acción del agua que transporta los materiales, a veces en suspensión a veces en disolución. Este arrastre por la acción del agua ejerce efectos muy importantes en el suelo y puede eliminar a las sustancias transportadas fuera del perfil o acumularlas a una determinada profundidad.

La translocación de sustancias también se puede demostrar fácilmente viendo por ejemplo sustancias que tapizan las paredes de los poros e incluso rellenando completamente las grietas del suelo o simplemente observando el material que rellena las galerías de la fauna o también por los montoncitos acumulados en las entradas de los hormigueros y toperas.

Es decir que el proceso de translocación de materiales en el suelo es muy complejo afectando a muy distintas sustancias (minerales, materia orgánica y complejos organo minerales, ya sean como soluciones o suspensiones) y por muy diferentes causas (gravedad, capilaridad, evaporación, actividad biótica, o como consecuencia del hinchamiento y contracción de la masa del suelo).

4.3 Procesos específicos

En el apartado anterior acabamos de ver como la formación del suelo es la consecuencia del desarrollo de tres procesos básicos. Ahora bien, dependiendo de como se combinen en su actuación, es decir, dependiendo de la intensidad con que se desarrolle cada uno de ellos y del tipo de materiales a los que afecte preferentemente se definen determinados procesos de formación. Al actuar estos procesos específicos conducen siempre o a la formación de un tipo concreto de suelo (por ejemplo los podzoles son la consecuencia directa del proceso específico de podzolización) o bien confieren a distintos tipos de suelos una característica común a todos ellos (por ejemplo el proceso específico de iluviación de arcilla confiere a tipos muy diferentes de suelos un horizonte Bt, u horizonte árgico).

A continuación revisaremos muy brevemente estos procesos efafogenéticos específicos y mostraremos las pruebas concretas que tenemos para demostrar que estos procesos se han desarrollado realmente en tipos concretos de suelos.

4.3.1 Procesos específicos de alteración

Empezaremos por los procesos en los que predomina la alteración y dejaremos para después a aquellos en los que predomina la translocación de sustancias (la fragmentación actúa siempre y, por si misma, no define ningún proceso específico concreto).

Melanización

Es el proceso responsable de la coloración oscura, más o menos negra, que adquieren los horizontes A de los suelos. Es el resultado de la impregnación de los restos orgánico en la masa del suelo.

Empardecimiento

Representa la coloración parda que aparece en el suelo como consecuencia de la alteración de los minerales primitivos que liberan importantes cantidades de hierro. Se forman hidróxidos férricos más o menos hidratados y parcialmente cristalinos. Estos geles se unen a las arcillas (directamente o a través del humus) formando unos compuestos (a veces complejos organominerales) de color pardo. Es el proceso característico de las regiones templadas húmedas, y se pone claramente de manifiesto en el paisaje de estas regiones.

Rubefacción

La rubefacción es otro proceso que también queda patente en la coloración del perfil.

Es un proceso ampliamente representado en las regiones de climas cálidos y templados, con un período de larga e intensa sequía. En estas condiciones los compuestos de hierro producidos como consecuencia de la alteración mineral, sufren una deshidratación total, cristalizando en forma de óxidos, tipo hematites. Como sabemos, la hematites presenta un color rojo vivo, que impregna el perfil, apareciendo la coloración típica de este proceso. Es pues, totalmente imprescindible para que se desarrolle este proceso, la existencia de una estación lo suficientemente seca como para producir la deshidratación de los compuestos de hierro.

Fersialitización

Es el proceso de formación de silicatos de la arcilla (compuestos de hierro, sílice y aluminio, de ahí el nombre de este proceso). Si recordamos el cambio de una roca a suelo, observaremos como ese cambio conlleva una disminución del tamaño de las partículas constituyentes. Esto se puede poner claramente de manifiesto en el análisis mecánico de un suelo suficientemente evolucionado. Muy frecuentemente el suelo contiene una mayor cantidad de arcilla que la roca. Si analizamos la mineralogía de esta arcilla y observamos la presencia progresiva de minerales que no existen en la roca madre y que van siendo más abundantes conforme los horizontes van siendo más

evolucionados, podremos demostrar el desarrollo de este proceso de fersialitización tan frecuente en muchos suelos.

Ferralitización

En cuanto a la ferralitización es un proceso de alteración máxima. Se desarrolla únicamente en climas tropicales, con fuertes precipitaciones, con un drenaje intenso, con una casi constante percolación de agua. En estas condiciones se produce una intensa alteración de los minerales ya que se encuentran sometidos a la constante acción hidrolítica de un agua de lluvia constantemente renovada y por tanto, permanentemente agresiva, sin que llegue a saturarse en ningún momento con los iones liberados de los minerales (lo que disminuirían su poder hidrolítico, caso que ocurriría si el medio no fuese tan permeable).

Se caracteriza pues este proceso por una alteración extrema de los minerales, con un profundo lavado de alcalinos y alcalinotérreos, llegandose a producir hasta importantes perdidas del silicio, aunque la eliminación de sílice del perfil no llega a ser nunca completa (ya que el silicio es poco soluble y bajo la forma de mineral de cuarzo es muy estable). En definitiva, se produce un enriquecimiento de solo los compuestos muy estables, fundamentalmente óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio (hematites, goethita y gibsita), de cuarzo y también de los filosilicatos de la arcilla más estables, como son aquellos con una razón Si/Al baja, como es el caso de la caolinita.

Gleyzación y Pseudogleyzación

La formación de ambos procesos está condicionada a la existencia de capas de agua que de manera más o menos permanente saturan el suelo provocando una extensa hidromorfía.

El agua al desplazarse lentamente por el suelo, se irá empobreciendo en oxígeno a la vez que se irá acidificando por efecto de la materia orgánica, con lo que también el ambiente se irá volviendo reductor, lo que repercutirá en el suelo, fundamentalmente en relación a los compuestos de hierro y de manganeso, ya que sus comportamientos edafoquímicos van a ser muy diferente dependiendo del potencial redox existente.

El Fe el elemento químico que mejor refleja las condiciones de hidromorfía de los suelos. En condiciones reductoras, se moviliza el Fe++, que es bastante móvil, sufriendo una redistribución por el perfil (pues las malas condiciones de drenaje impiden su total eliminación), acumulándose compuestos ferrosos, dándole al suelo su color gris-verdoso-azulado característico.

Si las condiciones de saturación se mantienen constantes a lo largo del año, las condiciones reductoras predominan, el Fe se encuentra formando compuestos ferrosos, el perfil es de color gris verde azulado y se desarrolla la gleyzación.

Vistos estos suelos al microscopio la masa basal aparece muy decolorada.

Cuando el suelo atraviesa fases de desecación estacionales más o menos largas (por alternancia climática con fluctuación de la capa freática, por ejemplo), se origina una alternancia de condiciones oxidantes y reductoras, apareciendo abundantes manchas rojizas debidas a los

compuestos férricos, junto a otras zonas verdosas y grises, apareciendo un horizonte abigarrado, y en este caso se habla de un proceso de pseudogleyzación (o sea, de gleyzación parcial).

En muchas ocasiones, cuando el suelo no es tan impermeable, durante las fases reductoras, el Fe++ se moviliza y llega a ser eliminado del perfil quedando amplias zonas decoloradas, de colores grises más o menos claros, entre otras manchas rojizas. Estas coloraciones grises son debidas a la migración local del Fe++ y en las áreas rojizas el hierro se oxida y se acumula como Fe+++, representando a zonas localmente más oxidantes.

El manganeso también se ve afectado por los cambios de humedad. Se reduce (pasando a la solución del suelo) mucho mas fácilmente que el hierro y para oxidarse (inmovilizandose) requiere unas condiciones oxidantes más fuertes que las que necesita el Fe. Es por tanto mucho más móvil. Tiende a eliminarse del suelo y cuando se acumula lo hace formando nódulos y películas (llamadas cutanes o revestimientos) de color negro.

En definitiva, como acabamos de ver, parece existir una clara relación entre las condiciones hídricas de un perfil y sus rasgos morfológicos. Este hecho es muy importante ya que para reconocer la presencia de un exceso de agua en un suelo tendríamos que desarrollar complicadas y laboriosas medidas en el campo acerca de la profundidad y oscilaciones del nivel freático, del agua retenida, de su contenido en oxígeno disuelto, del potencial redox y de la temperatura edáfica, a lo largo del año y durante muchos años. Pero afortunadamente gran parte de todas estas condiciones las podemos deducir de un modo directo e instantáneo por la simple

observación de los rasgos morfológicos y micromorfológicos del suelo. Por ello, el moteado de los horizontes se ha utilizado universalmente como signo de hidromorfía, si bien hemos de aclarar que a veces no se cumple totalmente la relación causa a efecto (es decir, exceso de agua a rasgos hidromorfos) por la existencia de determinadas condiciones, unas que impiden la reducción, como es el exceso de oxígeno disuelto en el agua o la ausencia de materia orgánica, y otras que dificultan la necesaria actividad microbiana, como sería una temperatura muy baja, o un pH excesivamente ácido.

4.3.2 Procesos específicos de translocación

Finalmente,vamos a considerar aquellos procesos en los que la translocación de sustancias tiene un efecto primordial en la formación del suelo. En general, la translocación se realiza por al acción del agua que se desplaza a través del suelo. Normalmente, el movimiento es vertical descendente, pero en relieves montañosos el desplazamiento lateral u oblicuo adquiere una extraordinaria importancia. Por otra parte, en los ambientes más o menos áridos los movimientos verticales ascendentes toman particular interés.

En general, es válido suponer que el agua de precipitación se desplaza desde al superficie, a través de los poros del suelo, a horizontes cada vez más profundos debido a la acción de la gravedad.

En este desplazamiento el agua arrastra diversos materiales, preferentemente los más móviles, con lo cual se producen importantes pérdidas de materiales en los horizontes superiores, que pueden ser o no acumulados en los horizontes inferiores.

Por tanto, en los procesos de translocación se distinguen dos fases distintos: una inicial de movilización, transporte y pérdida de materiales que se llama eluviación (que se presenta en los horizontes superiores, sobre todo en los horizontes E, pero también en los A) y un segundo proceso que representa la inmovilización y acumulación, o sea de ganancia o enriquecimiento de sustancias que se llama iluviación (se forman los horizontes subsuperficiales, horizontes B), siendo siempre el agua el medio de transporte.

Los conceptos de eluviación-iluviación son sinónimos de emigración-inmigración. Como es lógico, el proceso de iluviación requiere necesariamente del paso previo de la eluviación, ahora bien, la eluviación se puede producir seguida o no del proceso iluvial, así habrá suelos en los que se produzca solo la pérdida de los materiales lixiviados sin que lleguen a acumularse en ningún horizonte del suelo.

Las sustancias que se pueden translocar por la acción del agua son muy diversas y lo pueden hacer bajo muy diferentes formas, por lo que existe cierta confusión en su terminología. Las sustancias que se pueden eluviar lo hacen básicamente bajo tres formas distintas: como iones disueltos (lixiviación), en forma seudosoluble formando complejos organometálicos (queluviación), y en suspensión (iluviación de arcilla).

El hecho de que una sustancia migre bajo la forma de solución, suspensión o formando complejos va a depender fundamentalmente de su estabilidad, solubilidad y facilidad para la complejación. Veamos a continuación los procesos especificos más comunes.

En cuanto a los procesos edafogenéticos especificos en los que predomine una determinada translocación pueden ser los siguientes:

4.3.2 Procesos específicos de translocación (continuación)

Lavado

Se trata de un arrastre y eliminación de los iones disueltos en la solución del suelo. Constituye un proceso que se desarrolla con mayor o menor intensidad en todos los suelos, especialmente importante en los suelos de climas húmedos.

Desbasificación

Representa una consecuencia de la intensificación del proceso anterior, produciéndose el arrastre y eliminación de los iones adsorbidos en el complejo de cambio del suelo. Es decir que el complejo adsorbente se desatura (en las posiciones de cambio las bases de cambio, como el Ca, Mg, Na y K son sustituidos por hidrogeniones de cambio. Proceso igualmente especialmente representativo de los suelos de climas húmedos

Salinización

Es el resultado de la acumulación de sales solubles en el suelo (más solubles que el yeso; por ejemplo el NaCl o sal común). Se desarrolla típicamente en las regiones áridas y semiáridas, con regímenes de humedad del suelo deficitarios de agua, ya que dada la movilidad de estas sales en regímenes más húmedos tienden a lavarse y ser eliminadas del perfil.

En estas regiones, con intensas evaporaciones, se produce un movimiento ascensional de las soluciones del suelo que ascienden capilarmente por la acción de esta evaporación o por la succión de las raíces, alcanzando, frecuentemente, estas soluciones la superficie del suelo y al evaporarse el agua se depositan las sales recubriendo la superficie con unas eflorescencias blanquecinas muy características.

La alta concentración en sales de la solución del suelo es un factor fuertemente limitante para el desarrollo normal de la vegetación, siendo esta escasa y especializada (plantas halofíticas).

Gypsificación

Es el proceso responsable de la acumulación de yeso (CaSO4.2H2O). Forma acumulaciones blancas, parecidas a las de los carbonatos pero fácilmente distinguible en el microscopio. Los cristales de yeso presentan formas rombales, con colores de interferencia grises (en la microfotorafía adjunta los cristales de yeso se encuentran incluídos en una matriz de carbonatos microcristalinos y de color amarillo/marrón).

El yeso es más soluble que los carbonatos por lo que es muy móvil en el suelo.

Es típico de las regiones más o menos áridas.

Decarbonatación / carbonatación

En los suelos carbonatados se produce una lixiviación particular que se llama decarbonatación.

El proceso de decarbonatación representa la movilización de los carbonatos, que se disuelven bajo la forma de bicarbonatos solubles y migran con las aguas de percolación. La carbonatación se

produce cuando los bicarbonatos pasan nuevamente a carbonatos insolubles y se acumulan. La disolución de los carbonatos se realiza por la acción de CO2 disuelto en el agua, según la siguiente ecuación:

------------------DECARBONATACION--------------->

Ca CO3 + CO2 + H2O <-----> Ca++ + 2HCO3-

<------------------CARBONATACION------------------

De esta ecuación se deduce que la solubilidad de los Ca CO3 depende de la cantidad de agua que infiltre y de la cantidad de CO2 que esta lleve disuelto. Al aumentar cualquiera de ellos aumenta la cantidad de carbonatos disueltos.

Por otra parte, la carbonatación secundaria ocurre cuando se produce la precipitación de los CO3 al variar cualquier condición que rompa el equilibrio y hace que la ecuación anteriormente citada se desplace hacia la izquierda. Esta situación se puede provocar por una disolución del contenido de CO2 disuelto, aumento de pH, aumento de la temperatura, disminución de la humedad por evapotranspiración, o por causas físicas que impidan la circulación del agua a través del suelo. La acumulación de los CO3 secundarios se produce a una determinada profundidad, de manera que el suelo se encuentra sin carbonatos en los horizontes superiores y con carbonatos en los horizontes inferiores (típicamente en el C).

El proceso de carbonatación es típico de las regiones áridas, semiáridas y subhúmedas, con una suficiente escasez de agua como para que los CO3 puedan acumularse en el suelo. Como resultado de este proceso, se forman horizontes cálcicos.

Las pruebas de que este doble proceso de disolución y reprecipitación de los carbonatos, las tenemos tanto en la morfología de los perfiles como en la propia morfología de los carbonatos. En efecto, en los suelos de las regiones mediterráneas desarrollados sobre materiales calcáreos es sintomático el encontrar los horizontes superiores descarbonatados y a una determinada profundidad se encuentran niveles altamente calcáreos. Además, la profundidad a que se encuentran estos horizontes cálcicos, está relacionada con la intensidad de las precipitaciones atmosféricas de las zonas en donde se encuentran.

Por otra parte, la propia morfología de las acumulaciones de carbonatos es una clara manifestación de su movilidad. Por ejemplo su distribución localizada en grietas y poros del suelo, también en nódulos blandos pulverulentos y de borde difuso, es decir, que se integran paulatinamente en el suelo, y la existencia de revestimientos en los agregados, así como otras veces localizadas en la parte inferior de las gravas.

Es interesante constatar que el desarrollo de un horizonte fuertemente calcáreo produce la destrucción o el arrastre y la expulsión a otros lugares de la gran mayoría de las partículas que originariamente conformaban el horizonte antes de que llegaran los carbonatos.

Un aspecto también muy interesante, sobre el que se ha debatido ampliamente y aún no resuelto en muchas ocasiones, es la procedencia de los carbonatos presentes en un horizonte cálcico.

Los carbonatos en muchos casos proceden del material original; bien porque ya estaban presentes en él, que es el caso más frecuente, o bien porque no estando físicamente presentes en la roca se han neoformado en el suelo a partir de la alteración de los minerales primitivos, como puede ser el caso para las plagioclasas, los piroxenos y los anfiboles.

También puede ocurrir que los carbonatos no guarden ninguna relación genética con el material original, en estos casos habrán tenido que llegar por la vía de algún aporte externo. Esto puede haberse realizado utilizando como vía de transporte el agua, ya sea por contaminación de un manto freático regional o debido a las escorrentías locales tan importantes en las zonas montañosas. Finalmente, en algunas ocasiones, sobre todo en las regiones áridas, los carbonatos de un determinado suelo pueden proceder de un origen eólico.

En cualquier caso, independientemente de su procedencia, en la fase final de acumulación de los CO3 interviene de una manera decisiva las condiciones hídricas del perfil.

Iluviación de arcilla

El proceso de ILUVIACIÓN DE ARCILLA o ILIMERIZACION representa la migración mecánica de la arcilla de los horizontes superficiales a los horizontes profundos del perfil.

Este proceso se puso de manifiesto al analizar la distribución de los contenidos en arcilla de los suelos en función de la profundidad. Se comprobó que en numerosos suelos se producía un fuerte incremento de los porcentajes de arcilla en los horizontes subsuperficiales. Hoy día esta distribución se justifica prioritariamente por la acción de las aguas de infiltración que arrastran parte de la arcilla de los horizontes superiores y la depositan en las zonas más profundas.

El proceso de eluviación-iluviación de arcilla, aunque muy complejo y no totalmente conocido, se puede explicar básicamente de una manera muy simple. El agua de las precipitaciones atmosféricas moviliza a la arcilla de los horizontes superiores, la cual al dispersarse pasa a la solución del suelo en forma de suspensión. Por la acción de la gravedad, las suspensiones se infiltran por el suelo a través de los macroporos. Al alcanzar estas suspensiones horizontes profundos en los que el suelo se encuentra seco (imagen A de la siguiente figura), el agua de las suspensiones que migran por los macroporos es succionada por los microporos de las zonas circundantes (imagen B; el agua pasa a estos microporos por presentar fuerzas de succión mucho mayores que las existentes en los macroporos). Las paredes de los macroporos actuan como filtros, ya que las partículas de arcilla no pueden pasar a través de los microporos y son retenidos y se concentran formando delgadas películas acuosas que rodean las paredes de los macroporos (imagen C). Finalmente al ser succionada la totalidad del agua del macroporo, las partículas quedan materialmente aplastadas sobre sus paredes y forman unas finas películas de arcilla con sus partículas dispuestas paralelamente entre si y a su vez paralelas a las paredes del poro, quedando fuertemente retenidas (imagen D).

Luego, en la siguiente fase húmeda, el proceso se repite y se forman de esta manera periódica unas películas de arcilla orientadas, cada vez más espesas y que muestran fuerte brillo. Estas películas se denominan clay-skins, o revestimientos o cutanes de arcilla, o arcilanes.

De igual manera, al entrar el agua de las suspensiones en el interior de los agregados edáficos va depositando sobre la superficie de estos a las partículas de arcilla, formando también arcilanes de iluviación que recubren los agregados.

El clima tiene una influencia decisiva en el proceso de iluviación. Así de la propia génesis de este proceso se deduce que para que tenga lugar es absolutamente imprescindible que el suelo pase por unas fases húmedas los suficientemente intensas como para que haya un exceso de agua de gravedad que se infiltre a través del suelo, ya que de no ser así no se produciría el arrastre de la arcilla. Además usualmente es necesario que el suelo pase por períodos de sequedad lo suficientemente largos e intensos como para que se produzca la total desecación de los macroporos de los horizontes inferiores del suelo. Un clima mediterráneo, sobre todo si es húmedo o subhúmedo, se considera como el más favorable para el desarrollo de la iluviación de arcilla.

En cuanto a las características favorables de los otros factores formadores, destacamos:

Roca madre. Permeable y con arcillas (o con minerales inestables que por alteración originen arcillas en suficientes cantidades).

Relieve. Llano o suavemente inclinado.

Tiempo. Como es un proceso intermitente y recurrente en el tiempo, necesita tiempos largos para manifetarse con suficiente intensidad. Típicamente en superficies muy estables.

El arrastre de las partículas de arcilla de los horizontes superficiales y su acumulación a una determinada profundidad, origina cambios visibles de coloración, textura, estructura y consistencia.

Desde un punto de vista macromorfológico, la translocación de las partículas de arcilla de un punto a otro, produce importantes efectos en el suelo, que podemos considerar a nivel macroscópico y microscópico. Su manifestación macromorfológica más significativa es la de producir un fuerte cambio textural en el perfil, apareciendo un horizonte superior empobrecido en partículas finas, de textura gruesa (es el horizonte eluvial u horizonte E) y un horizonte subsuperficial donde se acumula la arcilla iluvial, por tanto de textura fina (horizonte iluvial, Bt o árgico).

La deposición de la arcilla iluvial concentrada en determinadas zonas, da lugar a los revestimientos de arcilla (clay-skins o cutanes), que recubren las paredes de los macroporos o la superficie de los agregados.

Así, un perfil en el que la iluviación de arcilla ha sido muy intensa muestra una secuencia típica de horizontes A, E y Bt. El horizonte eluvial E se presenta decolorado, a veces de color blanco neto, de textura arenosa y estructuras poco desarrolladas. Por el contrario, el horizonte iluvial, presenta coloración parda o roja de altos cromas, su textura es arcillosa y presenta un fuerte desarrollo de la estructura, con amplias y numerosas grietas, de tipo en bloques angulares gruesos o prismática. Pero desgraciadamente, muy frecuentemente el perfil de un suelo ilimerizado no es tan demostrativo y es muy normal que el suelo carezca de horizonte E, bien porque no haya sido la iluviación de arcilla lo suficientemente intensa como para diferenciar al horizonte E del horizonte A, o porque al ser un horizonte superficial y de estructura poco desarrollada tiene gran tendencia a erosionarse, o muy frecuentemente debido simplemente a su mezcla con los horizontes adyacentes por el arado.

El estudio del suelo en el microscopio (micromorfología) constituye, a nuestra manera de ver, la técnica más eficaz para el reconocimiento de la arcilla iluvial, pues en lámina delgada es donde los

revestimientos de arcilla muestran el conjunto de sus características, y tras un detenido estudio de su naturaleza, morfología, localización y contextura, es generalmente posible diferenciarlos de los cutanes de arcilla de presión . Debido a su hábito laminar, las partículas de arcilla tienden a orientarse paralelamente. El resultado es que al atravesarlas la luz polarizada, los fenómenos ópticos de cada partícula individual se suman a los de las partículas vecinas, comportándose el dominio arcillosos orientado como si se tratara de un único cristal, mostrando propiedades ópticas distintivas: color de interferencia, fenómenos de extinción (el modelo de extinción es una medida del grado de orientación), continuidad óptica, etc., que permiten hacer interpretaciones acerca del ambiente en el cual la partículas se han distribuido, así como la forma de acumularse.

Las características por las cuales se reconoce el origen iluvial de la arcilla en lámina delgada son: continuidad óptica, fuerte orientación preferida, intenso color de interferencia, existencia de laminaciones, contraste textural con la matriz adyacente, límite abrupto, color natural propio (amarillo o rojizo, dependiendo del Fe que las acompaña) y localización siempre recubriendo las paredes de los macroporos o las superficies de los agregados.

Las dificultades en el reconocimiento de los arcilanes iluviales mediante el microscopio petrográfico son debidas a dos situaciones distintas. Por un lado tenemos la propia estabilidad de las películas, que regulará su permanencia (los arcilanes al cabo del tiempo se destruyen desapareciendo totalmente) y por otra parte pueden existir problemas de confusión con otros arcilanes y dominios arcillosos de muy distintos orígenes (en general con orientaciones menos marcadas, de borde difusos, etc).

En resumen, en el perfil puede detectarse la iluviación por la presencia de un sequm E-Bt o por la existencia de clay-skins. A los clay-skins se les reconoce un importante papel diagnóstico. No obstante en algunas ocasiones, sobre todo en los suelos arcillosos, pueden confundirse con los cutanes formados por orientaciones de las partículas de arcilla por efecto de la presión, por lo que resulta muy recomendable su estudio en el microscopio.

El correcto reconocimiento del proceso iluvial es un hecho muy importante y su erróneo diagnóstico es la causa más frecuente de interpretaciones equivocadas en los estudios de suelos.

Podzolización

La podzolización engloba la queluviación de Al y Fe, junto con materia orgánica, de las zonas superficiales y su acumulación en las zonas profundas del perfil.

Las mejores condiciones para que se desarrolle la podzolización son un medio fuertemente ácido, un clima húmedo y frío y una roca permeable.

Bajo estas condiciones, la intensa percolación de agua producirá un desarrollo extremo del lavado y de la desbasificación. El complejo adsorbente se desatura, los carbonatos si están presentes en el material original son lavados fuera del perfil y el medio se vuelve cada vez más ácido. La fuerte acidez provoca una serie de consecuencias muy importantes que condicionan la evolución del suelo. En primer lugar, bajo estas condiciones, la materia orgánica evoluciona lentamente debido a la débil actividad microbiana de estos medios y libera abundantes compuestos orgánicos de carácter ácido.

En lo referente a la fracción mineral, la intensa acidez produce la inestabilidad mineral. Los minerales muy resistentes se acumulan, como el cuarzo, pero en general, los minerales sufren una extrema alteración liberando abundantes elementos que son lixiviados por las aguas de drenaje, mientras que el medio se va enriqueciendo en elementos insolubles, como el Fe y el Al, que van siendo queluviados por los compuestos orgánicos hacia horizontes más profundos. En definitiva en superficie se forma un horizonte eluvial con intensas pérdidas de sustancias.

En cuanto a la inmovilización de los complejos organometálicos existen una serie de teorías que tratan de justificarla, pero la más aceptada es que la inmovilización ocurre por una adquisición progresiva de cationes metálicos por parte del complejo organomineral al ir descendiendo por el suelo. Cuando la razón ión metálico a ácido orgánico es baja el complejo es soluble y puede migrar, pero cuando se rebasa cierto valor crítico se produce su inmovilización, acumulándose y originando el horizonte Bh y Bs de los podzoles, quedando en definitiva un perfil muy diferenciado con una consecuencia de horizontes muy completa y muy destacados: O/A/E/Bh/Bs.

En algunas ocasiones, el proceso de podzolización da un perfil menos evolucionado, con formación de un horizonte Bh sin Bs y en otras ocasiones, ocurre al revés, que se forma el Bs pero no el Bh.

Las pruebas de que se ha desarrollado el proceso de podzolización en un suelo las tenemos reflejadas en la espectacular morfología del perfil, aunque a veces los horizontes no son tan patentes y entonces se hace absolutamente necesario analizar la distribución de la materia orgánica, del Fe y del Al en función de la profundidad y recurrir a la micromorfología, para buscar las recubiertas cutánicas de materia orgánica de los granos de arena del horizonte Bh.

Arcilloturbación

Un proceso también de translocación de materiales pero referido ahora a todos los materiales del suelo en conjunto es el proceso denominado unas veces como arcilloturbación y otras como edafoturbación pero que podríamos también llamar vertisolación, dado el tipo de suelos que origina. Este proceso provoca ahora la mezcla de los materiales del suelo (al contrario que los anteriores que producían la diferenciación del perfil) y conduce a la formación de suelos muy homogéneos, sin cambios importantes de las propiedades y de los constituyentes con la profundidad.

Se debe a la capacidad de hinchamiento y contracción que tienen determinadas arcillas de los suelos. En los períodos húmedos, se hidratan y aumentan de volumen, mientras que durante los períodos secos se deshidratan y disminuyen de volumen y desarrollan un amplio sistema de anchas grietas.

Estos cambios de volumen producen unas fuertes presiones dentro de los horizontes del suelo que obligan a los materiales a desplazarse.

Las pruebas de estas presiones las tenemos en esas superficies lisas y brillantes y frecuentemente estriadas llamadas slickensides tan representativas de los suelos en los que se desarrolla este proceso (las partículas de arcilla son obligadas a orientarse, aplastandose unas a otras por efecto de la presión debida al hinchamiento de las arcillas y al deslizarse unas masas sobre otras, los granos de arena se clavan y dejan estrias de deslizamiento).

El proceso sería el siguiente, durante la fase seca, las arcillas del suelo contraen y producen unas anchas y profundas grietas que atraviesan el suelo hasta la superficie.

Luego, estas grietas al permanecer abiertas durante todo el período seco se van rellenando de diversos materiales que caen desde las paredes superiores y desde la superficie del suelo, fundamentalmente debidas a las acciones de los animales, del viento y de la propia desecación progresiva. Las grietas quedan así parcialmente rellenadas, especialmente en profundidad, y al llegar el período húmedo, las arcillas hinchan, aumentan de volumen, pero no pueden ocupar el espacio que ocupaban inicialmente debido a estar ahora ocupado por los materiales allí caídos; hay en definitiva un exceso de material que produce unas fuertes presiones que voltean al material sobrante a la superficie del suelo, produciendo unos montículos muy característicos llamados gilgai. Como resultado de esta mezcla periódica, de materiales que suben y bajan, se origina un suelo muy homogéneo.

De la génesis expuesta se deduce que para que se desarrolle este proceso se requiere que el suelo disponga de un alto contenido de arcillas hinchables e igualmente se necesita de un clima contrastado que facilite las fases periódicas de hinchamiento y contracción.

Cementación

En ocasiones, al acumularse los materiales en un horizonte, sobre todo cuando lo hacen en gran cantidad, originan un cemento que engloba a los demás materiales del suelo produciendo el endurecimiento del horizonte. Se forma lo que se llaman costras. Frecuentemente el agente de encostramiento son los carbonatos, pero también el yeso, y en ocasiones sílice o compuestos de hierro.

4.4 Carácter dinámico del suelo

Para finalizar diremos que generalmente en un mismo suelo se desarrollan varios de estos procesos edafogenéticos, que pueden actuar simultáneamente, pero muy frecuentemente se presentan de una manera escalonada actuando en etapas sucesivas, de manera que el desarrollo de un determinado proceso prepara el terreno para la actuación del proceso siguiente y como resultado el suelo va evolucionando progresivamente, por lo que en los estudios edafogenéticos los suelos de una determinada región se agrupan en secuencias evolutivas como la que mostramos en esta última figura en la que se idealiza una clásica secuencia evolutiva para suelos desarrollados sobre un material original de carácter ácido.

5. El perfil del suelo y sus horizontes

Como la edafización actúa desde la superficie y va perdiendo su intensidad conforme profundizamos en el perfil del suelo, el material se altera de un modo diferencial y como resultado de la actuación de estos procesos de meteorización y translocación se pasa de un material homogéneo o uniforme, como es la roca, a un material heterogéneo, estratificado en capas con diferentes propiedades como es el suelo; es decir, se produce la horizonación del material. Y es precisamente esta característica, representada por la variación regular de las propiedades y constituyentes del suelo en función de la profundidad, la característica más representativa de los suelos, rasgo que los diferencia claramente de las rocas.

A estas capas se les denomina horizontes y su superposición constituye el perfil del suelo.

Los horizontes constituyen las unidades para el estudio y para la clasificación de los suelos.

Los horizontes edáficos son capas aproximadamente paralelas a la superficie del terreno. Se establecen en función de cambios de las propiedades y constituyentes (que son el resultado de la actuación de los procesos de formación del suelo) con respecto a las capas inmediatas.

Los horizontes se ponen, normalmente, de manifiesto en el campo, en el perfil del suelo, pero los datos de laboratorio sirven para confirmar y caracterizar a estos horizontes.

Generalmente bastan solo tres propiedades para establecer la horizonación de un suelo: color, textura y estructura, aunque otras propiedades, como la consistencia, son a veces de gran ayuda. El más mínimo cambio detectado (en una sola o en varias de estas propiedades) es suficiente para diferenciar un nuevo horizonte.

5.1 Nomenclatura "A B C" para los horizontes del suelo

La designación de horizontes constituye uno de los pasos fundamentales en la definición de los suelos.

Para designar a los horizontes del suelo se usan un conjunto de letras y de números.

5.1.1 Horizontes principales

H. Acumulaciones de materia orgánica sin descomponer (>20-30%), saturados en agua por largos períodos. Es el horizonte de las turbas.

O. Capa de hojarasca sobre la superficie del suelo (sin saturar agua; >35%), frecuente en los bosques.

A. Formado en la superficie, con mayor % materia orgánica (transformada) que los horizontes situados debajo. Típicamente de color gris oscuro, más o menos negro, pero cuando contiene poca materia orgánica (suelos cultivados) puede ser claro. Estructura migajosa y granular.

de mayor a menor grado de desarrollo

E. Horizonte de fuerte lavado. Típicamente situado entre un A y un B. Con menos arcilla y óxidos de Fe y Al que el hor. A y el hor. B. Con menos materia orgánica que el A. Muy arenosos y de colores muy claros (altos values). Estructura de muy bajo grado de desarrollo (la laminar es típica de este horizonte).

de mayor a menor grado de desarrollo

B. Horizonte de enriquecimiento en: arcilla (iluvial o in situ), oxidos de Fe y Al (iluviales o in situ) o de materia orgánica (sólo si es de origen iluvial; no in situ), o también por enriquecimiento residual por lavado de los carbonatos (si estaban presentes en la roca). De colores pardos y rojos, de cromas (cantidad de color) más intensos o hue (tonalidad del color) más rojo que el material

original = hor. C). Con desarrollo de estructura edáfica (típicamente en bloques angulares, subangulares, prismática).

C. Material original. Sin desarrollo de estructura edáfica, ni rasgos edáficos. Blando, suelto, se puede cavar con una azada. Puede estar meteorizado pero nunca edafizado.

R. Material original. Roca dura, coherente. No se puede cavar.

5.1.2 Horizontes de transición

Se presentan cuando el límite entre los horizontes inmediatos es muy difuso, existiendo una capa ancha de transición con características intermedias entre los dos horizontes. Se representan por la combinación de dos letras mayúsculas (p.ej., AE, EB, BE, BC, CB, AB, BA, AC y CA). La primera letra indica el horizonte principal al cual se parece más el horizonte de transición.

5.1.3 Horizontes mezcla

En algunas ocasiones aparecen horizontes mezclados que constan de partes entremezcladas. Están constituidos por distintas zonas en cada una de las cuales se puede identificar a un horizonte principal ( en la misma capa existen trozos individuales de un horizonte completamente rodeados de zonas de otro horizonte). Se designan con dos letras mayúsculas separadas por una raya diagonal (p.ej. E/B, B/C); la primera letra indica el horizonte principal que predomina.

5.1.4 Letras sufijo más usuales

Las letras minúsculas se usan como sufijos, para calificar a los horizontes principales especificando el carácter dominante de este horizonte. Las letras minúsculas van inmediatamente después de las letras mayúsculas.

p horizonte arado, (de plow = arar). Prácticamente siempre referida al hor. A, (Ap).

h acumulación de materia orgánica (h de humus). Normalmente por mezcla, en el horizonte A de suelos vírgenes (Ap y Ah son excluyentes) y sólo en los podzoles, por iluviación, en el horizonte B (Ah Bh).

w horizonte B de alteración, (de weathering = meteorización) reflejada, con respecto al horizonte inferior, por: la arcilla (alto contenido, formada in situ), y/o el color (más rojo o más pardo), y/o la estructura (edáfica, no la de las rocas originales). Si en el material original había carbonatos el B se puede formar simplemente por lavado de estos carbonatos (hor. de enriquecimiento residual). Bw.

t acumulación de arcilla iluvial, (de textura, o sea granulometría). Bt.

k acumulación de carbonatos secundarios (k de kalcium). Llamado "ca" en otras terminologías). En B (frecuente), en C (muy frecuentemente) y a veces en A (Ak Bk Ck).

y acumulación de yeso. Ay By Cy

z acumulación de sales más solubles que el yeso (y + z = sa, en otras terminologías). Az Bz Cz.

s acumulación de sesquióxidos, típico de los podzoles. Bs, también en los ferralsoles.

g moteado (abigarrado) por reducción del Fe. Manchas de colores pardos/rojos y gris/verde. Hidromorfía parcial. Bg Cg y más raramente Ag.

r reducción fuerte, como resultado de la influencia de la capa freática, colores gris verdoso / azulados (hidromorfía permanente, o casi). Cr Br.

m fuertemente cementado. Frecuentemente por carbonatos (Bmk), pero en otras condiciones puede ser por materia orgánica (Bmh), por sesquióxidos de Fe (Bms) o por sílice (Bmq)

b horizonte de suelo enterrado (paleosuelo) o bicíclico (p.e. Btb), (de buried = enterrado).

5.1.5 Cifras sufijo

Se usan las cifras sufijos para indicar una subdivisión vertical de un horizontes del suelo. El número sufijo siempre va después de todas las letras símbolo. La secuencia numérica se aplica solo a un conjunto de letras determinado, de tal forma que la secuencia se empieza de nuevo en el caso de que el símbolo cambie (p.e. Bt1 - Bt2 - Btg1 - Btg2). Sin embargo, una secuencia no se interrumpe por una discontinuidad litológica (p.e. Bt1 - Bt2 - 2Bt3 - 2Bt4 - 3Bt5).

5.1.5 Cifras prefijo

Se usan las cifras prefijos, para indicar discontinuidades litológicas, indican que el material que formó el suelo no era homogéneo, (por ejemplo, suelo formado a partir de distintos estratos sedimentarios superpuestos).

5.2 Descripción de horizontes

Para el estudio de los horizontes ha de hacerse una completa descripción de sus características morfológicas, en el campo, junto a un completo análisis de sus propiedades físicas y químicas, en el laboratorio.

En líneas generales los datos se refieren:

al medio ambiente en el que se encuentra el suelo: localización geográfica, roca, relieve, vegetación y uso, clima, drenaje,...)

a los horizontes en sí mismos. Con datos de campo (espesores, textura, estructura, color, consistencia,... y límite) y datos del análisis del suelo en el laboratorio: análisis físicos (granulometría, retenciones de agua, densidades,...), químicos (materia orgánica, N, CaCO3,...), fisicoquímicos (pH, capacidad de cambio iónico, Eh, conductividad,...) y micromorfológico.

Con todos estos datos podrán establecerse interesantes conclusiones acerca del la clase de suelo, de sus propiedades, de su formación, de su fertilidad y de su uso más racional.