quimica de suelo
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Química de SueloTRANSCRIPT
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Universidad Nacional de Ingeniera
Recinto Universitario Pedro Arauz Palacios
UNI RUPAP
Qumica General
QUMICA DE SUELO
Integrantes: -Adery Joel Baltodano Monterrey
-Arturo Jos Bonilla Lumb
-Chenier Rabzari Martnez Zeledn
-Donald Ernesto Aragn Espino
-Ernesto de Jess Prez Bello
-Pedro Jos Flores Rodrguez
Maestro: Ing. Osmar Flores Navarrete
Grupo: IC 21D
Fecha de entrega: Jueves, 28 de julio, de 2011
Managua, Nicaragua.
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2. CONTENIDO
1. Datos Generales
2. Contenido
3. Introduccin
4. Desarrollo (Qumica de Suelo)
4.1. Componentes Inorgnicos del Suelo
4.2. Minerales Primarios
4.3. Minerales Secundarios
4.4. Componentes Orgnicos del Suelo
4.5. Procesos de Absorcin y de cambios de iones en el suelo.
4.6. Oligoelementos
4.6.1. Conceptos Generales
4.6.2. Origen
4.6.3. Esencialidad
4.7. Oligoelementos Catinicos
4.8. Oligoelementos Aninicos
5. Conclusiones
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3. INTRODUCCIN
El suelo es un sistema complejo formado por partculas solidas orgnicas e inorgnicas,
agua y microorganismos. Estos elementos conocidos como fases gozan de gran interaccin,
debido a la enorme cantidad de reacciones qumicas que sufren, por ejemplo: aire y agua
intemperizan las partculas solidas y los microorganismos se encargan de catalizar muchas
de estas reacciones.
La ciencia que estudia las propiedades qumicas del suelo y de sus componentes orgnicos
e inorgnicos, as como qumica del suelo; es de primordial importancia mencionar que
dicha ciencia se encuentra estrechamente relacionada con algunas disciplinas de la ciencia
del suelo, tales como: la qumica de los coloides, la fertilidad, la mineraloga, y la
microbiologa del suelo.
La fertilidad considera al suelo como un medio que permite el crecimiento de las plantas; la
mineraloga, por su parte, determina la estructura qumica de la fase solida, mientras que la
microbiologa estudia reacciones bioqumicas que ocurren en el suelo. Tal subdivisin es
fundamental para un estudio completo de suelo.
La qumica se encarga de analizar los elementos acumulados en el complejo del suelo,
necesarios para el desarrollo de las plantas. La qumica de los elementos implica, tanto el
estudio del origen de las cargas en los coloides como en los fenmenos de absorcin y el
equilibrio dinmico del suelo.
Con base en la informacin sobre la composicin, propiedades y reacciones qumicas que
ocurren en el suelo se pueden aclarar problemas relacionados con la fertilidad y la nutricin
vegetal. Los resultados de los anlisis qumicos permiten clasificar a los suelos en sus
diferentes grupos y servir como base en la planificacin del desarrollo agrcola, ganadero y
forestal.
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4. DESARROLLO (QUMICA DE SUELO)
4.1 COMPONENTES INORGNICOS DEL SUELO
El suelo
El suelo es un cuerpo natural, no consolidado, compuesto por slidos (material mineral y
orgnico), lquidos y gases, que se caracteriza por tener horizontes o capas diferenciales,
resultado de las adiciones, prdidas, transferencias y transformaciones de energa y materia
a travs del tiempo, y cuyo espesor puede ir desde la superficie terrestre hasta varios metros
de profundidad (Sposito 1989).
Se le llama parte inorgnica del suelo a las sustancias solidas que existe en este, por
ejemplo: materiales inorgnicos (fraccin mineral, formada principalmente de arcillas, limo
y arena), como minerales no metlicos de inters para la construccin (piedra, mrmol,
caliza, yeso, arena), minerales metlicos (blenda, galena, siderita, pirita) y combustibles
fsiles como el petrleo. Se le llama de esta manera, porque esta parte del suelo no es
degradable.
Un mineral es un slido homogneo por naturaleza, con una composicin qumica definida,
y una disposicin atmica ordenada. Que les dan unas propiedades dadas. Normalmente se
forma mediante un proceso inorgnico, excepto en algunos casos. Son el sustrato
inorgnico de la vida vegetal y animal, formadores del suelo y receptores ltimos de la
contaminacin ambiental. Se les llama compuestos qumicos porque estos se forman por la
unin de elementos, donde cambia su composicin, ya que se separan o descomponen por
mtodo qumico, y se define la proporcin de los elementos.
La roca es un material formado por minerales. Se denominan minerales formadores de
rocas a aquellos que constituyen mayoritariamente las rocas. Entre los principales merecen
destacarse los silicatos (en todas sus variedades desde el cuarzo a las arcillas) y la calcita.
La rocas se pueden clasificar en tres diferentes grupos los cuales son:
Rocas gneas o magmticas: originadas a partir de un magma o roca fundida, rica en
diversos elementos, stos se van asociando y cristalizando conforme se va enfriando la
masa magmtica. Rocas Metamrficas: estas rocas se forman cuando unas sustancias ya
formadas, sufren alteraciones por contacto con una masa magmtica ascendente que las
convierte en minerales nuevos. Pero tambin se produce el metamorfismo, cuando las rocas
sufren alteraciones en presin y temperatura en los bordes de las placas continentales.
Rocas Sedimentarias: Se producen cuando se forman concentraciones de elementos slidos
o lquidos, solubles o insolubles, que al entrar en contacto reaccionan formando los
minerales.
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El tipo de rocas que se encuentran en la corteza terrestre son las rocas gneas
o Metamrficas.
Los minerales tienen gran importancia por sus mltiples aplicaciones en los diversos
campos de la actividad humana. La industria moderna depende directa o indirectamente de
los minerales; se usan para fabricar mltiples productos de la moderna civilizacin. As, de
distintos tipos de cuarzo y silicatos, se produce el vidrio. Los nitratos y fosfatos son
utilizados como abono para la agricultura. Ciertos materiales, como el yeso, son utilizados
profusamente en la construccin. Los minerales que entran en la categora de piedras
preciosas o semipreciosas, como los diamantes, topacios, rubes, se destinan a la confeccin
de joyas.
Composicin qumica de la roca madre.
En la composicin qumica de los primeros 16 km d la corteza terrestre o litosfera,
denominada Sial por la predominancia de Si y Al, constituyen estos elementos, junto con el
O y Fe, el 87% de su volumen total; los siguen en importancia Ca, Mg, Na y K; solo estos 8
elementos qumicos sobrepasan el 1% de participacin y en menor proporcin se
encuentran Ti, P, Mn, S, Cl y C. La segunda capa de la corteza terrestre de
aproximadamente 48km se caracteriza por la predominancia de Si y Mg y se denomina
Sima. Ochenta elementos qumicos constituyen la totalidad de las rocas madres y se
presentan aproximadamente 2000 minerales, de los cuales solo una docena son
predominantes en la capa superficial de la corteza terrestre.
La composicin mencionada vara bastante con el tipo de roca y con su origen. Las rocas
parentales, de donde se originan los suelos, se dividen en tres grandes grupos: gneas,
sedimentaria y metamrficas.
Las rocas gneas constituyen la mayor parte de la corteza terrestre y se llaman tambin
eruptivas (fuerza), endgenas (del interior de la tierra) o magmticas (magma, lava).
Resultan del enfriamiento y solidificacin de las masas de lava o magma fundidas. Si el
enfriamiento ocurre de forma lenta y se solidifican dentro de la corteza terrestre, se originan
rocas llamadas plutnicas o intrusivas. Bajo estas condiciones los cristales de los minerales
se forman lentamente, tienen un grado de cristalizacin ptimo y una textura gruesa,
granular. En el caso de que las rocas se solidifiquen sobre la corteza terrestre, con un
enfriamiento rpido, dan lugar a rocas volcnicas, extrusivas o efusivas. Ellas presentan una
textura fina con cristales aireados dentro de una masa generalmente amorfa. Las rocas
hipabisales ocupan una posicin intermedia entre las anteriores; se han formado a una cierta
profundidad y presentan tanto minerales bien cristalizados as como materiales amorfos.
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Las roca gneas se pueden clasificar tambin de acuerdo a su contenido en slice como
rocas acidas (SiO2 66%) subacidas (SiO2 entre 66 y 62%) sub-bsicas (SiO2 62 52%) y
bsicas (SiO2 52-45%).
Al variar el contenido en SiO2 vara tambin en las rocas gneas la participacin de los otros
elementos litofilicos en su composicin qumica. El contenido de SiO2 decrece de
izquierda a derecha, del 70% en las rocas acidas al 48% en las rocas bsicas. Estos cambios
recprocos en el contenido de minerales de minerales potsicos o clcico, frrico,
magnesianos son de importancia en las caracterizacin de las rocas y para aspectos de
nutricin mineral de plantas que se desarrollan sobre los suelos formados a partir de esas
rocas.
El granito es una roca plutnica acida que se caracteriza al mismo tiempo por su alto
contenido en elementos alcalinos (Na, K) y su bajo contenido en elementos alcalinotrreos
(Ca, Mg). Es la roca intrusiva ms frecuente en la corteza terrestre. El prfido grantico y la
riolita son las rocas acidas que presentan una composicin qumica equivalente al granito,
pero se diferencian por su textura ms fina.
La sienita es una roca intermedia o subacida. La traquita es su equivalente dentro de las
volcnicas.
La diorita, el prfido dioritico y la andesita que corresponden al grupo sub-bsico.
Las rocas sedimentarias resultan de la erosin y redepositacin de productos de
meteorizacin de rocas gneas o metamrficas o a travs de la acumulacin de restos
biolgicos. Se clasifican de acuerdo a su origen en tres grupos:
a. Residuos orgnicos o biolgicos como calizas y dolomitas compuestos por conchas y por esqueletos de animales y plantas marinas. Su composicin varia de
acurdo a la de los organismos que contribuyen a su formacin; generalmente son
ricos en C, Ca y Mg por sus componentes minerales que son carbonatos de Calcio y
de magnesio. Otro grupo es el de las turbas y carbones de origen vegetal. Las
pizarras asfaltos y petrleos son de otro tipo, constituido en su mayor parte, por
sustancias bituminosas de composicin muy variable.
b. Residuos de Solucin originados por la cristalizacin de sales disueltas en el interior de la corteza terrestre o del agua del mar. Entre las sales se conocen 1) tobas
calcreas formadas por carbonatos de calcio; 2) tobas silceas; 3) anhidrita y yeso o
sulfato de calcio; 4) sal gema (NaCl) y otras sales.
c. Residuos clsticos detrticos que se forman de fragmentos de otras rocas. Las rocas sefiticas (conglomerados y brechas) que son constituidas por partculas
mayores de 2mm; las samiticas que las forman grano de arena de 2mm mximo y
que si se consolidan, se denominan areniscas. Estos residuos constituyen el 0.75%
e la capa superficial de la corteza terrestre (Sial) y su composicin varia segn la
composicin de la roca de la cual se originan. Las roca formadas por materiales
arcillosos se denominan peliticas; entre ellas se encuentran los esquistos.
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Las rocas metamoficas se originan ataves de cambios metamrficos producidos por
altas temperaturas (termomorfismo) y presiones (dinamomorfismo) al actuar sobre
algunas rocas gneas y sedimentarias. Esto cambios comprenden un aumento del
tamao de las partculas y una reorganizacin de los componentes qumicos para
formar nuevas minerales
Los efectos estructurales del metamorfismo incluyen el desarrollo de esquistosidad,
que es un tipo especial de fractura que permite a la roca metamrfica dividirse en
capas ms o menos paralelas. Las capas son delgadas y de forma lenticular, ms que
paralelas y mantienen la estratificacin original cuando la roca alterada era de tipo
sedimentario. Las rocas metamrficas que muestran esquistosidad consisten
principalmente de gneis y esquisto; el gneis presenta bandas ms caractersticas y es
de cristales ms gruesos que el esquisto. Los esquistos que se dividen en lminas
muy delgadas se denominan filitas. Una presin grande perpendicular en los planos
de estratificacin o en ngulo, causa otro tipo de fractura llamada pizarrosa. Las
rocas metamrficas producidas por presin oblicua se separan fcilmente siguiendo
los nuevos planos de fractura. Este tipo de roca se denomina pizarra. El
metamorfismo de la piedra caliza da por resultado mrmol. En la formacin de esta
roca, la calcita, que constituye la piedra caliza original es recristalizada. El producto
metamrfico de la arenisca cosiste similarmente de material recristalizado (en este
caso el cuarzo) cementado con slice; la roca resultante se denomina cuarcita. La
composicin qumica elemental de las rocas metamrficas corresponde por lo
general a la de las rocas gneas o sedimentarias originarias.
Los efectos qumicos del metamorfismo son a veces tan profundos, que hacen que
de la roca gnea o sedimentaria original se formen minerales enteramente nuevos
que se recristalizan completamente. Entre estos es muy comn la mica y el granate.
El anlisis qumico elemental de la Composicin qumica de los suelos ha sido uno
de los criterios ms importantes que se ha utilizado para clasificarlos y para
interpretar su formacin y gnesis actualmente, este anlisis se hace en forma
espordica. Para los fines de esta materia es importante conocer que a travs de los
procesos de formacin del suelo, la composicin qumica elemental de las rocas
madres ha cambiado paulatinamente se produce una acumulacin de la materia
orgnica con enriquecimiento de C y N, la disolucin de sales, con la perdida por
liviaxion de los elementos que la constituyen y una diferenciacin de minerales
estables, especialmente minerales de arcilla (caolinita y xidos Fe Y Al) que llevan
en los suelos a un aumento de su contenido en SiO2, AlO2 y FeO3. En algunos casos
se tiene sin embargo, una remocin especifica de uno de estos elementos. Por otro
lado un aumento el agua de hidratacin en los suelos.
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4.2 MINERALES PRIMARIOS
Constituyen la fuente original de los elementos qumicos en los suelos y comprenden la
mayor parte del material inorgnico en la masa de los suelos minerales. Se han derivado de
rocas gneas, metamrficas y otro tipo de rocas sin que sus propiedades qumicas se hayan
alterado. Un suelo joven se encuentra constituido, fundamentalmente, de silicatos (cuya
unidad bsica es representada por un tetraedro), y consta de minerales primarios-heredados
de su material parental-de aire, agua y materia orgnica.
Bloques que intervienen en la construccin de minerales
La composicin elemental de los minerales del suelo es, en principio, la misma que las de
las rocas que forman la corteza terrestre. Los minerales se componen de estructuras
ordenadas de iones, las cuales se comprenden mejor mediante algunas unidades bsicas,
relativamente sencillas, que repetidamente ocurren en las uniones minerales. Estas unidades
bsicas son grupos de iones oxgeno, que, formando apretados paquetes, encierran cationes
en dimensiones adecuadas.
Los elementos que se unen mediante enlaces electrostticos pueden ser imaginados como
pequeas esferas en contacto. Los cationes generalmente son mucho ms pequeos que los
aniones; se puede considerar, entonces, una estructura formada por un ncleo (catin)
rodeado por los aniones, de manera que formen poliedros en los que el catin est en el
centro y los aniones determinen los vrtices.
El nmero de aniones que rodean a un catin determinado se conoce como nmero de
coordinacin.
Las tres unidades estructurales bsicas y de mayor inters son: el tetraedro, el octaedro y el
cubo.
El tetraedro. Es una figura tridimensional que posee cuatro caras triangulares y puede
representarse como una pirmide de base triangular, cada vrtice posee un ion oxgeno. El
espacio en el interior del tetraedro construido con iones oxgeno es tan reducido que slo
hay lugar para un catin de tamao pequeo como el Si o el Al. A los cationes que se
instalan en el interior de los tetraedros se les asigna el nmero de coordinacin cuatro,
porque existen cuatro aniones adyacentes a ellos.
El octaedro. Puede representarse mediante dos pirmides de base cuadrada, unidas por sus
bases, con un vrtice dirigido hacia arriba y otro hacia abajo. El espacio interior del
octaedro es demasiado grande para los iones Si debido a que los enlaces son ms largos y,
por lo tanto ms dbiles que los del tetraedro; pero demasiado pequeo para iones
voluminosos como Na, K, Ca. Sin embargo, los cationes del tamao medio-como el Al, Mg
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o Fe- as como algunos otros que tienen similares dimensiones se albergan bien en el
interior del octaedro.
El cubo. Es la ms sencilla de las ordenaciones de iones oxgeno capaz de albergar cationes
tan grandes como Na, K y Ca: no obstante, esta ordenacin presenta huecos de forma
variable que representan el espacio restante resultado de la formacin de tetraedros y
octaedros.
Las pequeas estructuras se forman antes que las grandes pues poseen enlaces catin-anin
ms cortos y, por tanto, ms fuertes. Los tetraedros, octaedros y otras estructuras grandes
proporcionan lugar para todos los iones abundantes, con excepcin del hidrgeno. Desde un
punto de vista prctico los H no ocupan espacio; sin embargo, se forma el ion OH que se
instala en las estructuras minerales.
Enlace entre unidades estructurales
Cada ion oxgeno no forma parte de una sola unidad estructural sino que generalmente
interviene en dos de ellas. Por ejemplo: cada cara de un octaedro es un tringulo compuesto
de tres iones oxgeno los que, unidos a otro oxgeno, situado fuera del octaedro, pueden
formar un tetraedro; de modo semejante, cuando las catas triangulares de dos tetraedros se
sitan una frente a la otra se origina un octaedro. Estas situaciones se repiten
innumerablemente en las estructuras minerales de manera tal que los cationes apropiados
pueden ocupar los huecos as formados (Fe o Mg en octaedros y Si en tetraedros). Los
enlaces inicos entre cationes y aniones de oxgeno mantienen la estabilidad de las
estructuras.
Los tetraedros pueden unirse entre s por sus vrtices para producir parejas, anillos,
cadenas, lminas o estructuras tridimensionales. Sus caractersticas ms importantes se
encuentran representadas en la siguiente tabla:
Clase Agrupaciones de
tetraedros Relacin Si:O
Carga externa
por tetraedro
de Si
ejemplo
Nesosilicatos Independientes 1:4 -4 Olivino
Sorosilicatos Pares 2:7 -3 Hemimorfita
Ciclosilicatos Anillos 1:3 -2 Berilio
Inosilicatos Cadenas Sencillas 1:3 -2 Augita
Cadenas Dobles 4:11 -1.5 Hornblenda
Filosilicatos Capas o lminas 2:5 -1
Mica y
minerales de
arcilla
Tectosilicatos Estructuras
Tridimensionales 1:2 0
Cuarzo y
feldespatos
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Silicatos
Los Nesosilicatos. Constituyen el tipo ms simple de los silicatos. Se hallan compuestos de
tetraedros independientes, cada uno de los cuales- a diferencia de otras clases de silicatos-
posee cuatro oxgenos propios y no compartidos. El mas corriente de todos es el olivino,
mineral de color oscuro, cuya frmula qumica es SiO4(FeMg)2, que expresa la relacin 1:4
entre silicato y oxgeno. El magnesio y el hierro ferroso (Fe) pueden intercambiarse en los
espacios octadricos; de hecho, la mayor parte del olivino contiene cierta cantidad de
ambos. La meteorizacin del suelo libera gradualmente estos cationes que se muestran
disponibles para las plantas cuando la estructura del nesosilicato se desmorona. Debido al
predominio de hierro y magnesio y a su bajo contenido de silicato, este grupo de minerales
son llamados ferromagnesianos, abundantes en las rocas bsicas.
Los Sorosilicatos. En este grupo de silicatos, dos tetraedros vecinos comparten un tomo
de oxgeno y forman grupos Si2O7 independientes, unidos entre s con cationes apropiados
en los espacios octadricos y con molculas de agua en los espacios vacantes. Dentro de
estos compuestos y elementos se consideran: el aluminio, calcio, magnesio, manganeso y
sodio (que forman figuras geomtricas de acuerdo con su nmero de coordinacin), y de
entre los minerales encontramos la hemimorfita (Si2O7)Zn4OH2*H2O.
Los Ciclosilicatos. En este grupo cada tetraedro comparte dos oxgenos con tetraedros
vecinos, para formar estructuras cclicas de relacin Si:O de 1:3. El mineral ms importante
de este grupo es el de la turmalina, cuya frmula general es: (Si6O18)XY3Al6(BO)3(CH)4,
donde X representa calcio y sodio y Y representa aluminio, hierro frrico, litio y magnesio;
sin embargo, los Ciclosilicatos no son frecuentes en el suelo.
Los inosilicatos. Se componen de cadenas (dobles o sencillas), y suelen presentarse en las
rocas y suelos como minerales de color oscuro (caracterstica no privativa de los
inosilicatos, pues de hecho, algunos de ellos son claros). Los que se componen de cadenas
aisladas reciben el nombre de piroxenos, y los que forman cadenas dobles, el de anfboles.
La estructura de estos compuestos consiste en pares de cadenas paralelas unidas por
cationes alojados en los espacios octadricos existentes entre ellas. Su qumica es muy
compleja, algunas frmulas idealizadas son: Ca(Mg, Fe, Al))(Al, Si)5(Si, Al)8O22(OH) para
la Hornblenda que es un mineral de cadenas dobles. Estos minerales son fuente de varios
nutrientes esenciales para las plantas, los que se liberan por meteorizacin.
Los Filosilicatos. Son minerales especialmente importantes en el suelo porque comprenden
tanto los minerales silicatos de arcilla como las micas. Ambos grupos guardan estrecha
relacin con la qumica y la fertilidad del suelo.
Los filosilicatos se componen de hojas que poseen enlaces internos muy fuertes, aunque
dbilmente unidas entre s. Estas hojas poseen tan slo es espesor de tres o cuatro iones
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oxgeno y proporcionan a la mica su bien conocida propiedad de exfoliarse en lminas
ultrafinas Las hojas internas de los filosilicatos estn formadas por capas tetradricas y
octadricas.
Las capas tetradricas comparten tres oxgenos, de los cuatro que poseen en sus vrtices,
para formar capa. Las capas octadricas carecen de los huecos de las tetradricas, pero
estn ligeramente expansionadas, estas sern ocupadas por algunos cationes trivalentes
como el Al, y algunos divalentes como el Mg y el Fe. Las capas octadricas formadas con
iones hidroxilo, en lugar de oxgeno, forman minerales estables como la gibsita, Al2(OH)6 y
la brusita, Mg3(OH)6.
Los Tectosilicatos. El ms sencillo es el cuarzo (SiO2). Su estructura consiste en un
entramado tridimensional de tetraedros, cada uno de los cuales se halla unido a otros cuatro,
uno en cada vrtice. Estos tetraedros no pueden ensamblarse de manera muy estrecha y la
estructura contiene huecos relativamente grandes donde, a veces, se encuentran molculas
de agua y otras impurezas, sin embargo, stas no se retienen por enlaces inicos ya que la
frmula SiO2 no presenta cargas elctricas libres.
4.3 MINERALES SECUNDARIOS
Su origen es el producto de la accin de agentes fsicos, qumicos y biolgicos, sobre los
minerales primarios. Constituyen, junto con la materia orgnica, la fraccin ms activa de
los suelos.
Los minerales arcillosos componen la parte ms valiosa del suelo, la cual est constituida
por partculas coloidales.
METEORIZACION: Un caso general
La meteorizacin es un proceso natural inevitable de agotamiento y transformacin de las
rocas y minerales en residuos no consolidados llamados regolitos, que quedan sobre la
superficie de la tierra a profundidad variable. Los fragmentos de roca y sus minerales son
atacados por las fuerzas erosivas y se transforman en nuevos minerales, ya sea por medio
de alteraciones, o bien, por cambios qumicos completos.
Un suelo joven se compone de minerales primarios heredados de su material parental de
aire, agua y materia orgnica. Con el transcurso del tiempo estos constituyentes reaccionan
entre s para originar un nuevo tipo de minerales.
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Fases de la meteorizacin
El paso del tiempo marca un cambio progresivo en la composicin mineral del suelo; este
cambio se verifica en suelos de diversas edades situados en climas distintos y, por tanto,
sometidos a diferentes intensidades de meteorizacin.
Jackson y Sherman (1953), identificaron los minerales presentes en la fraccin de arcilla
del horizonte A en suelos distintos, y encontraron la posibilidad de ordenarlos en una
secuencia segn la intensidad o tiempo de meteorizacin requerida para eliminar de este
horizonte a cada uno de ellos.
La presencia de grandes cationes - que pueden disolverse y eliminarse gradualmente-
constituye una debilidad estructural, gracias a la cual, los feldespatos se meteorizan ms
rpidamente que el cuarzo.
La existencia del aluminio (Al+3
) en posiciones tetradricas tambin debilita la estructura de
los feldespatos. La secuencia de meteorizacin en las micas y minerales secundarios va de
una mayor a menor neutralizacin de la carga en las hojas por los iones externos, y de una
menor a mayor inclusin de agua- o de iones hidroxilo- en la estructura.
Existe la posibilidad de clasificar los suelos en funcin de la meteorizacin que hayan
experimentado. Un intento puede ser el siguiente:
1. Juventud. Compuestos enteramente por minerales primarios. Pueden haber perdido
las sales solubles, incluyendo el yeso y la calcita, pero an contienen los dems
minerales existentes en el material de origen.
2. Madurez Temprana. La mayor parte de los minerales de la fraccin arglica, que
contiene Ca+2
, Mg+2
, y Fe+2
, se han perdido en los horizontes A. Los silicatos de la
arcilla se hallan en formacin y se acumulan en los horizontes B.
3. Madurez Tarda. La mayora de los minerales primarios han sido lavados de la
fraccin arglica y de gran parte del limo. Las arcillas de la proporcin 2:1 pasan a
las arcillas del tipo 1:1. Comienzan a aumentar los xidos de aluminio y fierro.
4. Senectud. Casi todo el limo y la arcilla han sido eliminados del horizonte A por
meteorizacin y eluviacin. Todos los aluminosilicatos que an persisten, incluso
los del tamao de la arena, se hallan distintamente meteorizados. En el horizonte A
queda poco ms que arena de cuarzo, y en el horizonte B caolinita y arcilla de
xidos en gran cantidad.
Los procesos fundamentales de la meteorizacin pueden ser mecnicos (desintegracin)
y de cambios qumicos o de descomposicin.
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Fuerzas de meteorizacin mecnica
Efectos de la temperatura. Las variaciones de la temperatura provocan enfriamientos y
calentamientos consecutivos que actan como agentes de desintegracin. Las rocas son
agregados de minerales que difieren en sus coeficientes de dilatacin al ser calentadas; los
cambios que se producen sobre ellas pueden causar capas superficiales descortezadas de la
masa originaria; proceso conocido como exfoliacin y que llega a acelerarse, en gran
medida, con la solidificacin del agua incluida.
Influencia del agua y del viento. Cuando el agua de lluvia golpea el suelo, se produce
cierto grado de desintegracin que origina, con el tiempo, un bloqueo de los poros del suelo
y trae como consecuencia la erosin del mismo.
El hielo, por su parte, es un agente erosivo de gran capacidad que, despus del agua, resulta
se el ms importante agente fsico de meteorizacin.
El viento ha sido siempre un agente importante de transporte y, cuando est pertrechado
con restos finos, ejerce tambin una fuerza abrasiva. A este tipo de meteorizacin se le
llama erosin elica.
Influencia de la vegetacin. Las plantas simples, como lquenes y musgo, crecen sobre las
rocas expuestas al aire y al polvo, acumulando, de esta manera una delgada pelcula de
materiales orgnicos. Las plantas superiores a veces ejercen un efecto erosivo sobre la roca,
produciendo cierta desintegracin. Tales influencias, as como las ejercidas por los
animales, son, no obstante, de pequea importancia cuando se comparan son los drsticos
efectos fsicos del agua, hielo, viento y los cambios de temperatura.
Este ltimo proceso puede subdividirse a su vez en accin fsica y accin qumica. La
primera es la que ejercen las races sobre el suelo y la accin erosivamente de los animales
y del hombre. La accin qumica puede ser debida al efecto de cidos o de cualquier
sustancia qumica secretada por las plantas y los microorganismos.
Procesos Qumicos de Meteorizacin
Hidrlisis. La reaccin de los minerales con el agua es, quiz, el cambio ms importante
mediante el que suceden las descomposiciones qumicas.
La hidrlisis es una importante reaccin de descomposicin en la meteorizacin de un gran
nmero de minerales afectados por la accin solvente del agua.
El cambio puede indicarse como sigue, usando la microlina (Si3O8AlK) como mineral
sujeto a la hidrlisis:
Si3O8AlK + H20 Si3O8AlH+KOH
-
2Si3O8AlH + 8H2O Al2O3 . 3H2O + 6SiO3H2
El potasio, separado por esta reaccin, es soluble y puede ser absorbido por el suelo
coloidal, usado por las plantas, o bien desalojado en el agua de drenaje.
En este fenmeno de hidrlisis, el hidrgeno del agua tiende a intercambiarse con el catin
de muchas sustancias para formar as nuevos compuestos. Este proceso se desarrolla
extensivamente en minerales que contienen elementos fuertemente bsicos como el K+
,
Ca++
y Mg++
.
Hidratacin. Este fenmeno comprende el ataque rgido de los iones H+ y OH
- al
compuesto. En muchos casos, estos iones se convierten en parte integrante de la red
cristalina mineral. Al ser hidratadas las micas, algunos de los iones antes mencionados se
mueven entre las estructuras laminares provocando una expansin en el cristal que lo hace
ms poroso. Un ejemplo de este proceso se representa con la siguiente reaccin:
2Fe2O3 + 3H2O 2Fe2O3 . 3H2O
Los anteriores son compuestos definidos que por la accin del calor pierden agua y pasan a
un hidrato inferior o sal anhidra. As, la limonita puede volver a transformarse en hematites,
con un notable cambio en el color. La variacin del color en los subsuelos se debe,
entonces, en cierta forma, a la reaccin antes mencionada.
Carbonatacin y otros procesos acidificantes. La desintegracin y descomposicin de la
materia mineral son apresuradas por la presencia del H+ en las aguas de percolacin;
incluso, el H2CO3 es conocido como el causante de la solubilizacin qumica de la calcita
en la piedra caliza, tal como se muestra en las siguientes reacciones:
CO2+H2OH2CO3
CaCO3+H2CO3 Ca(HCO3)2
Otros cidos ms fuertes, como el ntrico y el sulfrico, se presentan- en forma diluida- en
muchos suelos de regiones hmedas. Estn tambin los iones H+ que se asocian con las
arcillas del suelo aptas para reaccionar con otros minerales del mismo.
Un ejemplo de la reaccin de los iones H+ con los minerales del suelo es el du una arcilla
con un feldespato del tipo de la anorita.
El mecanismo es sencillo: los iones H+ de las arcillas reemplazan las bases de los minerales
nuevos. Resulta, as, un silicato cido capaz de recristalizar, para producir, de esta manera,
la arcilla.
Oxidacin. De entre los diferentes cambios qumicos debidos a la meteorizacin, la
oxidacin es uno de los principales. Se manifiesta- en las rocas que llevan He- un elemento
-
fcilmente oxidable. En algunos minerales el hierro est presente en su forma reducida o
ferrosa (Fe); si se produce la oxidacin a la forma frrica, mientras el hierro todava forma
parte de la red cristalina, deben realizarse, al mismo tiempo, otros ajustes inicos, ya que
in trivalente reemplaza siempre a otro divalente.
Estos cristales, al ser ajustados, producen una red menos estable; por lo tanto, estarn
sujetos tanto a la desintegracin como a la descomposicin.
En otros casos, el in Fe puede ser abandonado fuera del cristal y oxidado simultneamente
en forma frrica. Un ejemplo es la hidratacin del olivino y la separacin del xido ferroso,
que puede pasar, inmediatamente, a xido frrico (hematitas).
SiO4FeMg + 2H2O Si2O9Mg3H4 + SiO2+FeO
4FeO + O2 Fe2O3
Disolucin. La accin disolvente del agua y de los iones que arrastra se produce cuando
stos circulan a travs de las rocas y dems minerales como resultado de los procesos de
mineralizacin. Es importante mencionar el poder de disolucin del in H+ y el CO2 en el
agua.
En algunos casos los metales alcalinos, Na, K, Ca, y Mg, son los ms rpidamente
solubilizados; otros, tienen una disolucin lenta como el fierro, el silicato y el aluminio.
Estos elementos estn sujetos a solucin, y las condiciones climticas especficas
determinan la extensin del fenmeno. La mayor parte del Fe precipita en forma de xido o
hidrxido, de solubilidad an menor y mayor resistencia a la meteorizacin, que los
correspondientes compuestos da aluminio.
Minerales no silicatados del suelo
Slo una pequea cantidad de minerales no silicatados son importantes en el suelo, los
dems o, bien se presentan de manera muy restringida, o son demasiado solubles para
persistir en la mayora de los suelos. Algunos son demasiado inertes para exhibir una
importancia funcional; slo la calcita y ciertos xidos muy estables sern considerados.
Calcita. Es la forma mas abundante de carbonato de calcio en la roca clcica; constituyente
frecuente de los materiales parentales y sintetizables en muchos suelos. El CaCO3 es
ligeramente soluble en agua, y es la profundidad a la que el mineral ha sido lavado de un
suelo la que suele tomarse como indicador, tanto de lavado efectivo como de espesor del
suelo. En regiones ridas, el agua que atraviesa el suelo es demasiado escasa para arrastrar
el CaCO3 del perfil, lo que provoca que se acumule en una capa, generalmente bajo la parte
inferior del solum o dentro de l. En las regiones hmedas, el CaCO3 est eliminado
totalmente del suelo.
-
Los cristales de calcita a veces hacen puentes entre las partculas del suelo cementndolas.
En ocasiones este efecto cementante endurece los horizontes hasta formar una masa
compacta.
Gibsita. Es un mineral rico en aluminio que se acumula en suelos muy meteorizados. Posee
hojas compuestas de iones Al entre las capas de iones OH- en coordinacin
octadrica; estos minerales se agrupan con los xidos y se pueden encontrar en forma de
Al2O3, (AlOH)3. Los productos de solucin o de la solucin del suelo son lixiviados
dependiendo de las condiciones climticas y de la permeabilidad del suelo. El resultado es
una acumulacin de coloides del suelo cuyas composiciones son enriquecidas con aluminio,
fierro y magnesio.
Hematita. Este mineral tiene una densidad de 5.26 g/cc; densidad inusual en las partculas
del suelo que nunca alcanzan esta cifra debido, en alguna medida, a la presencia de
silicatos y minerales de aluminio, y porque gran parte del hierro se halla hidratado con
cantidades variables de agua. La hematita es el colorante rojo ms fuerte del suelo,
mientras que la goethita (mineral de fierro en forma de xido e hidrxido) y compuestos
similares - que reciben el nombre de limonita- constituyen el mineral que corrientemente
produce coloraciones pardo-amarillentas. Estos minerales- que son muy insolubles y
abundantes en muchos ambientes tropicales- se encuentran en casi todos los suelos.
Alofana. Todos los suelos contienen- en su fraccin de arcilla fina- cierta cantidad de
material que no presenta una estructura identificable. Este material recibe el nombre de
alfana cuyos constituyentes son demasiado pequeos para ser identificados de manera
especfica, pero, probablemente, comprenden los bloques que intervienen en la
construccin de los minerales-tetraedros (que contienen silicio) y octaedros, y albergan
aluminio, magnesio y hierro.
La alofana predomina en algunos suelos jvenes formados sobre cenizas volcnicas. La
razn es, probablemente, que el enfriamiento instantneo no deja tiempo suficiente para que
los minerales fluidos (lanzados a la atmsfera por el volcn) se organicen en cristales
minerales lo bastante grandes para ser identificados. Los suelos formados a partir de estos
minerales son ricos en arcilla fina y, en general, muy frtiles.
Estabilidad de los minerales
La mayora de los minerales de rocas gneas se presentan en el siguiente orden de
abundancia: feldespatos, cuarzo (SiO2) y biotita [K(Mg, Fe)3AlSi3O10(OH)2], y algunas
micas como las moscovita, cuya composicin es [KAl3Si3O10(OH)2]. Los feldespatos
incluyen la ortoclasa y la microlina- ambos presentan la estructura qumica (KAlSi3O8)- y
la plagioclasa, que contiene algunos minerales como la albita (NaAlSi3O8) y la anorita
(CaAl2Si2O8).
-
Las rocas metamrficas contienen minerales qumicamente similares y algunas son ricas en
minerales de magnesio; por ejemplo, los piroxenos, cuya composicin aproximada es (Ca,
Mg, Fe, Si2O6).
Por su parte, las rocas sedimentarias, formadas a travs de algunos procesos de
intemperismo, presentan, en su composicin, elementos tales como: potasio, magnesio,
fierro y calcio. El contenido de sodio den este tipo de rocas es mucho ms bajo que el de las
gneas.
Las diversas estructuras minerales poseen diferentes organizaciones de tetraedros y
octaedros formados a base de Si-O o Al-O. La estabilidad de una gran parte de los
minerales gneos tambin se aplica a los procesos de meteorizacin de los minerales de
rocas metamrficas y sedimentarias.
La velocidad de intemperizacin se incrementa con el contenido de elementos alcalinos y
alcalinotrreos. Un segundo factor que afecta la intemperabilidad de los minerales es la
posicin de los iones en su estructura. Por ejemplo, considerando la estructura octadrica
los iones Al son ms estables si se encuentran ligados a iones oxgeno.
Otro factor que afecta la intemperabilidad del mineral es el grado en el que los tetraedros se
encuentran unidos. El incremento del enlace entre los tetraedros significa un incremento en
la estabilidad con respecto a la intemperabilidad. La presencia de algunos iones (como el Fe
y el Mn), en condiciones aerbicas en el suelo incrementa la intemperabilidad porque su
oxidacin a Fe+++
, Mn+++
, y Mn++++
origina cargas no saturadas.
Estructura Cristalina de las Micas
Una sola lmina de cristal de mica moscovita- la ms pequea lmina de mineral que puede
existir- se representa como compuesta de tres capas. En la capa de cavidades tetradricas el
Si+4
es el ms comn, mientras que en la capa de cavidades octadricas el ion Al+3
es el mas
frecuente.
La micas comnmente se encuentran presentes en los suelos como componentes que han
sido transformados parcialmente a minerales expandibles del tipo 2:1.
Mica moscovita. Esta mica se compone de estructuras apiladas unas sobre otras. Dicha
distribucin est enlazada por medio de tomos de potasio, elemento estrechamente
adaptable a las grandes cavidades formadas por la coincidencia de dos cavidades
hexagonales de las capas externas.
La distancia vertical entre las capas externas de dos lminas prximas es de 10 angstroms, a
lo que se conoce como distanciamiento basal del cristal.
-
La frmula qumica de los minerales silicios permite la identificacin de los iones que se
encuentran en varias capas del mineral.
Desgaste de las micas a minerales arcillosos. El plano ms dbil de las micas es aquel en
que se encuentra el K+, y corresponde, mecnicamente, al plano con hendiduras de mineral
que lo exponen a resquebrajarse ms fcilmente. Es tambin es este plano donde el mineral
se desgasta ms rpidamente, por encontrarse expuesto a la intemperie.
Las micas, y en particular la biotita, se descomponen dando varios minerales de arcilla.
Esto ocurre porque el K es reemplazado por otros minerales o iones hidratados; proceso que
se contina desde los bordes de la mica hacia adentro.
En los suelos, las partculas de mica son demasiado grandes para ser coloides; sin embargo,
los productos de descomposicin de las micas son coloidales. Este cambio de micas a
arcillas, por consiguiente, es una variacin de sus propiedades qumicas y una disminucin
de tamao. Tamao que se reduce, probablemente, cuando la lmina de mica se rompe bajo
las fuerzas producidas por la hidratacin del in K+ que une las lminas prximas.
Estructura de la Illita
Grupo de la Illita. Cuando la mica se descompone por la accin de la intemperie, alguna
de las capas de K+ que enlazan las lminas de mica ms prximas se hidratan y se
incrementa el espaciamiento basal de estos minerales. A este grupo pertenecen las micas
moscovita, biotita y flogopita. El principal representante de este grupo es la illita, que se
diferencia de las micas por tener menos sustitucin de silicio por aluminio, contener ms
agua y parte del potasio sustituido por calcio y magnesio.
En este grupo, la capacidad de intercambio catinico de sus representante flucta entre 10 y
40 meq por 100 g de material; presenta una cohesin y plasticidad medias, y su porosidad y
permeabilidad, en trminos generales, se consideran tambin medias.
Estructura de la montmorillonita
La montmorillonita es otro mineral de arcilla esencial, cada una de sus hojas contiene dos
capas tetradricas y una capa octadrica. Las dos primeras se disponen a los lados opuestos
de la segunda y estn retenidas por los iones oxgeno, los cuales sustituyen a los iones
hidroxilo. En la estructura de este mineral parte del aluminio puede ser sustituido por hierro
o magnesio, y parte del silicio por aluminio. La composicin real de la montomorillonita es
muy variable.
Las sustituciones de cationes dan lugar a una deficiencia de cargas positivas en la
estructura, con lo que las hojas presentan carga neta negativa. Gracias a esa carga, la
montmorillonita presenta una capacidad relativamente grande para atraer cationes (como el
Ca+2
) hacia su superficie. Sin embargo, dicha atraccin es lo bastante dbil como para
-
permitir que otros cationes sustituyan a los primeros en un proceso de intercambio. Estos
cationes dbilmente retenidos se llaman cationes de cambio y constituyen una importante
reserva de nutrientes para las plantas.
Los miembros de este grupo presentan bajo grado de estabilidad: una red expansible que
permite que el agua y algunos cationes penetren en sus hojas. Estas arcillas son muy
cohesivas y presentan alta capacidad de fijacin de potasio y amonio, y baja capacidad de
fijacin de fsforo. Por lo mencionado anteriormente la montmorillonita presenta entonces,
baja disponibilidad de calcio y magnesio y alta disponibilidad de fsforo.
En este grupo, la sustitucin isomrfica es muy grande debido a su estructura (proporcin
2:1).
Grupo de la caolinita
En cuestin de hojas, el silicato es ms sencillo y cada una de ellas contiene una capa
tetradrica y octadrica, unidas por los iones de oxgeno apicales (no compartidos) de la
primera, que sustituyen a algunos iones hidroxilo de la forma gibsita (Al2OH6) de la
segunda. Estos oxgenos apicales poseen una carga neutralizada por los iones silicio de la
capa tetradrica, por lo que posee la misma carga efectiva de iones OH- a que reemplazan.
La frmula terica de la caolinita es Al4Si4O10(OH)8. Cada unas de las hojas es
elctricamente neutra, excepto para los enlaces rotos en los bordes del cristal, los cuales
proporcionan, a la caolinita, una pequea carga que sirve para almacenar nutrientes en el
suelo.
Todas las cargas positivas y negativas en la hoja se hallan equilibradas, de manera que no
existen los enlaces inicos libres que mantienen unidas a las hojas adyacentes. Sin
embargo, los cristales se mantienen juntos debido a la presencia de puentes de hidrgeno,
los cuales son lo bastante fuertes para impedir que el agua y otros iones forneos penetren
entre las estructuras. En consecuencia, la caolinita es un mineral de arcilla no expansible,
con escasa o nula tendencia de hincharse en estado hmedo, y a contraerse en estado seco.
El tamao de sus partculas suele corresponder al de las arcilla gruesa o limo fino, y
presenta una reducida capacidad de intercambio catinico que vara entre 3 y 15 meq por
100 g de material. Presenta baja capacidad para fijar potasio y amonio y alta capacidad de
fijacin de fsforo.
De este grupo la caolinita es el miembro ms abundante den los suelos y se presenta en el
medio ambiente que favorece la rpida lixiviacin del calcio, magnesio, potasio y sodio,
durante el proceso de formacin del suelo.
-
4.4 COMPONENTES ORGNICOS DEL SUELO
La materia orgnica del suelo debe definirse como: la fraccin orgnica del suelo que
incluye vegetales y animales en diferentes estados de descomposicin, tejidos y clulas de
organismos que viven en el suelo y sustancias producidas por los habitantes del mismo
La fraccin ms estable de esta materia orgnica se llama humus, y se obtiene mediante la
descomposicin de la mayor parte de las sustancias vegetales o animales aadidos al suelo.
El humus no es tan solo un producto de la descomposicin dado que sta implica la
transformacin de compuestos ms sencillos. El humus es ms complicado que la materia
orgnica porque su formacin presupone no slo la descomposicin sino la sntesis de
sustancias orgnicas.
Fuentes de la Materia Orgnica del suelo
Una fuente originaria de la materia orgnica del suelo es el tejido vegetal.
El suelo contiene materiales orgnicos ya vivos o muertos, ya de origen vegetal o animal,
de pequeo o gran tamao. Su composicin puede clasificarse de maneras distintas,
atendiendo siempre, al origen o la naturaleza qumica de sus materiales.
Desde el punto de vista del origen, pueden considerarse los siguientes grupos significativos:
Macroorganismos vivos
Restos de macroorganismos muertos pero identificables
Microorganismos vivos
Materiales orgnicos muertos y finamente divididos
Actividad biolgica del suelo
La numerosa poblacin del suelo comprende organismos vegetales y animales cuyo tamao
vara; desde el de bacterias y otras formas microscpicas, hasta el de grandes animales
excavadores y races de rboles corpulentos. Las bacterias llegan a presentarse en
poblaciones de miles de millares por gramos de suelo. La descomposicin es una
particularidad de los organismos del suelo por lo que ningn material escapa a este fin, ya
sea se trate de desechos vegetales o animales. Con frecuencia, son los insectos y lombrices
de tierra los que inician el proceso masticando el material, digiriendo parte de l y
desmenuzando el resto en fragmentos. Diversas formas microbianas descomponen esos
fragmentos, as como desechos y, eventualmente, cuerpos muertos de insectos, lombrices y
otros microorganismos.
La descomposicin es solo una de las muchas funciones desarrolladas por la vida animal y
vegetal en el suelo; otra es la extraccin de agua. La absorcin de agua por las plantas
-
reduce mucho la intensidad del lavado y, en consecuencia, ayuda a mantener la fertilidad
del suelo. Incluso, los nutrientes arrastrados por percolacin hacia zonas ms profundas
pueden ser absorbidos por las races y devueltos a la superficie a travs de la planta.
La actividad biolgica depende mucho de la estructura del suelo, del volumen de poros y de
la permeabilidad: las races de las plantas al abrirse camino y crecer desplazan partculas
del suelo; las lombrices, insectos y roedores reorganizan el suelo con sus galeras e incluso
las bacterias son capaces de mover partculas de arcilla y contribuir a la produccin de
agregados del suelo.
Importancia de la Materia Orgnica en el Suelo
La materia orgnica regula los procesos qumicos que all ocurren, influye sobre las
caractersticas fsicas y, segn un gran nmero de investigadores, es el centro de casi todas
las actividades biolgicas del mismo.
Entre los procesos qumicos de ms importancia, en los que interviene la materia orgnica,
se pueden mencionar los siguientes:
1. El suministro de elementos nutritivos por la mineralizacin; en particular, la
liberacin de nitrgeno, fsforo, azufre y micronutrientes disponibles para las
plantas.
2. La materia orgnica ayuda a compensar a los suelos contra cambios qumicos
rpidos en el pH, causados por la adicin de enmiendas y/o fertilizantes.
3. La materia orgnica sirve como depsito de elementos qumicos esenciales para el
desarrollo de las plantas. La mayor parte del nitrgeno del suelo se presenta en
combinacin orgnica y slo una pequea parte se presenta en formas inorgnicas.
Una cantidad considerable de fsforo y azufre existe tambin en formas inorgnicas.
Al descomponerse, la materia orgnica proporciona los nutrientes necesarios para
las plantas en desarrollo, as como hormonas y antibiticos.
4. La materia orgnica es importante porque acta directamente sobre los fenmenos
de adsorcin
5. Intervienen de manera directa en la regulacin de los niveles de disponibilidad de
nutrimentos principales y de elementos de menores, mediante la formacin de
sustancias orgnicas que constituyen compuestos solubles, no inicos, con cationes
de valencia variables. Estas sustancias llamadas quelatos son tambin importantes
en los procesos edafogenticos.
La materia orgnica tambin afecta algunas propiedades fsicas importantes del suelo, entre
ellas cabe mencionar las siguientes:
-
1. La estructura del suelo. Favorece la formacin de agregados individuales; reduce
la agregacin global del suelo y disminuye la plasticidad del mismo.
2. El uso ms eficiente del agua. Debido a una serie de fenmenos promovidos por la
presencia de materia orgnica, sobre todo en suelos de textura gruesa. Se sabe que la
materia orgnica;
a) Mejora la infiltracin del agua
b) Reduce su prdida por evaporacin
c) Mejora el drenaje del suelo de textura fina.
d) Promueve un sistema de races ms profundas que permite el uso de agua en
una capa del suelo tambin ms profunda.
e) Al oscurecer el suelo en los climas templados fomenta su calentamiento y,
por ende, promueve una mejor germinacin y el fcil aprovechamiento del
agua.
f) Al mejorar el drenaje y la estructura beneficia la aireacin en los suelos y
as, el mejor crecimiento y funcionamiento ms eficaz de las races.
g) Los coloides orgnicos ayudan a retener el agua en los suelos arenosos,
aunque su influencia es menos pronunciada en otros.
Composicin de la Materia Orgnica del Suelo
La composicin de la materia orgnica del suelo y ms especficamente la del humus ha
sido un problema difcil para muchos investigadores. Una de las dificultades principales es
la imposibilidad de aislar la materia orgnica de la parte mineral del suelo.
La materia orgnica del suelo es una sustancia muy compleja, de naturaleza variable y
origen diverso. Contiene un sinnmero de materiales cuyos porcentajes varan de acuerdo
con la clase de residuos y de su estado de descomposicin. Dichos materiales son los
siguientes:
Carbohidratos, que incluyen azcares, almidones, celulosas, etc. Que contribuyen
del 1 al 28% de la materia orgnica.
Protenas, aminocidos y otros derivados nitrogenados.
Grasas, aceites y ceras.
Alcoholes, aldehdos, cetonas y otros derivados oxidados inestables.
cidos orgnicos (cido actico, que puede alcanzar un miliequivalente por cada
100g. de suelo)
Minerales como calcio, fsforo, azufre, hierro, magnesio y potasio
Productos diversos de gran actividad biolgica como hormonas, enzimas,
antibiticos as como otras sustancias muy activas en pequeas concentraciones
-
Degradacin de los Productos Naturales
Aunque hace ya muchos millones de aos que las plantas verdes sintetizan compuestos
orgnicos a partir del anhdrido carbnico, ninguno de estos compuestos ha llegado a
acumularse en cantidades considerables. Tan slo una nfima fraccin se ha llegado a
conservar en condiciones anaerbicas en forma de compuestos de carbono, fuertemente
reducidos, presentes tanto en el petrleo como en el gas natural y carbones.
En condiciones aerbicas todos los compuestos formados biosintticamente son
degradables; para cada compuesto, por complicado que este sea, existe un microorganismo
capaz de degradarlo total o parcialmente.
Muy poco tiempo permanecen las diferentes sustancias sin descomponerse en el suelo. Al
proceso mediante el que una gran variedad de sustancias forman mezclas con una
composicin qumica uniforme se le denomina humificacin. En el suelo existe una gran
variedad de sustancias orgnicas y debido a las propiedades anlogas que stas presentan,
los compuestos qumicos pueden ser analizados de la siguiente forma:
1. Hidratos de carbono. Los carbohidratos o hidratos de carbono forman la mayor
parte del esqueleto de las plantas, y constituyen el todo sobre el cual tiene lugar la
vida y el crecimiento
Celulosa. Es el componente bsico de los vegetales. Los restos vegetales presentes
en el suelo estn formados por un 40 a un 70% de celulosa.
La celulosa est formada por cadenas de glucosa. Las caractersticas fsicas de la
fibrillas de la celulosa, especialmente su resistencia mecnica y su insolubilidad,
son de esencial importancia en el suelo.
En suelos bien aireados la celulosa es degradable y utilizada por microorganismos
aerbicos, mientras que en condiciones anaerbicas lo es por clostridios.
2. Almidn. El almidn constituye el producto de reserva predominante en las plantas.
Se presenta, por lo general, en forma de grnulos que pueden ser tanto esfricos
como lenticulares u ovoides con una marcada estructura en capas. El almidn
vegetal est formado por dos glucanos, amilosa(15-27%) y amilopectina.
Como estos organismos fijan nitrgeno molecular, la degradacin anaerbica de los
restos vegetales ricos en polisacridos puede provocar, en el suelo, un
enriquecimiento en nitrgeno.
3. Fructanos. En algunas familias vegetales se acumulan fructanos, ya sustituyendo ya
acompaando al almidn.
-
4. Manano. Algunas conferas lo contienen hasta en 20%. En las clulas de levadura
se presenta como polisacrido y puede extraerse por tratamiento con lcalis
hidratados o al poner dichas suspensiones en el autoclave.
5. Pectinas. Se presenta en forma de compuestos intracelulares en los tejidos de las
plantas jvenes. Forman parte de la lmina media que se deposita entre las paredes
celulares de dos clulas vegetales vecinas.
6. Quitina. Es un compuesto de sostn muy extendido tanto en el reino animal como
en el vegetal, y constituye el exoesqueleto de muchos invertebrados.
7. Lignina. Constituye, despus de la celulosa y de las hemicelulosas, el componente
cuantitativamente ms importante de las plantas. El contenido de lignina del tejido
leoso vara entre el 18 y el 30%. La lignina es el producto vegetal masivo que se
degrada biolgicamente con mayor lentitud.
La lignina de las plantas constituye un producto final inerte del metabolismo, el cual
no vuelve a ser introducidos en ste y slo ejerce una funcin mecnica.
8. Hidrocarburos. Compuestos qumicamente estables, tambin degradados por
microorganismos. Es slo en ausencia de agua que se produce una degradacin
digna de ser tomada en cuenta.
Hidrocarburos alifticos de cadena larga. Estos hidrocarburos pueden ser
utilizados por un gran nmero de bacterias. La longitud de la cadena es de una
importancia decisiva ya que el nmero de especies capaces de utilizarlos aumenta al
incrementarse la longitud de la cadena parafnica.
Hidrocarburos aromticos. La degradacin de los compuestos aromticos
constituye el paso esencial en el ciclo del carbono.
En condiciones anaerbicas, slo algunas bacterias pueden degradar los compuestos
aromticos
9. Protenas. El nitrgeno orgnico se presenta, en forma de protenas, las cuales son
convertidas en fragmentos permeables en el exterior de la clula
La degradacin de las protenas en el suelo acompaa a la formacin de amonaco
En la degradacin protenica la primera reaccin que ataca a un aminocido de la
protena puede ser una descarboxilacin o una desaminacin. Las descarboxilasas se
forman, principalmente, en un mbito de pH cido.
Se puede citar, como ejemplo, la descarboxilacin de la lisina-que se encuentra
presente en algunas sustancias de origen animal- dando como resultado CO2 y
cadaverina- amina.
Se denomina desaminacin a la eliminacin de amoniaco de un aminocido y,
segn sea el destino del esqueleto carbonado, puede diferenciarse en oxidativa,
desaturativa e hidroltica
La desaminacin oxidativa , como ejemplo se puede citar la desaminacin de la
alanina dando como resultado un cetocido.
-
La desaminacin desaturativa generalmente es producida por bacterias anaerbicas,
las cuales actan sobre un aminocido produciendo cido fumrico.
La hidrlisis de la urea se considera como una desaminacin hidroltica. Gran
nmero de bacterias pueden utilizar la urea como fuente de nitrgeno.
Tanto los aminocidos resultantes de la amonificacin como el amoniaco
producido puede se:
Absorbido por las plantas
Absorbido por los minerales arcillosos
Inmovilizado por los microorganismos del suelo
Lixiviado
Oxidado hasta convertirse en nitrato
4.5 PROCESOS DE ABSORCIN Y DE CAMBIO DE IONES EN EL
SUELO.
Existen diferentes tipos de absorcin en el suelo cada uno con un determinado proceso:
Absorcin mecnica
Absorcin biolgica
Absorcin qumica
Absorcin fsica
Absorcin fsico-qumica
Absorcin preferente
Absorcin en las superficies solidas
Absorcin mecnica: Est condicionada por la naturaleza del suelo como cuerpo poroso.
Consiste en la retencin de las partculas, ms o menos voluminosas, contenidas en el agua
al filtrarse esta atreves del suelo. La cualidad de absorber mecnicamente las partculas no
disueltas en las soluciones del suelo es facultad, no solo de las arcillas y materia hmica,
sino tambin de la materia muerta inactiva, como los residuos de races y tallos de las
plantas cultivadas.
Absorcin biolgica: Es la capacidad de las plantas y microorganismos del suelo de
absorber sustancias minerales y orgnicas, y retenerlas un tiempo indefinido. Como
ejemplo se puede citar el proceso de asimilacin del nitrgeno por los microorganismos que
viven libremente ya en suelo (Azotobacter), ya en las nudosidades de las plantas
leguminosas (Bacillus radicicola); proceso de enorme importancia para la agricultura. La
absorcin biolgica de los nitratos (por parte de los diferentes microorganismos) protege
tambin a los suelos de la lixiviacin.
-
La importancia de los microorganismos del suelo obliga a poner atencin en las medidas
dirigidas a regular los procesos biolgicos en el mismo, a fin de garantizar mejores
condiciones para el desarrollo de cultivos agrcolas.
La introduccin de materia energtica conjuntamente con el abono mineral-necesarios para
la actividad de los microorganismos constituye al desarrollo de los procesos de absorcin
biolgica, a la asimilacin del nitrgeno por los microorganismos y a la formacin de
sustancias hmicas en el suelo. La combinacin de los abonos minerales y los orgnicos
permite asegurar a las plantas una mayor plenitud de los elementos nutritivos asimilables.
La neutralizacin de los suelos cidos por el encalado y la aplicacin de abonos bacterianos
mejoran las condiciones de desarrollo de los microorganismos y, al mismo tiempo, la
absorcin biolgica.
Absorcin qumica: Provoca el paso de sustancias solubles a la fase solida del suelo en
forma de sales pocos solubles. As, los iones del cido ortofosforico en unin con el calcio,
el magnesio, el hierro, el aluminio, etc., forman fosfatos saturados poco solubles (en
relacin con el pH del medio). Cuando se aplica el fosfato monocalcico o monofosfato de
calcio [Ca (H2PO4)2] a un suelo bsico, la accin de dicha sal con el bicarbonato de calcio
contenido en la solucin del suelo produce la siguiente reaccin:
(PO4H2)2Ca + (CO3H) 22PO4HCa + 2H2CO3
Si en el proceso de descomposicin microbiolgica-que contiene nitrgeno y fosforo-de las
sustancias orgnicas se forma el fosfato de amonio soluble en agua [(NH4)2HPO4],
entonces la accin reciproca de dicha sal, con el bicarbonato de calcio de la solucin del
suelo, tambin conduce a la formacin de combinaciones poco solubles.
(NH4)2HPO4 + Ca (HCO3)2CaHPO4 + 2NH4HCO3
Las sales poco solubles que se forman a partir de tales reacciones qumicas se precipitan y
pasan, de la solucin del suelo, a la fase slida. Este tipo de proceso se denomina absorcin
qumica o absorcin de precipitacin.
Si por ejemplo la solucin se vuelve acida (como resultado de saturacin de la misma con
cido carbnico desprendido por races de plantas y microorganismos) el cido ntrico ser
formado durante el proceso de nitrificacin y si en la fase solida del suelo estn presentes
tanto los fosfatos dicalcicos como los tricalcicos poco solubles, su solubilidad se obtendr
mediante la siguiente reaccin:
2CaHPO4 + 2HNO3Ca (NO3)2 + Ca (H2PO4)2
Esta reaccin es el resultado de la accin recproca entre la solucin y la fase solida del
suelo.
-
Cuando se aplican los fertilizantes fosfricos en suelos cidos y ricos en hidratos de hierro
y aluminio, el calcio de los abonos es absorbido por el complejo del suelo, mientras que el
cido ortofosforico entra en reaccin con el hierro y el aluminio para formar complejos
poco solubles.
H3PO4 + Al (OH) 3Al (PO4) + 3H2O
H3PO4 + Fe (OH) 3Fe (PO4) + 3H2O
Como se puede observar, la absorcin qumica depende, tanto del pH del medio como de la
solubilidad de los componentes formados por los distintos aniones; razn por la cual, los
iones NO3 y Cl no son absorbidos qumicamente por los suelos, ya que sus combinaciones
con los cationes se disuelven fcilmente en agua.
Absorcin fsico-qumica: Los elementos nutritivos asimilables por las plantas y formados
a partir de la desintegracin de los minerales secundarios y de la descomposicin de la
materia orgnica, pasan a la solucin del suelo dando lugar a la formacin de
combinaciones fsico-qumicas con los componentes de la fase liquida y slida del mismo.
Como resultado de la accin recproca entre las fases del suelo, parte de las sustancias
disueltas en la solucin son absorbidas por el complejo arcilla humus produciendo, a su
vez, los procesos inversos: el paso de ciertas sustancias de la fase solida a la fase liquida.
El estudio de los procesos fsico-qumicos relacionados con la absorcin por fase solida-de
sustancias nutritivas solubles as como con el paso de los compuestos de la fase solida a la
solucin del suelo, tiene gran importancia para la comprensin de las transformaciones a
que son sometidos los abonos (en relacin con las cualidades del suelo), las particularidades
de los fertilizantes y los mtodos de aplicacin.
A este tipo de absorcin se le denomina, tambin, absorcin de intercambio, la cual se
diferencia de la absorcin fsica, en primer lugar, por la unin slida y al mismo tiempo,
lbil, capaz de sostener sustancias absorbidas con una mayor fuerza y, en segundo lugar,
por las reacciones de intercambio entre los iones, ya absorbidos por la parte slida, ya
disueltos en la fase liquida del suelo; reacciones que, por otro lado, caracterizan a dicho
proceso como tpicamente qumico.
Absorcin preferente: La proporcin relativa de los cationes absorbidos en los sitios de
intercambio de los coloides del suelo depende:
a) Del suministro disponible de cada catin.
b) De la intensidad de lavado y otros procesos de extraccin.
c) De la fuerza con que es absorbido cada catin.
El suministro disponible de cada catin se basa en la cantidad de iones que han sido
retenidos por un tiempo ms los iones que, despus de circular a travs de plantas, animales
-
y microorganismos, vuelven al suelo. Hay que agregar tambin el nuevo suministro que
proviene de la meteorizacin de los minerales o de la adicin de fertilizantes.
La intensidad o proceso de lavado elimina rpidamente el exceso de sales solubles (exceso
constituido por las sales no atradas por los coloides del suelo). Cuando la mayora de los
suelos presentes sufren la absorcin por parte de los coloides, el lavado de aquellos se da
mucho ms lentamente, pues para extraerlos, debe realizarse un intercambio de iones. Los
procesos de lavado acidifican el suelo debido a que los cationes bsicos se intercambian por
los iones . El suministro de estos ltimos proviene del CO2 que se disuelve en el agua, y
este, a su vez, debe su origen a los procesos biolgicos y a los productos de
descomposicin de materiales orgnicos.
La magnitud de la fuerza de atraccin entre un catin y una micela depende de la carga del
catin, de la intensidad de carga sobre la micela y de lo cerca que pueda aproximarse a ella.
Las cargas son nicas para los iones , , y 4 , dobles para y y
triples para . La aproximacin del catin se halla limitada por el agua de hidratacin
que lleva consigo. Cuanto mayor es la carga y menor el tamao del ion hidratado, mayores
son sus dimensiones en estado de hidratacin.
Es difcil determinar el tamao exacto del ion hidratado, pero puede establecerse una
secuencia de mayor a menor: > > > > = 4. La secuencia
de fuerzas de atraccin relativas que refleja, a la vez, el nmero de cargas y el tamao en
estado hidratado es > > > = > . Esta lista, llamada a
veces serie liotrpica, puede ser considerada como una secuencia de absorcin preferente.
Si dos iones. Uno situado al principio de la serie y otro al final, se hallan presentes en igual
cantidad; los sitios de intercambio absorben mayor cantidad del primero que del segundo.
No obstante, cuando un ion se encuentra mucho ms concentrado que los restantes en la
solucin del suelo, la absorcin preferente puede ser vencida por accin de masa.
Absorcin en las superficies solidas: Los procesos de absorcin de lquidos o gases, en
superficies slidas, pueden describirse mediante las isotermas de absorcin de Freundlich y
Langmuir. Estas isotermas implican la existencia de un lmite en la cantidad de sustancia
absorbible en una superficie determinada.
Isoterma de absorcin de Freundlich.
La isoterma de adsorcin de Freundlich o ecuacin de Freundlich es una isoterma de
adsorcin, que es una curva que relaciona la concentracin de un soluto en la superficie de
un adsorbente, con la concentracin del soluto en el lquido con el que est en contacto.1
Fue desarrollada por el matemtico, fsico y astrnomo alemn Erwin Finlay Freundlich.
Bsicamente hay dos tipos de isotermas de adsorcin bien establecidas: la isoterma de
adsorcin de Freundlich y la isoterma de adsorcin de Langmuir.2
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La isoterma de adsorcin de Freundlich se expresa matemticamente como:
= K
Donde
x = masa de gas absorbida por m gramos de slido.
p = presin del gas.
K y n son constantes para un gas y un slido determinados.
Esta misma expresin matemtica en trminos de qumica de suelos tiene los siguientes
significados: x/m es igual a la cantidad de cationes tomada de una solucin en equilibrio; p
es la cantidad del catin agregado que pertenece en solucin; k y n son constantes.
Isoterma de absorcin de Langmuir.
La ecuacin de Langmuir, o ecuacin de absorcin de Langmuir, es aquella igualdad que
relaciona la absorcin que presentan determinadas molculas cuando se encuentran en una
superficie en estado slido, con las concentraciones, o presiones de gas del medio que se
sita sobre la superficie slida anteriormente mencionada, todo ello a un temperatura
constante.
En el ao 1916, Irving Langmuir, relaciona los trminos que dan lugar a la ecuacin que
lleva su nombre. La igualdad es la siguiente:
= . P / 1 + . P, de donde , hace referencia a la fraccin o espacio de superficie de
cobertura en el proceso. P, es la presin del gas, o en otros casos, la concentracin de este,
y , es una constante.
La constante de adsorcin (alfa), es tambin llamada constante de absorcin de Langmuir,
la cual incrementa a la vez que incrementa la energa de ligadura en la adsorcin, siempre
que la temperatura sea menor.
Intercambio de iones en el suelo.
Existen tres teoras que tratan de explicar el porqu de este proceso.
Red cristalina. Considera las partculas de los minerales como slidos inicos. Los iones
de los bordes estn dbilmente retenidos por lo que pueden abandonar la estructura y
pueden cambiarse con los de la solucin del suelo.
Doble capa elctrica. Considera el contacto entre el slido y la fase lquida como un
condensador plano. Entre el metal (el slido) y el electrlito (la disolucin) existe una
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diferencia de potencial que atrae a los iones de la solucin del suelo. Se forma una doble
capa elctrica formada por los iones del slido y los atrados en la solucin.
Membrana semipermeable. La interface slido-lquido acta como una membrana
semipermeable que deja pasar los iones de la solucin y a los de la superficie de las
partculas pero no a los del interior de los materiales.
Bsicamente las tres teoras son compatibles y simplemente se trata de enfoques distintos:
-Iones dbilmente retenidos para la teora cristalina.
-Desequilibrios elctricos para la teora de la doble capa elctrica.
-Diferentes concentraciones para la teora de la membrana semipermeable.
Capacidad de cambio de cationes
Es el ms importante, y mejor conocido.
En el suelo son varios los materiales que pueden cambiar cationes. Los principales
cambiadores son las arcillas y la materia orgnica (los dos materiales presentan propiedades
coloidales).
Los procesos de intercambio catinico y aninico-que resultan de las interacciones de las
fases liquidas y solidas del suelo-dependen, tanto de la composicin y caractersticas del
estado coloidal (partculas de arcilla y materia orgnica) como de la composicin del suelo.
En los suelos, los cationes intercambiables encontrados comnmente son: calcio, magnesio,
hidrogeno, potasio, sodio y amonio. El calcio, por regla general, es el ms abundante,
mientras que la cantidad de los otros elementos vara de acuerdo a las condiciones del
suelo.
En suelos excesivamente cidos, el ion puede constituir una gran parte de los iones
intercambiables, y su concentracin aumenta conforme disminuye el pH del suelo.
Los aniones intercambiables ms comunes son: cloruros, sulfatos, nitratos, fosfatos (mono
y dibsicos), bicarbonatos y aniones procedentes de los cidos hmicos. No todos estos
aniones funcionan estrictamente como intercambiables, sino que nicamente se encuentran
presentes en la solucin del suelo.
El intercambio de cationes en el suelo se efecta entre:
a) Los cationes en la solucin del suelo, y los de las superficies de los coloides
minerales y orgnicos.
b) Los cationes liberados por las races de las plantas, y los de las superficies de las
partculas minerales y materia orgnica.
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c) Los cationes de la superficie ya de dos cristales cualesquiera de arcilla ya de dos
partculas de humus, ya de un cristal de arcilla y una partcula de humus.
4.6 OLIGOELEMENTOS EN EL SUELO
Estos elementos existen solo en pequeas cantidades en el suelo y en las plantas, sus proporciones se dan normalmente en ppm. De los 18 elementos conocidos como esenciales 9 son considerados micronutrientes: hierro, manganeso, zinc, cobre, molibdeno, boro, nquel, cobalto, y cloro. Todos ellos son esenciales en el desarrollo de las plantas. No son menos importantes que los macro nutrientes. Los efectos de las deficiencias de micronutrientes pueden ser muy severos, tales como achaparramiento, bajos rendimientos, marchitamiento, e incluso muerte de la planta. Algunos se absorben como cationes, y otros como aniones.
Otros oligoelementos no son aparentemente esenciales en s mismos en la nutricin vegetal o animal, pero la pueden afectar indirectamente: por ejemplo, el vanadio afecta ciertas funciones microbiolgicas; el aluminio afecta la disponibilidad de fosforo, etc. En general, todos los oligoelementos son txicos para las plantas y animales si se encuentran en el suelo en concentraciones sensiblemente superiores a las medias, o, en algunos casos, con concentraciones relativamente reducidas. Estos factores, junto con el gran nmero de oligoelementos, sus complicadas funciones en los procesos biolgicos y las dificultades para descubrir los sntomas de deficiencia y toxicidad si no son graves, hacen que la correccin del problema sea laboriosa.
Los elementos menores son importantes como activadores de enzimas. Ningn micronutriente puede aumentar los rendimientos si faltan los nutrientes. De ah que la aplicacin de oligoelementos slo tiene valor cuando el suelo est bien provisto de macro nutrientes.
Fuente
Los suelos reciben sus oligoelementos principalmente de las rocas mediante los procesos de meteorizacin de sus minerales constituyentes. Los productos de la descomposicin de plantas y animales, as como las aguas naturales, los materiales de la atmsfera, fertilizantes, agroqumicos, son recursos secundarios.
Contenido Total
Las variaciones relativas del contenido total de micronutrientes en los suelos son mucho mayores que las de los principales elementos nutritivos. El contenido de los mismos en el suelo depende de varios factores:
Composicin mineralgica del material original: La resistencia a la meteorizacin est relacionada con la textura y el contenido de oligoelementos de los suelos. Los suelos de texturas finas, principal fuente de estos elementos, derivan, generalmente de minerales de fcil alteracin. Fracciones gruesas, con bajo contenido de micronutrientes, proceden de minerales como el cuarzo, que son resistentes a la meteorizacin.
Materia orgnica: es reservorio de nutrientes, dado su papel concentrador. Existe la posibilidad de que estos elementos se inmovilicen, formando combinaciones orgnicas complejas no aprovechables, pero tambin se da la situacin inversa, a
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travs de la formacin de complejos o quelatos solubles que son aprovechables para el vegetal, siendo una de las vas ms adecuadas para corregir deficiencias.
En otro orden, cuando se comparan resultados analticos en base a la expresin ppm o similar, se pueden cometer graves errores en la prctica cuando se comparan situaciones extremas como por ejemplo suelos arenosos con suelos de turba, debido a la influencia de la materia orgnica en el PEA. Dos valores iguales en la expresin ppm, pueden diferir sustancialmente cuando se los expresa en volumen.
La distribucin de los elementos menores depende, fundamentalmente, de los procesos formadores del suelo. En los suelos poco evolucionados, la distribucin en el perfil es pareja. A medida que avanza la evolucin, tienden a enriquecerse los horizontes ricos en materia orgnica o material fino.
Formas en el Suelo
Los micronutrientes se encuentran constituidos por especies qumicas conocidas y otras desconocidas, de all que prefiera hablarse de formas funcionales de los mismos. Un elemento dado puede estar:
Soluble: se encuentran combinaciones inorgnicas y principalmente orgnicas, en concentraciones nfimas.
Adsorbido: las cantidades dependen de varios factores, como tipo de coloide, caracterstica del elemento, pH, etc.
Complejado: con fracciones orgnicas solubles e insolubles.
Precipitado: como xidos, fosfatos complejos, etc. Estructural: es el que compone la red cristalina de los minerales.
La forma aprovechable por los vegetales es la soluble, tanto orgnica como inorgnica, cuyo nivel se recupera por el aporte de las otras formas, segn el equilibrio de cada suelo.
Disponibilidad
La cantidad de oligoelementos extrada anualmente por los cultivos, no supera generalmente el 1% de las cantidades totales de los mismos existentes en el suelo. Pero su disponibilidad depende principalmente de su solubilidad, la cual est determinada por varios factores:
Textura: se registran en general, menos contenidos solubles cuanto ms gruesa es la textura.
pH: en general cuando la acidez aumenta, lo hace tambin la disponibilidad de micronutrientes, a excepcin del molibdeno, cuya solubilidad aumenta con el incremento de pH. En suelos cidos, los oligoelementos, al estar muy solubles pueden lavarse fcilmente.
Materia orgnica: debe considerarse su influencia sobre la disminucin el pH, aumentando la solubilidad. Otro efecto importante es la formacin de quelatos, especialmente con cobre y cobalto.
Ambiente reductor: el exceso de humedad puede aumentar la disponibilidad hasta valores de toxicidad.
Tambin influyen la actividad microbiana y las variaciones estacionales con efectos variables.
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Los micronutrientes no deben ser usados anualmente como los macro nutrientes, ya que se gastan menos, pudiendo permanecer varios aos en el suelo. Una fertilizacin anual puede provocar toxicidad. Las cantidades en las plantas manifiestan deficiencias distan muy poco de las cantidades que son txicas. Por ejemplo, en los casos de boro y molibdeno, la aplicacin de pequeas cantidades (3 a 4 Kg/ ha) de nutriente disponible a un suelo inicialmente deficiente en esos elementos, puede resultar en una severa toxicidad.
4.7 OLIGOELEMENTOS CATINICOS (Zn, Fe, Cu, Mn, Ni)
CINC
Smbolo: Zn, elemento qumico, metlico de bajo punto de fusin, perteneciente al grupo
IIb (grupo de Zinc) de la tabla peridica, esencial para la vida y uno de los metales ms
ampliamente utilizados. Es un metal blanco cristalino, quebradizo a la temperatura
ordinaria. No se encuentra puro en la naturaleza.
Etimologa del nombre y del smbolo: La palabra cinc se deriva del griego Zink, y fue
usada por primera vez por Paracelso en el siglo XVI y se aplic a un metal que traan de las
Indias Orientales con el nombre de "Tutanego".
Nmero atmico: 30
Peso atmico: 65,37
Punto de fusin: 419C
Punto de ebullicin: 907C
Densidad: 7,13 g/cm3 a 20C
Estado comn de oxidacin: +2
Estado natural: El cinc constituye cerca de 65 gramos por cada tonelada de corteza
terrestre (0,0065%). La abundancia promedio de cinc en la litosfera es de 8 ppm. Los suelos
normales contienen entre 10-30 ppm de cinc total, lo que no se correlaciona con su
disponibilidad.
En cinc se encuentra en suelos y rocas en la forma divalente . El contenido de cinc
soluble aumenta al disminuir el pH y viceversa. El carbonato de calcio tambin reduce
fuertemente su disponibilidad. El encalado excesivo produce una deficiencia del elemento.
El cinc es adsorbido de una forma intercambiable por los minerales y la materia orgnica
del suelo. El cinc se puede fijar sobre ciertos minerales como la bentonita, kaolinita,
moscovita, biotita, arcilla magntica y vermiculita, bajo esa forma no es aprovechable por
las plantas. En la fraccin mineral de los suelos el Zn se encuentra principalmente en
minerales ferromagnticos, tales como la biotita, magnetita, hornblenda y sulfuro de cinc
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(ZnS). Muchos de estos minerales son meteorizados y el Zn liberado se absorbe
probablemente a los coloide, como un catin divalente ( )o forma complejos con la
materia orgnica.
Caractersticas generales: El cinc es un microelemento esencial que sirve como cofactor
enzimtico, con muchas funciones, ya que el Zn debe ser esencial para la actividad,
regulacin y estabilizacin de la estructura protica o una combinacin de estas. Existen
tres enzimas vegetales donde se ha realizado la determinacin del Zn enlazado, que son:
deshidrogenasa alcohlica, anhidrasa carbnica y la dismutasa de superxidos. Sin
embargo, la produccin de la deficiencia de Zn en plantas con su efecto drstico sobre la
actividad enzimtica, desarrollo de los cloroplastos, contenido de protenas y cidos
nucleicos, ms la dependencia de algunas enzimas aisladas de la adicin de Zn, hacen
pensar que las mismas enzimas dependientes de Zn en otros organismos, dependern de Zn
en las plantas superiores tambin.
HIERRO
Smbolo: Fe, elemento qumico metlico de transicin, perteneciente al grupo VIII de la
tabla peridica, el metal ms usado y barato, ferromagntico, esencial para la vida
biolgica. El hierro puro es de color blanco, es dctil y maleable. No se encuentra libre en
la naturaleza, sino formando aleaciones.
Etimologa del nombre y del smbolo: Su nombre se deriva del Latn ferrum, que
significa hierro.
Nmero atmico: 26
Peso atmico: 55,847
Punto de fusin: 1535C
Punto de ebullicin: 3000C 1
Densidad: 7,86 g/cm3 a 20C
Estado comn de oxidacin: +2 , +3, +4, +6
Estado natural: El hierro constituye el 5% de la corteza terrestre, segundo en abundancia
despus del aluminio entre los metales y cuarto en abundancia detrs del oxgeno y slice.
El hierro que constituye el centro de la tierra, es el elemento ms abundante como un todo
(cerca del 35%), encontrndose tambin en el sol y las estrellas.
El hierro en el suelo existe en forma divalente y trivalente. Muchos suelos cultivados tienen
un bajo contenido de hierro disuelto en la solucin del suelo y adsorbido en forma
intercambiable.
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Altas concentraciones de hierro disuelto se encuentran en suelos forestales podzlicos. El
hierro en la forma ferrosa entra en el complejo de intercambio inico de los suelos.
La forma frrica es fuertemente adsorbida por los coloides del suelo, con los que
forma complejos con los cidos hmicos y coloides orgnicos; sin embargo, puede ser
transportado por el agua . El contenido de hierro frrico aumenta al aumentar la
acidez, alcanzando grandes concentraciones solamente en suelos muy cidos, con pH
menores de 3 y en suelos ricos en cidos hmicos y coloides capaces de formar complejos
solubles con hierro. Los suelos bajo condiciones reductoras o anegados tienen un alto
contenido de hierro ferroso .
El hierro no intercambiable est presente en varios minerales primarios, tales como biotita,
hornblenda, augita y olivina. El hierro se encuentra en cantidades apreciables en los
minerales oxidados hidratados similares a la geotita y limonita , y como
sulfuros en las piritas . Se encuentra tambin presente en complejos orgnicos.
Caractersticas generales: El hierro es un microelemento esencial, forma parte de
citocromos, protenas y participa en reacciones de oxido-reduccin. En las hojas casi todo
el hierro se encuentra en los cloroplastos, donde juega un papel importante en la sntesis de
protenas cloroplsticas. Tambin forma parte de una gran cantidad de enzimas
respiratorias, como la peroxidasa, catalasa, ferredoxina y citocromo-oxidasa.
A pesar de que la mayor parte del hierro activo de la planta, participa en reacciones de
xido-reduccin a nivel de cloroplastos, mitocondrias, peroxisomas, existe un
requerimiento de hierro en la sntesis de porfirinas, la cual se pone de manifiesto en la
clorosis producida por carencia de hierro. En la enzima aconitasa el in ferroso se une
al in citrato y a la enzima en el sitio cataltico; no conocindose an el requerimiento
especfico del in ferroso .
En los microorganismos procariotes fijadores de nitrgeno, el hierro forma parte del
complejo enzimtico nitrogenasa, la cual consta de dos componentes, que se conocen
actualmente como protena 1 (llamada antiguamente molibdoferredoxina) y protena 2
(llamada antiguamente azoferredoxina). La protena 2 es una protena con azufre y hierro,
muy sensible al oxgeno, que contiene 4 tomos de hierro y 4 tomos de azufre. La protena
1 contiene 2 tomos de Mo, 24 tomos de Fe y 24 tomos de S. La nitratoreductasa,
contiene una hemina, la sirohemina que contiene 6 tomos de hierro y 4 tomos de azufre,
por mol de sirohemina.
Sntomas de deficiencia: En suelos cidos se puede inducir una deficiencia de hierro
cuando se presentan metales pesados en exceso, como Zn, Cu, Mn Ni.
El efecto ms caracterstico de la deficiencia de hierro es la incapacidad de las hojas
jvenes para sintetizar clorofila, tornndose clorticas, y algunas veces de color blanco. El
hierro es virtualmente inmvil e