Quimica de Suelo

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Universidad Nacional de Ingeniería Recinto Universitario Pedro Arauz Palacios UNI – RUPAP Química General QUÍMICA DE SUELO Integrantes: -Adery Joel Baltodano Monterrey -Arturo José Bonilla Lumbí -Chenier Rabzari Martínez Zeledón -Donald Ernesto Aragón Espino -Ernesto de Jesús Pérez Bello -Pedro José Flores Rodríguez Maestro: Ing. Osmar Flores Navarrete Grupo: IC – 21D Fecha de entrega: Jueves, 28 de julio, de 2011 Managua, Nicaragua.

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Química de Suelo

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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.

  • 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

  • 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.

  • 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.

  • 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.

  • 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.

  • 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.

  • 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

  • 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

  • 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

  • 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.

  • 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.

  • 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

  • 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

  • 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.

  • 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

  • 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.

  • 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

  • (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.

  • 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


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