EL PERFIL DE SUELOS

Cuando se hace un corte vertical o un apique o calicata en el suelo, observamos desde la superficie una serie de capas superpuestas perfectamente diferenciadas con característica físicas y químicas variadas a las cuales se les da el nombre de “horizontes.” El conjunto de horizontes constituye el llamado “perfil de suelo.”

En un suelo mineral completamente maduro observamos tres capas diferentes en color que reciben los nombres de horizontes A, B y C. El horizonte C, descansa sobre el material parental o roca madre.

Figura 1: Perfil Característico de un suelo maduro Fuente: Castro, H. 1998. p 90

El horizonte A, es la primera capa que vemos de arriba hacia abajo cuando existe. Es de color pardo oscuro a negro, porque tiene mucha materia orgánica y se ven muchas raíces vivas o muertas, lombrices, insectos y animales muy pequeños.

El horizonte B, es la segunda capa que vemos. Es de color más claro porque tiene menor cantidad de materia orgánica que el horizonte A. Generalmente tiene un contenido mayor de arcilla que el horizonte A y su espesor es variable, Son requisitos para reconocer el horizonte B, el  contraste de color respecto al horizonte A y su buen grado de estructuración.

El horizonte C, es la capa que se encuentra en la parte más baja del perfil del suelo y es de color más claro; puede presentar materiales inconsolidados o roca en un avanzado estado de meteorización (saprolita). Se reconoce en el campo porque se presenta como una capa que descansa sobre la roca y es producto inmediato de ella.

La roca, es un material consolidado a partir del cual se forma el suelo. No todos los perfiles de suelo se presentan en el campo como capas A-B-C (suelo maduro). Podemos encontrar perfiles de suelos únicamente con capas A-C (suelo joven): En este caso hay poca evolución porque no ha habido el tiempo suficiente para la formación del horizonte B.

Cuando un suelo mineral se forma in situ a partir de la roca, ocurren las siguientes etapas:

1.  Meteorización de la roca hasta un avanzado estado de alteración.
2. Formación del horizonte C con presencia de saprolita hasta en 75% de su volumen total. Por eso este horizonte está formado en una gran proporción por materiales inconsolidados sin ningún grado de agregación o estructuración. Su color y características químicas aparecen muy ligados al material parental.
3. Sobre el horizonte C crece vegetación y con aportes de residuos orgánicos descompuestos en el sitio, se forma el horizonte A. Hasta. aquí tendríamos los perfiles de suelos jóvenes con horizontes A/C.
4. El horizonte C sigue creciendo en espesor en la medida en que la roca se meteoriza. La parte superior del horizonte C se va consolidando y adquiriendo estructura por la acción biológica de raíces y microorganismos que logran bajar desde la capa A. Se promueve así la formación de un horizonte intermedio de transición denominado B, con colores pardo amarillentos por compartir características de los horizontes A y C.
5. Consolidación del horizonte B con características definidas de color y estructura.
6. El horizonte A inicial crece igualmente en la medida que desarrolla vegetación.
7. Consolidación de horizontes A-B-C de origen mineral y formación de un perfil de suelo maduro en términos genéticos.

Cuando se trata de suelos bajo bosque, la conformación del perfil de suelos cambia. Aunque podemos encontrar los horizontes minerales A-B-C o A-C que comentamos, la gran diferencia es que encima de estos horizontes minerales encontramos un horizonte Ao, denominado 

horizonte orgánico.

 El horizonte Ao está formado por material orgánico que cae sobre la superficie del suelo y cuyo espesor varía entre 2 y 10 centímetros (en áreas de bosque denso este espesor puede superar los 50 centímetros). En un suelo que ha permanecido largos años bajo bosque, se pueden distinguir varias capas en el horizonte Ao:

•  En la parte superior: hojas, tallos y otros residuos orgánicos caídos recientemente que aún no muestran signos de descomposición.
•  En la parte intermedia: material de esta misma clase que ha comenzado a desintegrarse, de color pardo obscuro y en el cual aún puede distinguirse el material orgánico original.
• En la parte inferior: materia orgánica, de color negro o pardo obscuro completamente desintegrada y amorfa, denominado humus.

El horizonte Ao es el responsable del reciclaje orgánico de nutrientes y agua entre el suelo y la parte aérea de las plantas, por eso se considera el bosque como un ecosistema frágil después de su tala. El horizonte Ao en ocasiones puede estar descansando directamente sobre un horizonte C mineral, en cuyo caso el suelo bajo bosque se hace más sensible a la erosión después de su tala. 

 Referencias 

 Castro, H. (1998). Fundamentos para el conocimiento y manejo de suelos agrícolas. Tunja, Colombia: Instituto Universitario Juan de castellanos

FACTORES DE FORMACIÓN DEL SUELO

Partiremos de la definición moderna de lo que es suelo desde el punto de vista agrícola. El concepto actual de suelo nace en 1975, cuando varios científicos de la ciencia del suelo del mundo se reunieron en Estados Unidos de Norte América para producir el llamado Soil Taxonomy o sistema internacional para la clasificación de los suelos del trópico. Estos señores revisaron los aportes hechos alrededor de este concepto por científicos anteriores de la escuela rusa, como Dokuchaiev (1883), y de la escuela norteamericana, como Glinka (1910), Marbut (1928) y Jenny (1937), quienes venían argumentando que el suelo no solamente era la capa superior de la tierra donde se desarrolla la mayor parte de raíces de las plantas, sino que debía verse como un cuerpo natural tridimensional (perfil de suelo) que contenía materia viva, y era el resultado de la acción de factores formadores (clima, organismos, relieve y tiempo), sobre el material parental. De acuerdo con esta visión se descartaba el concepto de suelo como capa, arable y se le daba importancia a la evolución genética de lo que ocurría de la roca hacia la superficie. A partir de estas apreciaciones, Jenny introdujo el concepto de factor formador diciendo que es un agente, fuerza o combinación de éstos, que influye o puede influir sobre el material parental de un suelo con el potencial de cambiarlo. Crea la siguiente ecuación para explicar que el suelo es función de factores formadores:

 

SUELO = FUNCIÓN [MATERIA PARENTAL, CLIMA, ORGANISMOS, RELIEVE, TIEMPO]                                                                              Factores formadores

 Teniendo en cuenta la evolución histórica del concepto suelo, en 1975, el Soil Taxonomy, lo define como "un cuerpo natural tridimensional sobre la superficie terrestre, que contiene materia viva y es capaz de soportar plantas al aire libre.” Este cuerpo natural tridimensional es el producto de la acción que ejercen el clima, los organismos y el relieve sobre el material parental durante su tiempo de formación. Como cuerpo tridimensional (perfil), el suelo tiene un limite superior que es el aire y un límite inferior que es donde termina toda actividad biológica (roca o saprolita).

 Este concepto de suelo es el que rige actualmente en el mundo, y por lo tanto es el que nosotros debemos asimilar.

Discutiremos a continuación los efectos de cada uno de los factores formadores de suelo:

 

1. EL MATERIAL PARENTAL COMO FORMADOR DE SUELO

Por haberse tratado suficientemente el tema del material parental le conviene revisar los siguientes artículos.

MINERALES COMPONENTES DE LAS ROCAS

METEORIZACIÓNDE LAS ROCAS

 2 EL CLIMA COMO FORMADOR DE SUELO

El clima es el elemento más dinámico en la formación de suelo. La precipitación y la temperatura son los componentes del clima que tienen mayor efecto en la descomposición del material parental, en el aporte de residuos orgánicos y en la definición de las propiedades intrínsecas del suelo. Veamos:

2.1 Efecto de la precipitación y la temperatura sobre el material parental y la vegetación

1. Regulan la descomposición del material parental. Ejemplo: En zonas de alta precipitación y temperatura es más activa la meteorización del material parental.
2. Determinan el crecimiento de la vegetación regulando el aporte de materiales orgánicos, Ejemplo: En zonas de alta pluviosidad, la vegetación es más exuberante y, por lo tanto, se hace mayor el aporte de materia orgánica.

 2.2 Efecto de la precipitación y la temperatura sobre las propiedades del suelo

 La precipitación y la temperatura tienen marcado efecto en la definición de muchas propiedades intrínsecas del suelo como: contenido de materia orgánica, tipo de arcilla, pH, acidez intercambiable (presencia de aluminio), saturación de bases (concentración de calcio, magnesio, potasio y sodio) y color de suelo entre otras. Usted puede interpretar gráficamente en las Figuras 1, 2, 3, 4, 5 y 6. estas relaciones:

A medida que aumenta la precipitación promedia anual, aumenta el contenido o acumulación de materia orgánica en el suelo. A medida que disminuye la temperatura promedio anual aumenta el contenido o acumulación de materia orgánica en el suelo.

Figura 1: Curva de acumulación de materia orgánica en el suelo. Fuente: Castro, H., 1998.

A medida que aumenta la temperatura promedia anual aumenta la mineralización o descomposición de la materia orgánica en el suelo.

Figura 2: Curva de mineralización de materia orgánica en el suelo. Fuente: Castro, H., 1998.

A medida que aumenta la precipitación a promedia anual se diferencian los tipos de arcilla y minerales amorfos del suelo.

Figura 3: Tipos de arcilla predominantes según la pluviosidad. Fuente: Castro, H., 1998.

A medida que aumenta la precipitación a promedia anual disminuye el pH y aumenta la acidez intercambiable (presencia de aluminio).

Figura 4: Relación de la precipitación con el pH y la Acidez. Fuente: Castro, H., 1998.

A medida que aumenta la precipitación a promedia anual disminuye el contenido de bases: calcio, magnesio, potasio y sodio.

Figura 5: Relación de la precipitación con el contenido (saturación de bases del suelo. Fuente: Castro, H., 1998.

A medida que aumenta la temperatura promedia anual el color del suelo va cambiando de pardo oscuro a rojo. A bajas temperaturas hay acumulación de materia orgánica y las tonalidades del suelo van de pardo oscuras a negras.

Figura 6: Relación entre la temperatura ambiente y el color del suelo. Fuente: Castro, H., 1998.

3 LOS ORGANISMOS VIVOS COMO FACTOR FORMADOR DE SUELO

Dentro de los organismos vivos formadores del suelo se cuentan la acción de macro y microorganismos, la acción de la vegetación y la del propio hombre. Los organismos vivos (macro y microorganismos habitantes del suelo), tienen su máxima actividad como trituradores y descomponedores de restos de vegetales para transformarlos en materia orgánica.

•  Los macroorganismos (lombrices, termitas, hormigas, moluscos, roedores) actúan triturando y consumiendo los restos vegetales de mayor tamaño.
• Los microorganismos (bacterias, hongos, actinomicetos), actúan sobre los residuos más finos transformándolos en humus O sustancia coloidal que aporta nutrientes como nitrógeno, fósforo y azufre.
• Existen bacterias nitrificantes como nitrobacter y nitrosomonas que transforman las formas orgánicas de nitrógeno a formas inorgánicas asimilables por las plantas (NH4+, NO2, NO3).
• Existen bacterias fijadoras de nitrógeno atmosférico que se asocian en simbiosis con raíces de leguminosas. Estas bacterias entregan en forma gratuita el nitrógeno requerido por estas plantas.
• Existen hongos micorríticos que colonizan las raíces de la mayoría de las especies vegetales. Estos hongos aumentan con sus hifas o cuerpos reproductivos el volumen de raíces de las plantas favoreciendo la toma de agua y nutrientes para las plantas.
• La acción de los organismos (macro y microorganismos) en la formación dcl suelo, está muy ligada a la vegetación, pues estos actúan teniendo inicialmente como substrato los residuos orgánicos.

El hombre es dentro de los organismos vivos el más efectivo de todos los factores formadores del suelo. Es efectivo como destructor del suelo, cuando mediante prácticas de uso y manejo inadecuado de los suelos hace que se incremente en forma más acelerada la erosión; pero es mucho más efectivo cuando produce suelos altamente fértiles, mediante el uso de prácticas conservacionistas y de origen orgánico. El ejemplo más claro de la participación del hombre en la rehabilitación o deconstrucción de suelos es el de los lodos de Armero, en donde sin la participación decidida de técnicos,. investigadores y agricultores no hubiera sido posible el uso agrícola de estos lodos en tan corto tiempo. Las áreas que allí no fueron intervenidas por el hombre aún permanecen sin uso a expensas de la acción espontánea de la naturaleza. Con esto se demuestra que el hombre es un agente acelerador de los procesos reconstructivos de suelos degradados.

 4 EL RELIEVE COMO FACTOR FORMADOR DE SUELO

•  El relieve controla por efecto de la pendiente las pérdidas y ganancias del suelo (procesos de erosión-sedimentación).
• Controla la profundidad del suelo. Á mayor pendiente menor espesor del suelo.
•  Controla la humcdad del suclo, En las zonas bajas y depresionales se almacena mayor cantidad de agua que en zonas de alta pendiente.
• Regula condiciones de microclima (el clima de laderas, valles y piedemonte es cambiante por efecto de cambios en el relieve).
• Controla procesos pedogenéticos (los que se dan en el perfil del suelo) como drenaje interno, salinización, oxidación, reducción.

 5 EL TIEMPO COMO FACTOR FORMADOR DE SUELO
 

El desarrollo de un suelo depende del espacio de tiempo durante el cual actúan los factores de formación. No todos los suelos se formaron en la misma época geológica. Según el tiempo de formación existen suelos jóvenes o de reciente formación, suelos maduros y suelos viejos o altamente evolucionados. De acuerdo con la edad del suelo, varían igualmente sus características y propiedades. Ejemplo: las zonas erosionadas en Colombia generalmente se ubican en posiciones muy antiguas donde los procesos de degradación han actuado en forma severa por mucho tiempo.

Para diferenciar la edad del suelo tenemos que apoyarnos en las épocas . geológicas, porque los suelos se originan del material parental, el cual siempre está relacionado con una época geológica. No podemos concebir que el origen del suelo esté asociado a una evolución cronológica de unos pocos meses o años, hay que verlo a partir de una evolución geológica, es decir, entendiendo lo que ha ocurrido en cada periodo geológico.

De acuerdo con este análisis, las épocas o periodos geológicos más importantes de la evolución de los suelos en Colombia son:

• El Jurásico: Período más antiguo donde está enmarcado el origen de los suelos de la Orinoquia bien drenada (Sabanas del Meta y altillanura en el Vichada).
• El Cretáceo: Periodo de sedimentación de la plataforma marina donde se enmarca el origen de muchos suelos de la zona andina (zona de Villa de Leyva).
• El Pleistoceno o Terciarios: Período de glaciación y vulcanismo donde se enmarca el origen de muchos suelos de valles interandinos y región andina que han recibido el efecto de estos eventos (valle del Alto Magdalena y región andina cafetera y papera que han recibido antiguos depósitos de ceniza volcánica).

Dentro del Cuaternario, el Holoceno es el periodo más reciente donde se enmarca el origen de los suelos más jóvenes, localizados en valles y piedemontes que han recibido sedimentos de origen aluvial o coluvio aluvial (Posiciones de algunos valles donde los ríos aún desbordan). Los procesos de erosión y sedimentación que observamos hoy en día se han gestado en este periodo.

 Referencias 

 Castro, H. (1998). Fundamentos para el conocimiento y manejo de suelos agrícolas. Tunja, Colombia: Instituto Universitario Juan de castellanos

Glosario #3 Como se Forman los Suelos

 ACIDEZ INTERCAMBIABLE: medida de la concentración de iones de aluminio e hidrógeno presentes en forma intercambiable en el suelo. Es una determinación importante porque el aluminio comienza a ser tóxico para las plantas a pH menores a 5,5.

ACTINOMICETOS: segundo grupo de microorganismos del suelo, el más abundantes después de las bacterias. Son similares a las bacterias y notoriamente inferiores al tamaño de los hongos.

ACUMULACIÓN DE MATERIA ORGÁNICA: proceso en el suelo que implica la adición permanente de residuos orgánicos por la vegetación y su desintegración por parte de macroorganismos hasta tamaños mínimos. No incluye la transformación de estos residuos mínimos por parte de bacterias a formas minerales de nutrientes.

EVOLUCIÓN GENÉTICA DEL SUELO: proceso que implica cambios en la roca hacia la conformación de suelos por efecto del clima, el relieve y los organismos vivos a través del tiempo.

FIJACIÓN DE NITRÓGENO: proceso biológico efectuado por bacterias del género Rhizobium sp. en simbiosis con raíces de plantas leguminosas.

MICORRIZAS: hongos colonizadores de las raíces de las plantas, que realizan un efecto benéfico al ayudar a la extracción de nutrientes y agua para las plantas.

MILÍMETROS DE LLUVIA: unidad empleada para medir la precipitación o cantidad de lluvia que cae en un área determinada. Un milímetro de lluvia es equivalente a un litro de agua por metro cuadrado o a 10 metros cúbicos de agua por hectárea.

MINERALIZACIÓN DE MATERIA ORGÁNICA: proceso biológico que implica la transformación por parte de bacterias de las formas orgánicas de nitrógeno (aminoácidos, amidas) a formas inorgánicas o minerales (amonio: NH4+, nitritos NO2, nitratos NO3) asimilables por las plantas.

PERFIL DE SUELOS: conjunto de horizontes o capas superpuestas diferenciadas en color, producto de la evolución genética del suelo a partir de la roca o material de origen.

SAPROLITA: estado de la roca que muestra un alto grado de meteorización. Se considera saprolita cuando la roca o material parental del suelo presenta 75% de alteración y comienza a conformar el horizonte C del suelo.

SATURACIÓN .DE BASES: medida en porcentaje de la concentración total de bases (calcio, magnesio, potasio y sodio) en el suelo.

SUELO AGRÍCOLA: suelo de origen mineral u orgánico al cual se le ha retirado la vegetación para incorporarlo a labores agrícolas mediante su mecanización. La primera capa del suelo disturbada o intervenida en suelos agrícolas se denomina horizonte Ap, el cual va declinando gradualmente su fertilidad con el uso.

SUELO DE BOSQUE: suelo no intervenido, generalmente bajo cobertura boscosa densa, que mantiene su fertilidad a partir del reciclaje natural y permanente de nutrientes y agua, efectuados entre la fase orgánica del suelo (horizonte Ao) y la fronda o biomasa vegetal aérea. Se les denomina suelos forestales

MINERALES COMPONENTES DE LAS ROCAS

 Al tener claro el concepto de que a través de la meteorización de la roca se obtiene cl material parental que origina los suelos, entramos a analizar la composición de ese material parental en términos de su contenido mineralógico.

Los minerales que forman las rocas están agrupados en minerales primarios y secundarios. Los minerales primarios son el primer resultado de la meteorización y de por sí son los de mayor tamaño, se les denomina minerales tamaño arena, por tener diámetro de partícula entre 0.05 y 2 milímetros. Los minerales primarios son los que reflejan la fertilidad potencial del suelo.

Los minerales secundarios se derivan por meteorización de los minerales primarios y se les denomina minerales tamaño arcilla, por tener diámetro inferior a 0.002 milímetros. Los minerales secundarios son los que reflejan la fertilidad actual del suelo y se les considera coloides por tener la capacidad de absorber iones en su superficie y de intercambiarlos con la solución nutritiva del suelo.

 
1 MINERALES PRIMARIOS

Dentro de los minerales primarios que constituyen las rocas, se incluyen solamente diez de importancia en la formación del suelo, que son: cuarzo, ortoclasa (feldespato, potasio), plagioclasa (feldespato de sodio y calcio), mica moscovita, mica biotita, hornblenda (anfíbol), augita (piroxeno), olivino, magnetita, apatita.

Para poder comprender la naturaleza y origen de los suelos, deben conocerse las principales características físicas y químicas de estos minerales primarios. Al describir los minerales, con preferencia se examinan las siguientes características en el siguiente orden: naturaleza química, forma cristalina, apariencia, incluyendo color y lustre, dureza, gravedad específica y susceptibilidad o resistencia a la descomposición.

1.1 Naturaleza química

 La naturaleza química indica la contribución que el mineral podría hacer al estado nutritivo del suelo a que da origen. Por ejemplo: la fuente principal de potasio en los suelos es la ortoclasa, del calcio y del sodio, las plagioclasas. Las micas suministran potasio, magnesio y hierro. El olivino proporciona magnesio y hierro. La magnetita provee también hierro. La apatita es la única fuente de fósforo en la naturaleza; también suple calcio, cloro y flúor. 

Los minerales ferromagnesianos (anfíboles, piroxenos, olivino, biotita) llamados así porque contienen hierro y magnesio, además de esos dos elementos proporcionan los microelementos cobre, zinc, manganeso, molibdeno, boro y cobalto. En efecto, el único elemento nutritivo esencial que no suministran los minerales primarios es el nitrógeno el cual solo lo aporta la materia orgánica. 

1.2 Forma cristalina 

Los silicatos que incluyen cuarzo, feldespatos, micas, anfíboles, piroxenos y olivino, están formados por dos estructuras diferentes de oxígeno, denominadas tetraedros y octaedros. Cada tetraedro consiste de un átomo de silicio en el centro, con cuatro átomos de oxígenos en las esquinas. Cada octaedro consiste de un átomo de aluminio en el centro y seis átomos de oxígeno en las esquinas (Figura 1).  Cada mineral presenta un arreglo estructural de tetraedros y octaedros dando formas cristalinas variadas: prismática, hexagonal, octaédrica.

Figura 1: Estructura de oxigeno en minerales

1.3 Apariencia 

 El color de los diferentes minerales primarios de las rocas varía de blanco a rosado, gris, verde, castaño y negro, según la cantidad de hierro presente. El lustre varía de vidrioso a perlado, plateado, ceroso y resinoso,

1.4 Dureza

 La dureza se mide con referencia a una escala arbitraria conocida como escala de Mohr, De acuerdo con la misma, el diamante es el mineral más duro y se le asigna el valor de 10. En el otro extremo de la escala está el mineral más blando, el talco, que puede rayarse con la uña; su dureza recibe el valor de 1. Los minerales que pueden rayarse con una cuchilla o navaja tienen valores inferiores a 6 en dicha escala.

 1.5 Gravedad específica

Esta se representa por un número que indica la relación entre el peso de un cierto volumen de mineral y su volumen desplazado en agua. El valor varia de 2.5 a 5 para los minerales primarios, siendo más alto cuanta mayor sea la cantidad de hierro presente. Como verá en la Unidad 4, la gravedad específica de los minerales es un indicativo de la Densidad Real de los Suelos.

 

1.6 Susceptibilidad a la descomposición .

Es la resistencia que ofrece el mineral a la descomposición por el agua natural carbonatada y puede expresarse por una escala de 1 a 10, usando el valor de 10 para el mineral más susceptible. El orden de los diferentes minerales es: cuarzo (SiO2), magnetita (mineral de hierro), moscovita (mica), plagioclasa (feldespato sódico), hornblenda (anfibol), augita (piroxeno), olivino (mineral de magnesio) y apatita (fosfato); siendo este último el más susceptible a la descomposición química según la escala o secuencia de la estabilidad relativa de los minerales a la meteorización sugerida por Goldrich, y comentada anteriormente.

En la Tabla 1 se representan las características de los principales minerales primarios de las rocas para que sea estudiada y analizada de acuerdo con lo visto.

Tabla 1 : Características de los minerales primarios de las rocas.

 2 MINERALES SECUNDARIOS

 Los minerales secundarios provienen de los minerales primarios y tienen un tamaño de partícula más pequeño, menor a 0.002 milímetros de diámetro. Se les denomina minerales arcillosos por tener el tamaño de la arcilla. Los minerales arcillosos se desarrollan a partir de los piroxenos, anfíboles, micas y feldespatos. Los minerales arcillosos tienen la propiedad de intercambiar iones absorbidos en su superficie, por esta característica se los considera como el coloide mineral del suelo. De los minerales secundarios depende la fertilidad natural o actual del suelo, es decir: de acuerdo con el tipo de arcilla desarrollado tendremos mayor o menor fertilidad para los cultivos.

La mayoría de los minerales arcillosos tiene una relación silice-alúmina, lo que da una fórmula estructural espacial en donde se arreglan tetraedros de sílice y octaedros de aluminio. De acuerdo con el arreglo de tetraedros (Si) y octaedros (Al), los minerales arcillosos se dividen:

 2.1 Minerales arcillosos bilaminares o del grupo 1:1

 Tienen una relación silice: alumina 1:1. El mineral arcilloso bilaminar más importante es la caolinita, que es una arcilla que tiene un alto grado de estabilidad y se encuentra en suelos altamente meteorizados. Se la considera una arcilla de baja actividad iónica, es decir: tiene poca capacidad para retener iones (CIC = 3-10 me/100g de arcilla); por esto, se le califica como una arcilla pobre o desaturada que ofrece muy baja fertilidad al suelo. Los suelos caoliníticos, generalmente se presentan en climas lluviosos como los de los Llanos Orientales, Amazonia, Costa Pacífica y Región Andina. Las lluvias intensas lavan los iones como calcio, magnesio, potasio y sodio y dejan el suelo pobre de bases y con altas concentraciones de hierro y aluminio, que es lo último que se pierde en el suelo. Generalmente es la arcilla que se utiliza en los chircales para la fabricación de ladrillo y teja de barro.

Figura 2: Representación espacial de la arcilla caolinita

Otro mineral que pertenece a este grupo, pero menos abundante, es la haloisita (es una caolinita hidratada) con capacidad de intercambio catiónico (CIC = 20 me/100g de arcilla).

 2.2 Minerales arcillosos trilaminares o del grupo 2:1

Tienen una relación sílice : alúmina 2:1, es decir: por cada dos tetraedros de sílice presentan un octaedro de aluminio en su estructura cristalina. Generalmente, a este grupo de minerales arcillosos pertenecen arcillas de alta actividad iónica, es decir: tienen una alta capacidad para retener iones en su superficie; por eso, se les califica como arcillas ricas O saturadas en bases como calcio, magnesio, potasio y sodio, que ofrecen una alta fertilidad química al suelo.

Dentro de este grupo se distinguen las arcillas expandibles y las no expandibles. La arcilla expandible más común en los suelos colombianos es la montmorillonita, que tiene como característica contraerse en verano para formar suelos agrietados y expandirse en invierno cuando se hidrata. Tiene un espacio interlaminar de 12 a 14 Angstrom, el doble de la caolinita, propiedad que le permite acumular más agua y retener más jones, pues su capacidad de intercambio catiónico está entre 15 y 150 me/100g de arcilla. Los suelos montmorilloníticos se presentan generalmente en regiones subhúmedas o secas y son frecuentes en los valles del Cauca, Alto Magdalena, Sinú, Zulia, Patía y zonas subhúmedas de la Región Andina.

Al grupo de arcillas no expandibles pertenecen la illita y la vermiculita, que se derivan a partir de las micas hidratadas como moscovita. La illita tiene un espacio interlaminar de 10 Angstrom y una capacidad de intercambio catiónico de 10 a 50 miliequivalentes por 100 gramos de arcilla. La vermiculita tiene un espacio interlaminar de 15 Angstrom y una capacidad de intercambio catiónico de 100 a 150 miliequivalentes por 100 gramos de arcilla. A las arcillas no expandibles se les denomina en algunos textos como integrados 2:1, las cuales tienen propiedad de fijar potasio en su espacio interlaminar. 

Figura 3: Representación espacial de la montmorillonita 

2.3 Minerales amorfos o accesorios

 En estos minerales la relación sílice: aluminio varía entre 0.5 y 1.3; es decir, los tetraedros de Si y los octaedros de Al se disponen irregularmente, Los minerales de este grupo se forman con frecuencia durante la meteorización de la ceniza volcánica.

La alófana (compuesto de la ceniza volcánica) es el principal representante de este grupo de minerales. Pertenecen también a este grupo los óxidos de hierro (hematita, goetita y magnetita) y los óxidos de aluminio (gibsita, boemita y corindón).

 El carácter amorfo de la ceniza volcánica resulta de la alófana que es un compuesto poroso de gran superficie especifica y con gran cantidad de óxidos de hierro y manganeso. Por sus características, la alófana ocupa una posición intermedia entre los minerales arcillosos y los óxidos del suelo. La estructura porosa de la alófana facilita la retención de agua de los suelos y el buen drenaje de aireación. Su capacidad de intercambio catiónica es alta (CIC mayor a 100 miliequivalentes por 100 gramos de alófano) y tiene un alto poder de fijación de fosfatos, por eso la alta fertilización fosfórica necesaria en estos suelos. La descomposición de la ceniza volcánica (alófana) puede llevar a la formación de caolinita y gibsita. 

Referencia

·    Castro, H. (1998). Fundamentos para el conocimiento y manejo de suelos agrícolas. Tunja, Colombia: Instituto Universitario Juan de castellanos

METEORIZACIÓN DE LAS ROCAS

Por meteorización se entiende la desintegración y descomposición de las rocas para llegar a formar el material parental del cual provienen los suelos. Hay, pues, dos partes en el proceso: la primera es la formación de suelos. Hay, pues, dos partes en el proceso: la primera es la formación de la materia prima o material parental y la segunda la transportación de este material en un cuerpo nuevo que se denomina perfil de suelo; el perfil de suelo se desarrolla a partir del material meteorizado. Estos procesos ocurren en los suelos formados in situ simultáneamente; en suelos desarrollados sobre sedimentos, el material meteorizado es transportado por aire, agua O hielo, y al ser depositado empieza el proceso de formación del perfil. 

Según las fuerzas que intervengan en la desintegración y descomposición de la roca, la meteorización se clasifica cómo física, química o biológica. 

 

1 METEORIZACIÓN FÍSICA 

La meteorización física conduce solo a la desintegración o pulverización de la roca madre. Al disminuir el tamaño de la roca y pasar al estado de partículas la meteorización química es más factible y más rápida y conduce a la transformación de la composición de los materiales. Los procesos de transformación física de la roca se deben a: 

 (a) la acción de las temperaturas altas; 

 (b) la acción de temperaturas bajas que provocan una congelación del agua del suelo; 

 (c) las variaciones de volumen cuando algunas sales se cristalizan; 

 (d) las presiones del sistema radical. 

Los fragmentos de roca que resultan de estos procesos son transportados y cada vez más desintegrados (fraccionados) y reducidos en tamaño. El grado de desintegración dependerá de la dureza de las rocas, de la cantidad de material aglutinante entre minerales y el tipo de mineral. Por ejemplo: la defoliación y redondeado de una roca de 20 centímetros de diámetro a 2 centímetros en un arroyo de 2% de pendiente, toma 11kilómetros para el granito, 6 kilómetros para las pizarras y 1.5 kilómetros para las areniscas (Fassbender, 1975). 

2. METEORIZACIÓN QUÍMICA

La meteorización química ocurre cuando la roca se ha desintegrado suficientemente por agentes físicos. Cuando la roca se ha desintegrado en 75% de su volumen, se le denomina saprolita. A partir del estado saprolítico de la roca comienza a generarse con mayor fuerza la meteorización química.

La meteorización química comprende dos fases:

(a) la descomposición química de los minerales primarios (cuarzo, feldespatos, anfíboles, piroxenos, etc.) de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias con tamaños de partículas relativamente grandes (arenas y limos); y

 (b) la síntesis de minerales secundarios con partículas de tamaño coloidal (arcillas y óxidos). 

El agente meteorizante más importante en este caso es el agua, su efecto es más intenso al aumentar su contenido en ácidos o bases. Los procesos y reacciones químicas más comunes son la dilución de sales, la hidrólisis, oxidación, hidratación y acidificación. 

2.1 Disolución de sales

 Como efecto de la acción solvente del agua se disuelve primero las sales solubles como cloruros, sulfatos y carbonatos. La presencia de anhídrido carbónico (CO₂) disuelto en el agua aumenta la actividad solvente. Así por ejemplo, los carbonatos de calcio y magnesio se transforman en bicarbonatos. 

2.2 Hidrólisis

La reacción de los minerales con los iones H y OH del agua es la forma más importante de meteorización que pueda ocurrir. Esta forma de meteorización afecta, de manera especial a los silicatos (feldespatos y ferromagnesianos). El caso más simple de hidrólisis, citado en los textos de química inorgánica, es el del carbonato de sodio, que es una sal de una base fuerte y un ácido débil. El carbonato de sodio reacciona con el agua para formar hidróxido de sodio y ácido carbónico. 

El hidróxido de sodio, siendo mucho más ionizable que el ácido carbónico, da un predominio de iones OH (hidroxilo) en comparación con los pocos iones H+ (hidrógeno) producidos por la ionización del ácido carbónico; por consiguiente, el producto de la hidrólisis del carbonato de sodio es fuertemente alcalino. Los suelos de mayor pH son los que están dominados por esta sal. 

La hidrólisis de la ortoclasa (feldespato potásico) es otro ejemplo que se debe citar:

2.3 Oxidación

 El oxígeno del aire y del agua que entra en contacto con la roca, oxida el hierro ferroso de los minerales que tienen hierro, a hierro férrico. Esto causa un cambio de color, de gris verdoso o azulado a amarillo o castaño rojo. Por lo tanto, la transición de la roca madre a material de partida del suelo está generalmente acompañada de un cambio de color. Ejemplo: la pirita no solo se oxida el hierro ferroso (Fe⁺²) sino que también se pasa del sulfuro al sulfato y, luego, a ácido sulfúrico (H₂SO₄).

3 METEORIZACIÓN BIOLÓGICA.

Aquellos procesos de descomposición de las rocas que resultan de la acción de microorganismos y de la vegetación se agrupan dentro de la meteorización biológica. Las plantas inferiores como hongos, algas, líquenes (asociaciones simbióticas de ciertos hongos y algas verdes), colonizan la superficie fresca de las rocas, penetran en las grietas y descomponen paulatinamente las rocas a través de la solubilización y extracción de nutrientes existentes en los minerales de las rocas. El principal medio microbiológico por el que los minerales de las rocas se descomponen es la producción de ácidos orgánicos. En los casos especiales de bacterias que oxidan azufre y amonio, los ácidos que actúan son el sulfúrico y el nítrico. Durante la respiración, los microorganismos producen grandes cantidades de anhídrido carbónico (CO₂), el cual acelera considerablemente la acción hidrolizante del agua sobre los minerales de las rocas.

Las plantas superiores también son factores de meteorización a través de la absorción de elementos nutritivos y de la enorme presión radical en las grietas de las rocas.

Los resultados del contaje de bacterias (Tabla 1) muestran el número de organismos involucrados en la meteorización de las rocas por gramo de material. 

Tabla 1: Bacterias y meteorización de las rocas

4 FACTORES QUE INFLUYEN EN LA METEORIZACIÓN 

El grado de rapidez con que ocurre la meteorización depende de varios factores. Los principales son las características de las rocas y el clima.

 4.1 Características de las rocas

Según la clasificación de las rocas por su contenido de sílice (cuarzo), o minerales ferromagnesianos (anfiboles y piroxenos), éstas son de carácter ácido o básico. La meteorización será más fácil cuando en la roca predominan los minerales básicos (ferromagnesianos). Cuando en la roca predomina el contenido de sílice (cuarzo), el proceso se hace más lento pues la dureza de la sílice es alta de acuerdo con la secuencia de estabilidad relativa de los minerales a la meteorización dada por Goldrich y que se cementará en el subcapitulo de los minerales componentes de las rocas.

 4.2 Clima

En regiones húmedas y calientes, la meteorización de las rocas es más activa, formando suelos más profundos; en este casó predominan la meteorización química y biológica sobre la física. Como contraste, en regiones de climas cálido saco y frio seco (zonas desérticas O semidesérticas), la meteorización es menos activa y predomina el aspecto físico (fractura), determinando suelos delgados, con predominio de arenas gruesas y pH básico (mayor 7,4).

Referencia

·    Castro, H. (1998). Fundamentos para el conocimiento y manejo de suelos agrícolas. Tunja, Colombia: Instituto Universitario Juan de castellanos

ORIGEN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

Para introducir este tema debemos decir que la corteza original de la tierra está compuesta por dos capas separadas, denominadas sial y sima  respectivamente, El sial es la capa exterior, con un espesor de unos 16 kilómetros, formada por los minerales primarios menos densos que contienen mayormente silicio y aluminio (Si-Al), de donde deriva el nombre de sial. La roca más común en el sial es el granito. La capa  interior o sima es aproximadamente de 48 kilómetros de espesor y está formada por los minerales primarios más densos, que contienen mayormente silicio y magnesio (Si-Mg), los que dan origen al nombre sima. La roca más común en el sima es el basalto.

Igualmente es importante conocer la composición química de la corteza terrestre (Tabla  1), para entender que los elementos minerales predominantes son el silicio y el aluminio, aspecto importante para comprobar que los minerales que constituyen las rocas, en su estructura molecular son Alumino-silicatos asociados con elementos básicos (Ca,  Mg, Na, K).

Tabla 1: Elementos que forman la corteza terrestre

Las rocas son agregados o asociaciones de minerales con diferentes formas, dimensiones y disposición. Un mineral es una sustancia inorgánica natural, más o menos dura, que bajo condiciones apropiadas desarrolla una forma cristalina característica, Los minerales primarios más abundantes en la corteza terrestre son los feldespatos (50%), seguidos por cl cuarzo (20%), los anfíboles, los piroxenos y el olivino (17%), micas (8%), y otros minerales (5%). El estudio de las rocas se denomina petrografía y el de los minerales mineralogía.

El suelo es un producto derivado de las rocas; las rocas a su vez están compuestas de minerales y los minerales de elementos nutrientes como fósforo, potasio, calcio, magnesio, sodio, hierro, manganeso, aluminio, silicio, boro, etc., que son aprovechados por las plantas después de que los procesos de transformación convierten gradualmente a la roca en suelo.

Las rocas o materiales de origen de los suelos son muy heterogéneos, no solo en cuanto a su estructura sino también en cuanto a su composición mineralógica. De ahí surgen las distintas clases de suelos, y por lo tanto la variedad de su clasificación.

Como los suelos son derivados de las rocas es necesario tener conocimientos de petrografía, para saber qué características heredan los suelos en cuanto a propiedades físicas y fertilidad química.

De lo anterior se deduce que antes del estudio de los suelos es necesario el estudio de las rocas, con fines agropecuarios, para lo cual se analizan teniendo en cuenta su origen, clasificación y los principales minerales que entran en su composición.

1. ROCAS ÍGNEAS 

Son rocas Ígneas aquellas formadas a partir de la cristalización del magma. El magma es una materia fundida, localizada en las capas inferiores de la tierra, en donde se encuentran los minerales mezclados en una masa incandescente. En Colombia el mayor predominio de rocas ígneas se observa en la Cordillera Central.

 Las rocas ígneas comprenden dos grupos principales:

1.1 Rocas intrusivas o plutónicas

Son aquellas que han durado mucho tiempo en cristalizar y que por lo general lo hacen a grandes profundidades, es decir, sin salir al exterior. Se presentan en la superficie de la tierra debido a que los estratos que las cubrían fueron erosionados, removidos o trasladados por eventos geológicos. Ejemplos: granito, granodiorita, sienita.

 Aquellas rocas intrusivas que se han consolidado cerca a la superficie, se les llama intrusivas intermedias. Ejemplos: andesita, cuarzodiorita, riodacita.

 1.2 Rocas extrusivas o volcánicas

Son aquellas en donde el magma sale a la superficie y se solidifica por enfriamiento rápido. Ejemplos: basalto, diabasas.

También cuando el magma llega a la superficie no solo emerge en forma de lava, sino que también lo hace en forma explosiva, formando una chimenea por donde arroja partículas finas, que son llevadas por el viento y depositadas a distancias considerables, formando acumulaciones conocidas como cenizas volcánicas, las cuales regularmente son de naturaleza andesítica.

Las cenizas volcánicas. corresponden a un producto ígneo arrojado por los volcanes, que es dispersado por el viento, formando grandes depósitos caracterizados por la uniformidad en el tamaño de las partículas minerales, las cuales son del tamaño de la arcilla (menor a 0.002 milímetros de diámetro). Igual que a las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, a la ceniza volcánica debe considerársele como un material parental que origina los suelos de ceniza volcánica.

La ceniza volcánica no presenta estructura cristalina, como la mayoría de los minerales. Por eso pertenece al grupo de los llamados minerales amorfos. Está compuesta por alófano, que cs un alumino-silicato, es decir,'sus mayores componentes son el aluminio y el silicio. La mayoría de los suelos derivados de ceniza volcánica en Colombia (suelos paperos de Boyacá, Nariño y Norte de Santander), son de naturaleza ácida debido a que la composición de la ceniza que ha originado estas suelos es ácida. En la Sabana de Bogotá existen suelos derivados de cenizas volcánicas de composición básica. Debido a esta característica presentan pH mayor y mejor fertilidad.

La ceniza volcánica originalmente es de color gris claro. Cuando sobre la ceniza crece vegetación se genera un proceso de obscurecimiento o melanización, como consecuencia de la unión del alófano y la materia orgánica. Por eso los suelos volcánicos, en la medida de su evolución, se tornan negros y muy friables o suaves al tacto (apariencia talcosa). Generalmente son profundos, permeables y de altos contenidos de materia orgánica, la cual ofrece muy baja mineralización y por lo tanto su aporte en nitrógeno es limitado. Se reconoce en el campo mediante un indicador químico que es el fluoruro de sodio (NaF, 10%), el cual cuando se aplica al suelo induce una reacción básica que se reconoce por un color violeta intenso. Cuando se humedece el suelo entre las manos se produce un fenómeno denominado tixotropia, es decir, al cerrar la mano. el suelo sale por entre las comisuras de los dedos. Generalmente la manos se manchan en contacto con el suelo húmedo.

La fertilidad química depende de la composición de las cenizas volcánicas. Los de naturaleza ácida son de baja fertilidad química por ser altamente fijadores de fósforo y poseer bajos contenidos de calcio y magnesio. Los contenidos de potasio en suelos derivados de ceniza volcánica en Colombia son medios.

Los suelos derivados de ceniza volcánica en Colombia son importantes para la agricultura de clima frío y zona cafetera, pues representan alrededor de 30% de los suelos del país.

Composición de las rocas ígneas

Las rocas ígneas contienen principalmente minerales de cuarzo, silicatos, feldespatos (ortoclasas y plagioclasas), piroxenos, anfíboles, micas y olivino.

Las rocas ígneas se clasifican según su mayor o menor contenido de sílice (cuarzo), en ácidas, intermedias, básicas y ultrabásicas (Tabla 2.)

A medida que la roca es menos ácida, disminuye el cuarzo y aumentan los feldespatos y minerales básicos (anfiboles y piroxenos).

Entre mayor sea el contenido de sílice (cuarzo) en la roca, mayor es su resistencia a la meteorización. A mayor contenido de feldespatos, piroxenos y anfíboles en la roca, es menor su resistencia a la meteorización. 

Tabla 2. Clasificación de las rocas ígneas según su contenido de cuarzo (SiO2). 

2. ROCAS SEDIMENTARIAS

Las rocas ígneas sufren desgastes, desintegraciones y transformaciones debido a lluvia, viento, hielo, cambios de temperatura, a la presión ejercida por las raíces de las plantas y a la erosión. Todos estos agentes al actuar sobre las rocas Ígneas las desintegran en partículas pequeñas denominadas sedimentos o detritos. Estos son transportados por la acción del agua y la gravedad hacia los lechos de los ríos, lagos, mares, océanos y valles.

Las acumulaciones sucesivas de estos sedimentos forman capas horizontales de gran espesor que se cementan y compactan llegando a un estado pétreo o de roca, denominado rocas sedimentarias. En esta clase de rocas se encuentran restos o fósiles de la flora y la fauna, que  se existieron en la época de su formación.

En conclusión las rocas sedimentarias son entonces un estado importante en la evolución genética de una roca ígnea hacia la conformación del suelo.

El mayor predominio de rocas sedimentarias en Colombia ocurre en las cordilleras Oriental y Occidental.

 Las rocas sedimentarias, de acuerdo con su origen, se pueden dividir en:

 2.1 Rocas sedimentarias clásticas

Son las que tienen su origen en la desintegración y posterior cementación de partículas sólidas. Los agentes cementantes de las partículas son los carbonatos de calcio (CaCO3) y los óxidos de hierro (Fe203). Cuando estos cementantes están ausentes, la roca sedimentaria es completamente desboronable. Las rocas sedimentarias de origen clástico son los conglomerados (cantos rodados), areniscas, lutitas y arcillolitas. Las características de cada una de estas se pueden observar en la Tabla 3

Tabla 3: Rocas sedimentarias de origen clástico y sus principales características.

2.2 Rocas sedimentarias de origen químico

Se forman por la precipitación de sales solubles como carbonatos, sulfatos, cloruros etc. y la posterior cristalización de las mismas, generalmente, en áreas de origen marino. Esto sucede cuando el agua en el arrastre del material detrítico (sedimentos) se satura con sales de calcio, magnesio, potasio y sodio. Estas sales se precipitan y cristalizan formando grandes masas de rocas consolidadas, que constituyen hoy en día yacimientos de gran valor comercial para la industria y la agricultura. La piedra caliza, rica en carbonatos de calcio (CaCO3), es una roca, sedimentaria de origen químico, ampliamente difundido en la naturaleza.

Esta es dura y cristalina, de color claro, gris o café obscuro si tiene materiales carbonáceos, rojiza si contiene minerales a base de óxidos de hierro. En el campo se puede reconocer por su reacción al ácido clorhídrico o por la efervescencia que produce la roca al aplicársele unas gotas de limón. Los suelos que origina la caliza se conocen como suelos calcáreos, que generalmente se consideran de muy buen desarrollo físico y alta fertilidad química.

Otros sedimentos importantes de origen químico son: yeso (CaSO4.2H20), dolomita (MgCO3.CaCO3), sal de epson (MgSOg), anhidrita (SO4Ca), salitre chileno (KNO3), magnesita (MgC03), schonita (K2504.Mg502.6H0), kainita (K2S04.MgCh2.6H2O) .

 2.3 Rocas sedimentarias de origen orgánico

El calcio en diferentes combinaciones es también constituyente esencial en los tejidos de algas, plantas y animales. En los esqueletos y tejidos de los caracoles, conchas de mar, foraminíferos, corales, moluscos, diatomeas y radiolarios, existen fosfatos de calcio, carbonatos de calcio y silicatos de calcio que se disuelven y consolidan en grandes depósitos formando rocas sedimentarias de origen orgánico. Estas rocas de naturaleza silícea (CaSiO3) como las diatomitas, son los esqueletos de las diatomeas (algas) que forman las llamadas "tierras de diatomeas”. La tiza es otro sedimento blando, suave y poco cementado, formada por esqueletos y foraminíferos con altos contenidos de carbonatos y silicatos de calcio.

A partir de tejidos vegetales ricos en carbono que han crecido en medios inundados o en condiciones lacustres se forma la turba. Esta turba posteriormente forma varios compuestos de hulla, carbón, petróleo, antracita y gas.

3 ROCAS METAMÓRFICAS 

Las rocas metamórficas proceden de rocas Ígneas o sedimentarias que han sido sometidas a fuertes presiones y altas temperaturas, en grandes zonas (metamorfismo regional) o por la influencia de otros fenómenos (metamorfismo de contacto), sufriendo cambios en su forma. El proceso de metamorfismo tiene origen en movimientos de la corteza terrestre y por presiones de unas rocas sobre otras. 

Para su descripción, las rocas metamórficas se dividen en dos clases: foliadas (blandas) y no foliadas (masivas). Las rocas foliadas (láminas definidas, paralelas, delgadas y fácilmente desprendibles), incluyen los neis que provienen del granito; los esquistos que tienen su origen en las arcillolitas; las filitas que son arcillas compactadas y las pizarras que provienen de los shales y lutitas. Las rocas no foliadas incluyen el mármol que proviene de la caliza y dolomita, y la cuarcita que tiene su origen en la arenisca cementada por sílice. 

Es importante anotar que en el nivel de campo las rocas metamórficas se reconocen por su laminación. Generalmente son materiales que se parten fácilmente y muy desboronables cuando están expuestos en taludes. En el departamento de Royacá (zona cafetera) son comunes los esquistos pizarrosos que originan sucios arcillosos, ácidos y de baja saturación de bases como calcio y magnesio.

Referencia

·    Castro, H. (1998). Fundamentos para el conocimiento y manejo de suelos agrícolas. Tunja, Colombia: Instituto Universitario Juan de castellanos