Quimica Del Suelo SILVANA

8/20/2019 Quimica Del Suelo SILVANA

1/57

QUÍMICA DE SUELOS

1

QUÍMICA DE SUELOS O QUÍMICA DE COLOIDES.

1. INTRODUCCIÓN

El suelo ha sido comparado con un laboratorio químico muy complicado, dondetienen lugar un gran número de reacciones que implican a casi todos loselementos químicos conocidos. Algunas reacciones se pueden considerarsencillas y se comprenden con facilidad, pero el resto son complejas y de difícilcomprensión.

Se puede dividir la composición química de los suelos en orgánicos einorgánicos. Representan las partículas minerales el 50% del total, de las

cuales dominan la arena, arcilla y caliza, y en menor medida óxidos e hidróxidosde fierro y sales; las de origen orgánico suponen el 5%; el 45% que resta loocupan aire y agua, los cuales aprovechan la porosidad de la arena (elcomponente más importante de los suelos) para penetrar en los suelos ypermitir la interacción con los demás elementos.

Figura 1. Composición porcentual del suelo


2/57

CELIA ELENA VALENCIA ISLAS

2

La fase sólida es la responsable del comportamiento del suelo al ser la únicapermanente y dentro de ella se distinguen dos tipos de componentes ofracciones: la fracción mineral derivada del material rocoso y la fracción

orgánica procedente de los restos de los seres vivos que se depositan en lasuperficie del suelo y de los que habitan en su interior.

La fracción mineral del suelo deriva directamente del material original del mismoy está constituida por fragmentos de aquel unidos a sus productos detransformación, generados en el propio suelo. Ello hace que aparezcanpartículas de diferentes tamaños, si bien solo aquellas que son inferiores a los 2mm son las que se consideran como partículas edáficas. Este conjunto decomponentes representa lo que podría denominarse el esqueleto mineral delsuelo y entre estos, componentes sólidos, del suelo destacan:

• Silicatos, tanto residuales o no completamente meteorizados, (micas,feldespatos, y fundamentalmente cuarzo).

• Como productos no plenamente formados, singularmente los mineralesde arcilla, (caolinita, illita, etc.).

• Óxidos e hidróxidos de Fe (hematites, limonita, goetita) y de Al (gibsita,bohemita), liberados por el mismo procedimiento que las arcillas.

• Clastos y granos poliminerales como materiales residuales de laalteración mecánica y química incompleta de la roca originaria.

• Otros diversos compuestos minerales cuya presencia o ausencia yabundancia condicionan el tipo de suelo y su evolución.

• Carbonatos (calcita, dolomita).

• Sulfatos (yeso).

• Cloruros y nitratos.

En general los suelos se componen de silicatos con complejidades que varíandesde la del sencillo óxido de silicio —cuarzo— hasta la de los silicatos dealuminio hidratados, muy complejos, encontrados en los suelos arcillosos. Loselementos del suelo más importantes para la nutrición de las plantas incluyen elfósforo, el azufre, el nitrógeno, el calcio, el hierro y el magnesio. Investigacionesrecientes han mostrado que las plantas para crecer también necesitancantidades pequeñas pero fundamentales de elementos como boro, cobre,manganeso y cinc.


3/57

QUÍMICA DE SUELOS

3

Los suelos se forman mediante los cambios producidos por el efecto de latemperatura y humedad en las rocas (procesos de meteorización). Algunosminerales y la materia orgánica se descomponen hasta llegar a formar

partículas extremadamente pequeñas. Las reacciones químicas que ocurrenreducen el tamaño de estas partículas hasta que no se pueden ver a simplevista. Las partículas más pequeñas se llaman coloides.

2. LAS PARTÍCULAS COLOIDALES DEL SUELO.

Muchas de las propiedades químicas del suelo se deben a la presencia demateriales que presentan carga eléctrica. Estos materiales son conocidos como“coloides del suelo” y abarcan a las partículas de arcilla y materia orgánicahumificada.

En los sistemas coloidales uno o más de sus componentes incluyen a partículasque tienen una dimensión entre 10-7 a 10-5 cm, es decir, contienenmacromoléculas o pequeñas partículas.

No se puede decir que una sustancia sea estrictamente un coloide por que estoimplica: un estado de la materia y, por lo menos dos componentes o fases, poreso formalmente no existe una sustancia coloidal, sino un sistema coloidal.Como el sistema coloidal es un sistema heterogéneo, es necesario distinguir

entre sustancias dispersadas y el medio en el cual está dispersado estematerial (dispersante).

Los coloides se caracterizan por:

1) Tener tamaño de la partícula muy pequeño.2) Poseer carga eléctrica3) Tener un área superficial grande4) Atravesar los filtros5) Presentar movimiento Browniano6) Presentar el fenómeno de Tyndall (dispersan la luz)

7) Adsorber partículas8) Flocular (los coloides que se unen precipitan)9) Absorber humedad (retener humedad)

En el suelo existen los coloides inorgánicos y los coloides orgánicos. Estos dostipos de coloides existen en mezclas o en un complejo muy estrecho y es difícilseparar sus propiedades.

Propiedades y características de los coloides inorgánicos.


4/57


4

1) Actúan como sustancias amortiguadoras.2) Adsorben metabolitos tóxicos.3) Adsorben antibióticos.

4) Inmovilizan cationes orgánicos.5) Protegen físicamente a microorganismos (hábitat).6) Adsorben los elementos nutritivos: PO43-, HPO42-, K+, Na+, etc., (tanto

positivos como negativos).7) Constituyen el cemento de los agregados más o menos gruesos

(naturaleza física).8) Confieren al suelo su estructura de la cual, van a depender sus

relaciones con el aire y con el agua.9) Confieren al suelo sus propiedades de elasticidad, plasticidad,

consistencia.

Las propiedades de los coloides orgánicos principalmente son:

1) Almacenamiento de nutrimentos orgánicos (tanto positivo comonegativo).

2) Adsorben sustancias lipofílicas (sustancias solubles en grasas).3) Ayuda a la absorción de iones (tanto positivo como negativo).4) Incorpora sustratos.

A excepción de las arenas puras, todos los suelos contienen partículas detamaño coloidal. En los suelos las propiedades en las que intervienen lascargas eléctricas de las partículas finas son llamadas con frecuencia

"propiedades coloidales", aunque este término sea impropio desde el punto devista químico formal.

Según la naturaleza de sus cargas los coloides se dividen en:

a) Electropositivos, o basoides que están cargados positivamente, unejemplo son los llamados con frecuencia sesquióxidos de Fierro yAluminio, que se comportan como bases débiles que dispersan enmedio ácido y floculan en medio alcalino.

Figura 1. Clases de coloides


5/57

QUÍMICA DE SUELOS

5

b) Electronegativos, o acidoides, están cargados negativamente, son losmás abundantes en el suelo. Comprenden a las arcillas silicatadas, a

los geles minerales complejos y finalmente a los ácidos húmicos.Tienen propiedades de ácidos débiles dispersos en medio alcalino,floculan en medio ácido.

Con base en su afinidad por el agua, los coloides se dividen en:

a) Hidrófobos o suspensoides, como las arcillas, cuyas moléculas estánrodeadas por una capa delgada de agua.

Hidrófilos o liófilos (emulsoides), como los ácidos húmicos, que presentanalrededor de las moléculas una capa espesa de agua llamada de "solvatación".

Las partículas de arcilla, también conocidas como minerales secundarios,presentan carga eléctrica. Estas partículas se han formado a partir de losminerales constituyentes de las rocas, los cuales mediante cambios en en eltiempo, se han transformado en otros minerales más pequeños y más reactivosdesde el punto de vista químico. Existen una gran cantidad de minerales dearcilla, los que varían tanto en tamaño como en sus propiedades químicas. Estagran variedad es generada por los diferentes materiales minerales que danorigen a estas partículas, por el clima en el cual se forman y el tiempotranscurrido desde la transformación del mineral original en el mineral

secundario.

Cada coloide (arcilloso u orgánico) tiene carga negativa (-) que se desarrolladurante los procesos de formación. Esto significa que los coloides puedenatraer y retener partículas cargadas positivamente (+), de igual forma como lospolos opuestos de un imán se atraen entre si. Los coloides repelen a otraspartículas cargadas negativamente, como también lo hacen los polos iguales deun imán.

Un elemento químico que posee cargas eléctricas se denomina ion. El potasio,

sodio (Na), hidrogeno (H), Ca y Mg tienen carga positiva y se denominancationes.

Los coloides tienen algunas propiedades físicas marcadas que afectanfuertemente las características agrícolas de los distintos suelos. Los suelos delas regiones con precipitación escasa y poca agua subterránea están sometidosa lixiviación moderada y, por tanto, contienen gran cantidad de compuestosoriginales, como calcio, potasio y sodio. Los coloides de este tipo se expandenen gran medida cuando se mojan y tienden a dispersarse en el agua. Al secarse


6/57


6

toman una consistencia gelatinosa y pueden, tras un secado adicional, formarmasas impermeables al agua.

En la mayoría de los suelos los coloides de minerales arcillosos son másnumerosos que los coloides orgánicos. Los coloides son los responsables de lareactividad química del suelo. El tipo de material parental (roca madre) y elgrado de meteorización determinan el tipo de arcilla presente en el suelo. Unasarcillas son más reactivas que otras y esta característica depende del materialparental y de los procesos de meteorización.

2.1 LAS ARCILLAS SILICATADAS, PRINCIPALES COLOIDES MINERALESDEL SUELO.

Las arcillas poseen predominantemente propiedades coloidales. El término"arcilla" suele tener tres significados posibles en la terminología de los suelos:

1.- Representa a minerales de composición específica.2.- Es una clase textural.3.- Forma parte de la fracción mineral del suelo compuesta de partículas con un

diámetro efectivo menor de 0.002 mm sin importar su composición química.

Las arenas y limos están constituidos por material primario difícil deintemperizar, mientras que las arcillas son material secundario yaintemperizado.

La mayoría de las arcillas silicatadas son cristalinas ya que poseen unadefinida y repetida ordenación de los átomos de los que están compuestas.Presentan planos de átomos con enlaces iónicos, que atraen átomos cargadospositiva o negativamente (aniones o cationes). Unas pocas arcillas silicatadastienen sus átomos menos arreglados y se denominan arcillas no cristalinas o"materiales amorfos".

Las arcillas del suelo se dividen en:

1) Arcillas Silicatadas Cristalinas2) Arcillas Silicatadas No cristalinas o amorfas3) Arcillas no silicatadas Sesquióxidos de Fierro y Aluminio


7/57

QUÍMICA DE SUELOS

7

2.1.1 ORIGEN.

Los minerales arcillosos constituyen una parte muy importante de los productos

de meteorización y síntesis de las rocas y los minerales.

Las arcillas se forman a partir de productos solubles de minerales primarios,contienen nuevos cristales y pueden ser considerados minerales secundarios.

Todos los silicatos presentan un edificio cristalino constituido por tetraedros encuyo centro figura un silicio y cuyos vértices está ocupados por oxígeno. Segúnal grupo que pertenezcan, estos tetraedros pueden permanecer aislados oaguparse de diferentes modos. Vamos a analizar, de forma muy sucinta, lascaracterísticas esenciales de los grupos más representados.

PRODUCTOS DE ALTERACIÓN O DESCOMPOSICIÓN DE ALGUNOSMINERALES DEL SUELO

MINERAL PRODUCTOS DE ALTERACIÓN

ALÓFANO Haloisita, caolinitaANATASA LeucoxenoANTIGORITA-CRISOTILO

Clorita, vermiculita, Montmorillonita

APATITA Se pierde en solución puede formar vivianita

AUGITA Hidróxido férrico*, geotita*, hematita,Montmorillonita; vermiculita, clorita e iddingsita.BIOTITA Caolinita*, vermiculita, clorita, montmorillonitaq,

cristales aciculares de esfeno que a veces seforman durante la alteración a la intemperie

CALCITA Se pierde en solución o puede volver a formar elsuelo

CLORITA Vermiculita y MontmorillonitaDIÓPSIDO Hidróxido férrico*, goetita*, hematita,

montmorillonita, vermiculita, clorita e iddingsita*FELDESPATOS Alófana, mica hidratada*, caolinita*, y gibbsita*

HIDRÓXIDOFÉRRICO Goetita y hematita

GIBBSITA CaolinitaGEOTITA Hidróxido férrico, hematitaYESO Se pierde en solución o puede volver a formarseHALITA Se pierde en solución o puede volver a formarseHALOISITA CaolinitaHEMATITA Hidróxido férrico y goetitaHORNABLENDA Goetita, clorita, vermiculita*, o montmorillonitaHIPERESTENO Hidróxido férrico*, goetita*, o montmorillonita,


8/57


8

vermiculita*, clorita e iddingsita*ILMENITA Leucoxeno*CAOLINITA Sílice, alúmina y gibbsitaMAGNETITA Hidróxido férrico, goetita, hematitaMOSCOVITA Caolinita, gibbsitaOLIVINA Hidróxido férrico, goetita, gibbsita, nontronita,

iddingsita*PIRITA Hidróxido férrico, jarosita, ácido sulfúricoCUARZO Se pierde lentamente en soluciónVERMICULITA Materiales amorfos, mica hidratada y caolinita

Los minerales arcillosos generalmente se forman a partir de los inosilicatos

(piroxenos y anfíboles), de los filosilicatos (micas) y de los feldespatos. Latransformación de los minerales mencionados, en minerales arcillosos ocurre enun principio por dos procesos.

1.- La transformación o alteración de su estructura por:

1) Sustitución isomórfica.2) Disolución de iones interlaminares.3) Pérdida de iones centrales en tetraedros u4) Octaedros.5) Desintegración consecuente de los minerales a

6) Partículas de tamaño coloidal.

2.- Descomposición de los minerales primarios hasta suscomponentes iónicos con una recristalización subsecuente.

La composición química de los minerales arcillosos varía dentro de grandeslímites, inclusive dentro de un mismo mineral, esto se debe a la sustituciónisomórfica y a los cationes adsorbidos en tres partes laminares y en lasuperficie externas del mineral. Sólo la Caolinita y la Haloisita tienen unacomposición química más o menos estable y definida.

2.1.2 ESTRUCTURA DE LAS ARCILLAS SILICATADAS CRISTALINAS.

Una partícula de arcilla silicatada está compuesta de muchas capas arregladascomo un "paquete de barajas" y a excepción de las arcillas amorfas presentanuna estructura atómica tridimensional. Son compuestos de gran plasticidad,tienen la propiedad de intercambiar iones adsorbidos en su superficie y enalgunos casos son expansibles.


9/57

QUÍMICA DE SUELOS

9

Figura 3. Estructuras tetraédricas y octaédricas

Existen dos tipos principales de arcillas silicatadas cristalinas, las de relación1:1 y las de relación 2:1. Las primeros derivan su nombre del hecho de que lasarcillas silicatadas 1:1 están compuestas de dos capas; una capa está formadapor iones de Si+4 en coordinación tetraédrica con O-2 llamada "capa de Silicio" o"capa tetraédrica". La otra capa está formada por cationes, generalmente Al+3,en coordinación octaédrica con seis iones hidroxilos, ésta es la llamada "capade Aluminio" o "capa octaédrica".

Figura 4. Estructuras tetraédricas


10/57


10

Figura 5. Ordenamientos de las capas tetraédricas

La clasificación de las arcillas se basa en si poseen o no una estructura químicacristalina. Con base en lo anterior se han definido los siguientes grupos:


11/57

QUÍMICA DE SUELOS

11

Caolinita o delas Kanditas(1:1)

Montmorillonita o de lasEsmectitas (2:1)

Illita o de las Micashidratadas

Vermiculita yClorita (2:2)

Caolinita Montmorillonita Moscovita CloritaDickrita Beidellita Seladonita VermiculitaAuxita Nontronita Biotita SepiolitaHaloisita Hectorita Filita AtapulgitaMetahaloisita Saponita Glauconita

Serospatita

Las estructuras básicas para las arcillas silicatadas cristalinas son lassiguientes:

Figura 6. Estructuras básicas 1:1 y 2:1

2.1.2.1 GRUPO DE LA CAOLINITA.

CAOLINITA

Composición: Al4(Si4O10)(OH)8

Forma y ocurrencia: En rocas la caolinita se encuentra principalmente comohojuelas planas submicroscópicas en sedimentos arcillosos o puede formarpseudomorfos de minerales especial de feldespatos como resultado de unalteración hidrotérmica. En suelos y en rocas alteradas a la intemperie lacaolinita es probablemente el nivel arcilloso más común y extendido.

En los suelos se presentan por lo general como placas submicroscópicas quese presentar aisladamente con orientación al azar haciendo que la matriz sea


12/57


12

isotrópica. Puede estar en masas agregadas formando campos o depositadasobre superficies para formas recubiertas de arcilla. La caolinita puede derivarel material original o puede formarse in situ. En muchos terrenos inferiores

fuertemente alterados por la intemperie la caolinita forma masas vermicularesdentro de los espacios de los poros o pseudomorfos después de muchosminerales en especial feldespatos y biotita. Algunos terrenos concrecionariosen zonas tropicales pueden tener caolinita formando ramificaciones sinuosasentre esas concreciones. Sin embargo, las concentraciones mayores y máspuras se presentan en las zonas pálidas.

Figura 7. Caolinita

• Dureza: Se raya con la uña

•

Color: Blanco• Color de Raya: Blanca

• Clivaje: Laminar no específico

• Forma: Individual

• Textura: Fina muy ligera, lisa

• Estructura: Abrasiva

• Brillo: Opaco

•

Luz U.V.: Se observa reflejo lila amarillento• Peso Específico: 2.6 - 2.63

• Composición Química: H4Al2Si2O9 ó 2H2O.Al2O3.2SiO2 Al2O3 39.5% SiO2

46.5%, H2O 14% el contenido de los componentes varia algo.

• Clivación: Perfecta en una dirección similar a las micas.

• Relieve: Bajo.

• Birrefringencia: Débil (pequeña)


13/57

QUÍMICA DE SUELOS

13

• Interferencia de colores: El máximo es el gris y blanco del primer orden.

• Orientación: Lenta longitudinal.

• Productos de alteración: La Caolinita es extremadamente resistente a laalteración a la intemperie, pero se puede descomponer para darsoluciones diluidas de sílice y alúmina con o sin formación de gibbsita.

• Identificación: Su bajo relieve y sus colores de primer orden sonsuficientemente distintivos, pero se puede confundir fácilmente congibbsita y algunos otros minerales, pero ello cuando no hay unaidentificación positiva por la forma del cristal se necesita análisis conrayos x u otras técnicas, por ejemplo, absorción de colorantes.

La Caolinita es un mineral 1:1 que se encuentra formado por placas planascada una de las cuales consiste de una lámina de tetraedro de Silicio confórmula Si2O3, y una lámina de octaedros de Aluminio con fórmula Al2O3(OH)4 las placas están unidas por condensación, con eliminación del agua, de lasiguiente manera:

Si2O3(OH) + Al2(OH)6 ------------ -2H2O -- Si2O3Al2(OH)4 Tetraedros Octaedros Lámina de Siliciode Silicio de alúmina alúmina

Las placas de Silicio-aluminio se encuentran separadas por expansión, ladistancia entre la lámina de Silicio de una placa y la siguiente es de 7.2 Ao

Cuando la estructura está completamente expandida estos espacios estánocupados por moléculas de agua. Cuando la estructura se ve desprovista deagua por desecamiento, las placas se aproximan entre sí, y por lo tanto, elcristal se contrae.

En el caso de la Caolinita la contracción ni la expansión no es grande y sufórmula representativa es:

Al4Si4O10(OH)8

Diagrama de un cristal de Caolinita:

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

H H H H

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-

O=Al+++OH


14/57


14

Características físicas y químicas de la Caolinita:

- Alto grado de estabilidad.

- Poca capacidad de contracción y expansión.

- Poca cohesividad.

- Baja capacidad de retención de agua (espacio poroso capilar

pequeño).

- Baja capacidad de intercambio de cationes (5-15 meq./100 g).

- Baja capacidad de fijación de Potasio.

- Baja capacidad de fijación de Amonio.- Alta capacidad de fijación de fosfato.

- Alta disponibilidad de Calcio y Magnesio.

- Baja disponibilidad de fosfato al suelo.

- Baja capacidad combinatoria con el humus.

- Olor característico a humus.

Figura 8. Estructuras de la Caolinita

La baja capacidad de intercambio de cationes se explica por el hecho de que lacapacidad de cambio está solamente restringida a sus radicales OH- situados


15/57

QUÍMICA DE SUELOS

15

en la superficie de los cristales y a uniones rotas en sus aristas.

La alta capacidad de fijación de fosfato se explica por el cambio con radicales

OH- que en la Caolinita existen en abundancia.

2.1.2.2 GRUPO DE LA MONTMORILLONITA.

MONTMORILLONITA

Composición: (1/2Ca,Na)0.7(Al,Mg,Fe)4((Si,Al)8O20)(OH)4·nH2O

Color y pleocroísmo: Incolora o café, puede ser rosa pálido, o verde, nopleocroica.Forma y Ocurrencia: En rocas es el principal mineral de bentinita formado porla alteración de vidrio volcánico. También es un constituyente de variossedimentos y por lo general se presenta como agregados microcristalinos enforma de fragmentos. En suelos la montmorillonita puede derivar del materialoriginal sedimentario o se pude haber formado in situ de materialesconsolidados o no consolidados. Estos son, normalmente, básicos o pueden seruna fuente de magnesio. La montmorillonita se forma en las zonas áridas ysemiáridas. Usualmente existen partículas submicroscópicas, la cuales puedencoalescer para formar finos campos que son visibles entre polares diagonales;rara vez son agregados grandes visibles al microscopio.

• Clivación: Perfecta en un dirección, de aquí la forma laminar

• Relieve: Bajo a muy bajo.

• Birrefringencia: Fuerte (grande)

• Interferencia de colores: Los cristales delgados dan a menudo colores

superiores al primer orden.

• Extinción: Recta

•

Orientación: Lenta longitudinal• Productos de alteración: En condiciones neutras o alcalinas la

montmorillonita es bastante estable, pero puede cambiar a mica o acaolinita se las condiciones cambian y el uso se hace ácido.

• Identificación: Debido al pequeño tamaño de las partículas laidentificación óptica es difícil; la identificación positiva se haceusualmente por análisis con rayos X, ATD u otras técnicas. Lamontmorillonita trioctaédrica es ópticamente idéntica a la vermiculitatrioctaédrica.


16/57


16

La Montmorillonita es un mineral 2:1, cada placa consiste en dos láminas deSilicio y una de alúmina. Las láminas se unen por condensación con eliminaciónde agua (dos moles). Las placas están separadas por espacios mucho más

anchos que en la Caolinita, 9.6 a 18 Ao o más, por lo tanto la Montmorillonita secontrae mucho más al secarse que las arcillas 1:1.

Figura 9 .Montmorillonita

La Montmorillonita se encuentra normalmente como una arcilla fina, concristales irregulares que tienen un diámetro efectivo de 0.01 a i micra. Lasarcillas del grupo de las esmectitas, nombre con el que también se conoce aeste grupo son más comunes en los vertisoles y están frecuentes en los suelosaluviales en las grandes planicies.

La fórmula condensada representativa de la Montmorillonita es:

Nax(Al2-xMgx)Si4O10(OH)2

El Diagrama de la arcilla 2:1 Montmorillonita es el siguiente:

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-


17/57

QUÍMICA DE SUELOS

17

Características físicas y químicas de la Montmorillonita:

- Bajo grado de estabilidad.

- Alta capacidad de expansión y contratación.

- Muy cohesiva.

- Alta capacidad de retención de agua.

- Apreciable capacidad de fijación de Potasio.

- Apreciable capacidad de fijación de Amonio.

- Baja capacidad de fijación de fósforo.*

- Baja disponibilidad de Calcio y Magnesio.

- Alta disponibilidad de Potasio.

- Alta disponibilidad de fosfato.

- Alta capacidad contraria de humus.

- Sin olor característico.

- Alta capacidad de intercambio de cationes (15-150

- meq./100g de arcilla ó de 60 a 120 meq./100 g)

La alta capacidad de intercambio se explica por el hecho de que en laMontmorillonita, las sustituciones de Aluminio por Magnesio o Fierro, y de siliciopor Aluminio, ocurren en las laminas, liberado enlaces de valencias dentro delcristal así como en las aristas.

2.1.2.3 GRUPO DE LA ILLITA.

La Illita (mica hidratada o ibromica), se asemeja a la mica en que los iones

Potasio forman puentes entre placas en el lugar de los iones OH-, evitando asíla expansión cuando se moja. En la estructura de la mica ha habido sustituciónde Aluminio por Fierro (ferroso) y por Magnesio. La Glauconita es similar alanterior excepto, que ha habido sustitución de Aluminio por Fierro (férrico yferroso) y por Magnesio.

La fórmula condensada representativa de la mica o Illita es:

Al2(Si3Al)O10(OH)2


18/57


18

La Illita se diferencia de la Montmorillonita por su nula susceptibilidad a laexpansión intracristalina (10 Ao). Contiene alrededor de un 50% más de ionespor unidad de superficie, es un mineral no abundante en los suelos.

Figura 10. Illita

Los minerales de la Illita fijan Nitrógeno en forma de Amonio aunque elNitrógeno fijado no es aprovechable por las plantas hasta que el mineral estácompletamente descompuesto por la meteorización.

Diagrama de la arcilla 2:1 Illita:

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

K K K

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-


19/57

QUÍMICA DE SUELOS

19

Figura 11. Representación diagramática de la estructura de la Illita

Kn(Al4.Fe4Mg4Mg6)(Si8 y Aly)O20(OH)4

Características físicas y químicas de la Illita:

- Baja capacidad de contracción.

- Mediana capacidad de retención de agua.

- Mediana capacidad de cambio de cationes de 15-40

- meq./100 g de arcilla.

- Alta capacidad de fijación de Potasio.

- Alta capacidad de fijación de Amonio.

- Baja capacidad de fijación de fosfato.

- Alta capacidad combinatoria con el humus.


20/57


20

2.1.2.4 GRUPO DE LA VERMICULLITA Y LA CLORITA.

Es un tipo mixto que no se dilata, la estructura consiste de capas alternas con

diferente composición. La Vermiculita es un mineral de la arcilla de láminas noexpansible, es común en algunos materiales de partida de suelo. Los cristalesde Vermiculita están formados de capas alternas de micas y de moléculas deagua que se pierden al calentarla a 500 oC. La Vermiculita es similar a la Illita,pero tiene las capas más débilmente unidas por Magnesio hidratado, en vez deiones de Potasio. Su capacidad de intercambio de cationes es alta (100-150meq./100 g. de arcilla) y puede fijar humus.

2.1.2.4.1 VERMICULITA

Composición: (Mg, Ca)0.7 (Mg,Fe3+Al)6.0((Al,Si)8O20)(OH)4·8H2O

Color y pleocroísmo: Café pálido a amarillo, débilmente a moderadamentepleocroica.

Forma y ocurrencia: En rocas la vermiculita es de distribución restringida,presentándose como un producto de descomposición hidrotérmica. Tiene unaforma laminar similar a la biotita. En suelos puede derivar de otro material, perousualmente se forma in situ por descomposición por la intemperie. Por logeneral las partículas individuales son submicroscópicas, pero a menudo songranos grandes que forman parcial o por completo pseudomorfos de biotita,

anfíbolos y piroxenos.

a) Clivación: Perfecta en un dirección

b) Relieve: Bajo

c) Birrefringencia: Moderada a fuerte (mediana a grande)

d) Interferencia de colores: El color máximo es de segundo orden

superior como se ve en recubiertas. En rocas alteradas por la

intemperie tiende a ser desordenada y muestra colores inferiores.

e) Extinción: Rectaf) Orientación: Lenta longitudinal

g) Productos de alteración: La vermiculita es común en muchos suelos

que no están muy alterados por la intemperie. Con el tiempo puede

cambiar a materiales amorfos, mica o caolinita, dependiendo del

ambiente. Por consiguiente, se debe considerar como un producto

intermedio de alteración.


21/57

QUÍMICA DE SUELOS

21

h) Identificación: Debido al pequeño tamaño de las partículas, en la

mayor parte de los casos es difícil la identificación óptica. La

identificación positiva se hace usualmente por rayos X, ATD u otras

técnicas. Las partículas grandes se asemejan a la biotita, pero tienen

pleocroísmo más débil. clivación menos perfecta e interferencia de

colores inferior. La vermiculita trioctaédrica tiene propiedades

idénticas a la montmorillonita trioctaédrica.

Figura 12. Vermicullita

La fórmula condensada representativa de la Vermiculita es:

[Mg(H2O)6]n[(MgFe)3Si4-nAln)O10(OH)2]


22/57


22

Representación diagramática de la estructura de la Vermiculita

2.1.2.4.2 CLORITA

La Clorita se le considera un mineral tetramórfico (con cuatro capas, 2tetraédricas y 2 octaédricas) porque posee una capa octaédrica adicional,presenta un eje C de 14 Ao. Entre la Vermiculita que es un mineral trimórfico yla Clorita existen formas intermedias en los que la cuarta capa es más o menos

completa. La unión entre la estructura trimórfica y la cuarta capa, eselectrostática; ello se debe a las cargas negativas que poseen los mineralestrimórficos.

Color y pleocroismo: Verde, verde oscuro, amarillo verdoso con pleocroismodébil a moderado.

Forma y ocurrencia: En formas la clorita se presenta como granos laminaressemejantes a las micas. Está ampliamente distribuida en rocas metamórfias debajo grado, sedimentarias de grano fino; también se presenta en algunas rocas


23/57

QUÍMICA DE SUELOS

23

ígneas como producto de la alteración hidrotérmica de los mineralesferromagnesianos. En suelos la clorita se presenta como granos laminaressencillos o como pequeños agregados. Puede derivar del material original o se

puede formar in situ en algunos sedimentos. Cuando se forma in situ, la cloritapuede pseudoformar otros minerales como es la biotita. Pero, la mayorcantidad de clorita autigénica es submicroscópica y se presenta comúnmenteinterestratificada con vermiculita. Por consiguiente, la identificación se tiene quehacer con rayos X o con técnicas de ATD.

Clorita

a) Clivación: Perfecta en una direcciónb) Relieve: Bajo

c) Birrefrigencia: Débil (pequeña)

d) Interferencia de colores: El máximo color es gris a blanco del primer

orden, con frecuencia azul ultra, café o púrpura.

e) Orientación: Rápida longitudinal

f) Extinción: 0-100 casi recta en la mayor parte de los cortes

g) Productos de alteración: La clorita se altera fácilmente a vermiculita ya montmorillonita.

h) Identificación: Los granos grandes son identificados con gran facilidad

por su color verde, su bajo relieve y los colores de primer orden, pero

la distinción entre clorita y la biotita ligeramente alterada por efecto de

la intemperie algunas veces se dificulta.

La fórmula condensada representativa de Clorita es:


24/57


24

Composición: (Mg,Al,Fe)12 ((Si,Al)8O20)(OH)16

La Clorita se presenta con más frecuencia en rocas sedimentarias y en suelosproductivos derivados de estos materiales. Su composición elemental es muyvariable, pudiendo en algunos casos presentar elementos tóxicos tales comoCromo y Níquel. Los suelos derivados de la serpentina contienen Clorita yfrecuentemente son poco fértiles debido a su alto contenido de Mg+2 y bajaconcentración de Ca+2.

Una capa de Clorita tiene dos tetraedros de Silicio, un octaedro de Aluminio yun octaedro de Magnesio. Posee una CICT de 10 a 40 meq./100 g. de arcilla.

Se presenta más en rocas sedimentarias y en los suelos derivados de estosmateriales.

Debido a las características antes mencionadas se considera al grupo de laClorita como independiente de la Vermiculita pero muchos autores parasimplificar, la consideran dentro del grupo de la Vermiculita.

La Clorita es común en muchos suelos. Se le denomina como arcilla del tipo

Dentro de las características físicas y químicas de las arcillas del grupo de de la

Vermiculita y la Clorita están:

- Baja capacidad de contracción y expansión.

- Mediana capacidad de retención de agua.

- Mediana capacidad de fijación de fosfato.

- Baja capacidad de fijación de humus.

La Vermiculita posee una CICT de entre 120 y 150 meq./100g. de arcilla ydepende muy poco del pH. Cuando se satura con K+ o NH4+ es un mineraltotalmente inexpandible. Es el producto de intemperismo de los suelos bienhidratados por hidratación térmica de las micas. Su CICT es poco dependientedel pH y presenta un eje C de 10 a 15 Ao.


25/57

QUÍMICA DE SUELOS

25

[AlMg 2 (OH)6 ] x . [Mg(Si 4-x Al x )O 10 (OH)2 ]


26/57


26

La representación de la Clorita es la siguiente:

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

Capa Octaédrica

Capa Tetraédrica

2.1.3 ARCILLAS SILICATADAS AMORFAS.

Las arcillas amorfas son las que no presenten ningún grado de ordenamientoen una estructura cristalina definida; y que por análisis con rayos "y" (gamma),no presentan planos de difracción.

Los principales miembros que caracterizan a las arcillas silicatadas amorfasson:

Alófano Al2O3.2SiO2.4H2O

Hissingerita Fe2O3.2SiO2.4H2O

Imogolita Al2O3.2SiO2.2,5H2O

Las arcillas amorfas son mezclas de Silicio y Aluminio que no han formadocristales bien orientados. Aún mezclas de otros óxidos meteorizados como elóxido de Fierro, pueden ser parte de la mezcla. Este tipo de material no hatenido las condiciones o el tiempo necesario para una buena formación delcristal. Las arcillas amorfas se encuentran en suelos formados por cenizasvolcánicas; no están bien caracterizadas pero se presentan en varias

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-

O=Al+++OH

O=Si++++O-


27/57

QUÍMICA DE SUELOS

27

cantidades y en muchos suelos. Sus propiedades son muy extrañas, como la detener alta capacidad de intercambio catiónico. Como todas sus cargas son deiones de hidróxidos (OH-), pueden ganar un ion positivo o perder el H+ atrapado,

estas arcillas tienen una carga variable que depende de cuanto H+ hay en lasolución (acidez del suelo).

Alófano es el término con el cual se designan a las unidades de alúmino-silicatos amorfos de una gran variación en composición, pero que contienesiempre Al2O3, SiO2 y H2O así como cantidades variables de otrosconstituyentes entre ellos Fe2O3. Las arcillas amorfas ocasionalmente poseengrandes cantidades de P2O5, sin embargo la mayoría de los suelos alofánicosson deficientes en este compuesto. El alófano ocurre como el producto deintemperismo de cenizas volcánicas y en suelos superficiales estáíntimamente asociado con la fracción húmica. El alófano proporciona una

estructura estable lo cual da lugar a una gran permeabilidad, lixiviación excesivay consecuentemente baja fertilidad. Presenta una gran afinidad para fijar elfósforo en forma no asimilable por las plantas.

En el alófano los tetraedros de Silicio y lo octaedros de alúmina estándistribuidos al azar y ocasionalmente asociados con otras unidades de Silicio yalúmina que posteriormente con el tiempo se ubican en un arreglo ordenado,produciendo un mineral cristalino del tipo de la Montmorillonita. El alófano juegaun papel directo en la capacidad tampón del suelo.


28/57


28

2.1.4 SESQUIOXIDOS DE FIERRO Y ALUMINIO.

En climas cálidos y húmedos, bajo condiciones de mucho lavando por la lluvia yla meteorización intensiva de minerales, la mayor parte de la sílice y delaluminio se lavan. Los materiales que quedan tienen baja solubilidad, son lossesquióxidos también de nominados arcillas sesquióxidos; son mezclas dehidróxidos de fierro. En latín "sesqui" significa " una y media veces". Lossesquióxidos de fierro y aluminio se pueden escribir: A12O3:xH2O YFe2O3:xH2O, una y media veces más oxígeno que aluminio y fierro. Estoscompuestos pueden ser amorfos o cristalinos.

Pequeñas cantidades de estas arcillas se encuentran en muchos suelos,inclusive en suelos poco meteorizados; son predominantes en suelos bien

drenados de las áreas tropicales donde una intensa meteorización se hapresentado por años. El óxido de fierro hidratado comúnmente colorea lossuelos con sombras rojizas y amarillas.

Estas arcillas no se expenden, no son pegajosas ni se comportan como lasarcillas silíceas. Suelos con un 30 a 40% de sesquióxidos pueden adsorber elagua como lo hacen las arenas finas. Los sesquióxidos recubren a laspartículas grandes y forman agregados estables.

La mezcla de sesquióxidos y Caolinitas es poco pegajosa. El alto porcentaje dehidróxido de fierro y aluminio originan una enorme superficie para la adsorción

de fósforo, formando fosfatos insolubles, que crean alta capacidad de fijación defósforo.

La intemperización de las cenizas volcánicas puede conducir a la formación dediversos minerales secundarios, pero por reglas generales, en los suelos

jóvenes predominan los minerales amorfos; el alófano y la Haloisita(Metahaloisita) en los suelos maduros. Las condiciones de intemperización enambientes húmedos determinan que las cenizas volcánicas, bajo condicionesadecuadas de drenaje, se desarrollen con el tiempo, casi invariablemente, unaserie mineralógica que comienza con el alófano y concluye con la Caolinita.

3. ORIGEN DE LAS CARGAS DE LOS COLOIDES DEL SUELO.

La existencia de iones intercambiables en el suelo, se demuestra claramentepor el hecho de que varios iones se pueden lavar del suelo con solucionessalinas, pero no con agua pura. Se retarda la movilización de los iones en elsuelo, por efecto de los lavados, gracias a las cargas existentes en los coloidesdel suelo.

El suelo se comporta como un intercambiador de iones cuando se lleva a cabo


29/57

QUÍMICA DE SUELOS

29

en él el fenómeno de intercambio. Un intercambiador es un sólido selectivo, quepuede tener afinidades más o menos diferentes para diversos iones.

En general se dividen en tres grupos de intercambiadores:

1) De cationes o catiónicos.2) De aniones o aniónicos.3) Anfóteros que pueden intercambiar aniones y cationes

El suelo posee partículas coloidales que actúan como intercambiadores de lostres tipos debido a que presentan cargas positivas, negativas

3.1 ORIGEN DE LAS CARGAS NEGATIVAS.

Las cargas negativas son de dos tipos: permanentes y dependientes del pH.

a) Las cargas permanentes. Se encuentran en las arcillas silicatadasy resultan de la sustitución isomórfica dentro de la estructura de laarcilla y su cantidad es mayor en las arcillas de tipo 2:1.

b) Las cargas dependientes del pH. Las poseen los sesquióxidos deFierro y Aluminio y están directamente relacionados con la variacióndel pH del suelo. Con valores bajos de pH, la carga y por tanto lacapacidad de intercambio catiónico es baja, pero aumenta al elevarse

el pH.


30/57


30

Cargas permanentes

3.1.1 SUSTITUCION ISOMORFICA.

La sustitución isomórfica es la sustitución de un ion por otro de similar tamaño(o similar número de coordinación) en un mineral, sin cambio en la estructura deéste. Es la responsable de la carga eléctrica permanente de los suelos.

La sustitución isomórfica es un fenómeno que tiene lugar durante la formacióndel mineral y por lo tanto es una propiedad que no cambia, sólo hasta que laestructura del mineral se modifica por procesos de intemperismo.

En la estructura de los silicatos laminares, los cationes se substituyen por

cationes coordinantes en las láminas tanto tetra como octaédricas. El ion quesubstituye puede tener una carga mayor, igual o menor que la del ion que va asubstituir. Si el catión sustituyente tiene menor carga positiva que el catión quenormalmente ocuparía ese sitio, el mineral tendrá más cargas negativas.

Si un catión de menor valencia substituye a otro catión de valencia mayor, comoel Mg+2 por Al+3 o Al+3 por Si+4 las cargas negativas de O-2 y OH- que forman laestructura cristalina, quedan desbalanceadas, dando lugar a una carga negativaneta sobre el mineral.

Lamina octaédrica:


31/57

QUÍMICA DE SUELOS

31

Sin substitución Con substituciónde Al+3 por Mg+2

Se produce unacarga negativa

Lamina tetraédrica:

Sin substitución Con substituciónde Si+4 por Al+3

Se produce unacarga negativa

Por ejemplo, durante la formación de la Montmorillonita algunos de los átomosde Al+3 del estrato octaédrico son remplazados por el Mg+2. Esto puede ocurrirporque los dos átomos son similares en tamaño y cuando se reemplazan 1/6 delos átomos de Al+3 no causan una distorsión excesiva en la red cristalina lo queocasionaría su ruptura. Así esta arcilla, podrá efectuar una de sus funcionesmás importantes que es retener centenares de kilogramos de cationes nutritivos

en el suelo.

Los minerales 1:1 no muestran sustitución isomórfica lo que ocasiona que sucapacidad de intercambio sea baja. Los minerales arcillosos 2:1 y 2:2 presentanmayor sustitución isomórfica lo que les confiere una CICT mayor.

3.1.2 IONES DE OXIGENO EN LOS BORDES DE ARCILLA.

En teoría, se acepta que en los silicatos laminares tienen dimensiones infinitasen el plano horizontal. En realidad, en las terminaciones del cristal y en las

aristas del mismo, existen iones oxígeno con una carga insatisfecha. ElHidrógeno tiene una fuerte tendencia a unirse en forma covalente con eloxígeno de las aristas y formar un hidróxilo.

O=Al+++OHO=Mg++OH -

O=Si++++OH

O=Al+++O -


32/57


32

Cuando aumenta el pH, los iones OH- que están en solución, compiten con eloxígeno de las aristas por este hidrógeno; si el pH es suficiente alto, elHidrógeno será "arrancado" por la fuerza del oxigeno de la arista quedando

expuesto un sitio con carga negativa, tal como se indica en la ecuaciónsiguiente:

O -H+ + OH- -----> O- + H2O

Los sitios con carga negativa expuesta de esa forma también atraen y retienencationes en forma intercambiable.

La disociación del Hidrógeno de las aristas terminales de las arcillas silicatadases una verdadera disociación de un ácido débil, de modo que la cantidad decarga en la arista varía con el pH, siendo mayor a valores altos de pH.

Un tipo similar de carga se encuentra en el mineral alófano debido a que sunaturaleza amorfa le confiere una gran capacidad de intercambio catiónico, si el

valor de pH es alto.

Para suelos en general, la generación de cargas negativas por este medio varíano sólo con la naturaleza de los coloides del suelo, sino también con el pH, porlo tanto con el encalado o el enyesado se varía el grado de ionización.


33/57

QUÍMICA DE SUELOS

33

3.1.3 HIDROGENO IONIZADO PROVENIENTE DE LOS SESQUIOXIDOS DEFIERRO Y ALUMINIO.

Los sesquióxidos como intercambiadores en procesos de intercambio catiónicoes reducido, pues al cristalizarse en el suelo presentan una pérdida en suactividad, debido a su carácter anfótero sólo a valores altos de pH presentancargas negativas.

En su punto isoeléctrico los sesquióxidos no tienen ninguna carga. Por encimade su punto isoeléctrico presentan cargas electronegativas de intercambiocatiónico y debajo del mismo presentan cargas electropositivas de intercambiocatiónico.

En condiciones alcalinas (por arriba de su punto isoeléctrico) los grupos -FeOH

de los óxidos se neutralizan con el desprendimiento de agua y las cargasnegativas así formadas dan lugar a la adsorción de cationes. Bajo condicionesde acidez (por abajo de su punto isoeléctrico) se acumulan iones H+ y aparecencargas positivas que dan lugar a la adsorción de aniones.

3.1.4 HIDROGENO IONIZADO DE MATERIALES ORGÁNICOS.

El carácter anfótero de los grupos funcionales de la materia orgánica del suelodependerá del grado de acidez o alcalinidad (pH) presentes, gracias a esto esposible la adsorción de aniones y/o cationes.


34/57


34

La capacidad de intercambio catiónico de la materia orgánica se debeprincipalmente a los grupos funcionales carboxílicos (-COOH), los fenólicos(benceno-OH), alcohólicos (-CH2-OH) y metoxílicos (-OCH3) que se encuentra

en la periferia de las moléculas de ácidos húmicos. La intensidad de lacapacidad de intercambio catiónico para estos grupos depende por lo tanto, delgrado de acidez del suelo.

3.2 ORIGEN DE LAS CARGAS POSITIVAS.

a) Las cargas positivas se pueden originar por la adición de protones aun grupo de tipo (Al, Fe)-OH de la superficie. La carga positiva seneutraliza por la adsorción de aniones, lo que se puede presentar por lareacción:

(Al,Fe)-OH + H-Anión ______ [Al,Fe)OH2]+ + Anión-

o bien:Alx(OH)3x + H3O+ ________ [Alx(OH)3x-1. H2O]+ + H2O

b) Con los grupos aminos de las proteínas en sistemas ácidos tambiénse pueden desarrollar cargas efectivas de intercambio aniónico:

R-NH2 + H3O+ ________ R-NH3+ + H2O

RNH + H3O+ ______ R2NH2+ + H2O

R

Los aniones retenidos en esta forma son intercambiables. Para la existencia deestas cargas, el pH del suelo debe ser fuertemente ácido en caso de mineralescristalino. En suelos con alto contenido de minerales con carga variable, comoel alófano o los sesquióxidos, la adsorción se vuelve importante, aun en valoresmenos ácidos.

c) En las arcillas silicatadas se generan cargas positivas por:

- Enlaces rotos en los bordes de los minerales arcillosos.

- Reemplazo de grupos OH- por iones F- Cl-

Existe menor sustitución en las arcillas Montmorilloníticas que en lascaoliníticas.


35/57

QUÍMICA DE SUELOS

35

d) A pH bajos se produce la protonización de algunos coloides del suelo:

R-OH + OH2SO4 ------- R-OH2+ + SO4-2

R-NH2 + HCl ---------- R-NH3+ + Cl-

4. CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO.

4.1 IMPORTANCIA DEL INTERCAMBIO IÓNICO.

Mientras se efectúan procesos físicos, químicos y biológicos en el suelo seponen en libertad en él, muchas sustancias nutritivas que son necesarias parael crecimiento y desarrollo de las plantas, tales como: nitratos, amonio, fósforo,potasio, calcio, etc. (en forma soluble y asimilable). Si los elementos nutritivosque se producen no son retenidos o absorbidos por las partículas coloidales delsuelo, éstos se lavarán por medio de las aguas de lluvia o riego y se perderánpor lixiviación, lo que ocasionará un decremento en las características químicasde fertilidad del suelo.

Se entiende por adsorción el fenómeno por el cual una substancia se une a unasuperficie, al ser atraída por fuerzas que pueden ser: electrostáticas, de Van derWaalls o químicas, por un período más o menos largo, este fenómeno es el quepermite que se lleve a cabo uno de los procesos mas importantes el"intercambio iónico del suelo (CICT)". Aunque no falta quien lo considere comoun aspecto secundario en comparación con el fenómeno de la fotosíntesis,dichas reacciones son extremadamente importantes para el desarrollo de lasplantas, especialmente en regiones húmedas en donde los elementos nutritivospueden perderse por lavado.

4.2 IMPORTANCIA DEL INTERCAMBIO IÓNICO DEL SUELO.

Los principales procesos del suelo relacionados con el intercambio iónico sonlos siguientes:

a) Absorción de nutrimentos por las plantas y depósito de ionesnutritivos. Gracias a la capacidad de intercambio iónico, las raíces delas plantas toman del suelo nutrimentos minerales que las plantasnecesitan. Se considera que una gran capacidad de intercambioiónico en los suelos es una característica importante ya que implica laposibilidad de tener un depósito de iones nutritivos, que pueden sercedidos a la solución salina del suelo, a medida que son consumidosde ésta por las plantas.

b) Retención de iones solubles en agua. Si no existiera el fenómeno de


36/57


36

intercambio iónico las pérdidas de nutrimentos serían inmensas, yaque los iones solubles de los fertilizantes como carecen de cohesiónsuficiente se lavarían del suelo fácilmente, produciéndose pérdidas

por lixiviación. Esto ocasionaría que el empleo de fertilizantessolubles en agua fuera de importancia dudosa por el alto costo queesto representaría.

c) Neutralización de toxinas. Las raíces de las plantas excretan toxinas,que son dañinas para cualquier raíz, aún para la que las excretó. Lainfluencia de la capacidad de intercambio iónico sobre laneutralización de las toxinas de Prickering, es muy importante debidoa que un suelo con gran capacidad de intercambio puede adsorber ydestruir por oxidación una mayor cantidad de estas toxinas.

d) Formación de estructura. El predominio de cationes como el Calcio enel complejo de intercambio produce condiciones físicas deseables porla formación de estructura.

e) Clasificación del suelo. La capacidad de intercambio de cationes delos diversos horizontes del perfil de un suelo se usa como criteriopara la diferenciación de horizontes de diagnóstico en la clasificacióndel suelo.

f) Influencia en el pH de la solución del suelo. Las clases de cationespresentes en el complejo de intercambio también afectan el pH de la

solución del suelo, por ejemplo, una arcilla sódica es generalmentealcalina y una arcilla hidrogenada es ácida.

4.3 DEFINICIÓN DE CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO.

Existen numerosas definiciones de intercambio iónico total de un suelo, algunasde ellas son las siguientes:

a) Se conoce con el nombre de intercambio iónico al proceso reversiblepor medio del cual los cationes y aniones son intercambiados entrefases sólidas próximas unas a otras manteniendo un equilibrioquímico.

b) La capacidad de intercambio iónico es la cantidad de iones quepueden ocupar los sitios de intercambio totales, de los suelos, ya seapor la adición de nuevos iones o simplemente por cambios en laconcentración de la solución y que se expresan en miliequivalentespor cada cien gramos de suelo.


37/57

QUÍMICA DE SUELOS

37

El intercambio iónico incluye al intercambio catiónico y al aniónico, pero

la capacidad de cambio que se considera más importante, es la de cationes.

4.4 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO DE LOS SUELOS.

a) La capacidad mineral de intercambio en los suelos se debe casiexclusivamente a las arcillas, pero no se limita a la fracción inferior a0.002 mm. ya que el limo fino tiene a veces capacidad considerablede intercambio.

b) Las arcillas amorfas de los suelos volcánicos tienen capacidad deintercambio muy elevada.

c) Las arcillas illíticas (2:1) de los suelos de climas templados y secos,tienen baja capacidad de intercambio, aunque es menor la de lossuelos con arcillas del tipo de la caolinita (1:1), como los ultisoles ylos oxisoles de las zonas tropicales.

d) En la parte superficial del suelo la capacidad de intercambio esprincipalmente mineral-orgánica y debido a que la materia orgánicadisminuye con la profundidad del suelo en los horizontes inferiores esprincipalmente mineral.

e) En los horizontes orgánicos (no existentes en todos los suelos), lacapacidad de intercambio orgánica es casi siempre más importanteque la mineral.

4.5 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO CATIONICO TOTAL (CICT).

a) La capacidad de intercambio catiónico también se denomina:"Capacidad total de intercambio", "Capacidad de intercambio debases" o "Capacidad de cambio" y se define como:

a) Los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas delsuelo adsorben cationes de la fase acuosa, y desadsorben al mismotiempo cantidades equivalentes dentro de los coloides y establecenun equilibrio entre ambas fases. Estos fenómenos se deben a laspropiedades específicas del complejo coloidal del suelo que tienencargas electrostáticas y una gran superficie.

b) La cantidad de cationes intercambiables por unidad de peso del suelo(base seca), medida en unidades químicas: miliequivalentes por 100gramos de suelo (meq./100 g. de suelo).


38/57


38

c) La cantidad de especies catiónicas unidas a la superficie de laspartículas coloidales, a un pH 7.0 (C7). Esta capacidad varía

ligeramente con la afinidad de adsorción del ion y aumenta con elcontenido de los materiales arcillosos y orgánicos. El valor "C7" desuelos minerales pueden variar, de acuerdo a su contenido arcilloso,desde unos cuantos hasta 50 ó 60 miliequivalentes por 100 gramosde suelo.

d) La expresión del número de los sitios de adsorción de cationes porunidad de peso del suelo secado al horno, a 110 oC Por 24 horas.

e) La cantidad de cationes cambiables que un suelo es capaz deadsorber y que pueden ser cuantitativamente remplazados por otros,

sin destruir los coloides del suelo.

4.5.1 CARACTERÍSTICAS DEL FENÓMENO DE INTERCAMBIO CATIONICO.

Las reacciones de intercambio de cationes presentan las siguientescaracterísticas:

a) Equivalencia. Un miliequivalente de un catión se intercambiará con unmiliequivalente de otro catión, por lo que el Sodio 0.023 g seintercambiará con el Potasio 0.039 g, el calcio 0.020 g con Magnesio0.012 g, bario 0.068 g con 0,023 g de Sodio etc.

b) Reversibilidad. La relación de concentración de catión retenidos enlos sitios de intercambio, pueden ser modificadas cuando cambia a laconcentración de los iones en la solución, conforme al principio deacción de masas. Sin embargo, si se cambia el pH del sistema, lareacción no será estrictamente reversible. Del mismo modo, si ocurrela fijación de iones como Potasio y/o amonio o si se formancompuestos insolubles, tampoco sería reversible la reacción.

c) Velocidad de Reacción. La velocidad de las reacciones deintercambio es casi instantánea, al menos en sitios más accesibles de

cambio. Numerosos investigadores han demostrado que elintercambio iónico en los suelos es en general muy rápidonecesitándose solamente unos cuantos minutos para alcanzar elequilibrio.

Por regla general, la velocidad de reacción del intercambio, no está muyafectada por la temperatura, sin embargo, cuando ésta es de por sí lenta,sí se logra aumentar la velocidad con un incremento de temperatura,debido probablemente a su efecto en la difusión iónica.


39/57

QUÍMICA DE SUELOS

39

4.5.2 FACTORES QUE INFLUYEN EN EL INTERCAMBIO CATIÓNICO.

Los factores que rigen el orden en el que se llevará a cabo el intercambio decationes en los sitios de intercambio, son los siguientes:

a) Concentraciones relativas de la solución. De ellas depende el gradode sustitución de un catión por otro. Mientras mayor sea laconcentración de un cierto catión en la solución intercambiadora enrelación con el catión que está intercambiado en el suelo, mayor serála cantidad de catión que se reemplazará.

b) Histérisis. Algunas veces ha sido difícil alcanzar un equilibrioverdadero en el proceso de intercambio iónico, debido al fenómeno

de histéresis, este fenómeno consiste en comportamiento diferenteque presenta la superficie de intercambio según haya sido el tipo deion que originalmente la saturaba.

a) La histéresis es más frecuente en iones heterovalentes, que en ionesmonovalentes. Es así como se ha encontrado una fuerte histéresis enel sistema: Ca+2, NH4+, mientras que no se ha podido encontrar enlos sistemas: Ca+2, Ba+2 y Cu+2.

b) Densidad de energía de superficie. La capacidad de intercambiocatiónico depende también de la superficie total o externa como

superficie total limitante de las partículas, y la superficie interna quepresentan los minerales arcillosos expansibles entre paqueteslaminares. La superficie externa aumenta mucho con la disminucióndel tamaño de las partículas, o sea, de las arenas de las arcillas.Entre las arcillas, la Vermiculita y la Montmorillonita presentan mayorsuperficie, ésta llega a 600 y 800 m2 por gramo, entre un 80 a 95%corresponde a la superficie interna. La illita presenta superficie entre50 y 100 m2 por gramo.

c) La valencia de los cationes. En general, es el factor más importantepara determinar la proporción relativa de adsorción o desadsorción de

un ion dado. Los iones bivalentes se retienen con más fuerza que losiones monovalentes, los iones trivalentes se retienen aún másfuertemente y los cuadrivalentes, prácticamente no pueden serreemplazados por una cantidad equivalente.

d) Peso atómico. Todos los cationes no son adsorbidos con igualtenacidad en una arcilla saturada con un catión dado; se hademostrado que la fuerza de sustitución de los cationes alcalinosmetálicos aumentan con el peso atómico. El ion Potasio por ejemplo,es un sustituto mucho más poderoso que el ion de Sodio y es


40/57


40

adsorbido con más rapidez por la arcilla. Además, los cationesbivalentes son más eficaces que los monovalentes.

e) Tamaño y grado de hidratación. La afinidad de los cationes Ca+2,Mg+2, K+, Na+, NH4+, Al+3, Fe+2 e H+ por el poder adsorbente dependeprincipalmente de su carga y de sus radios hidratados y sin hidratar.Por ejemplo los iones Li+, Na+, K+ y Rd+, están enlistados en ordenascendente de tamaño y se esperaría que su eficiencia dereemplazamiento fuera en ese mismo orden, sin embargo, durante lahidratación, el ion Li+ se asocia con tantas moléculas de agua que suvelocidad se reduce mucho. Debido a ese gran radio hidratado, el Li+ por lo tanto no puede llegar tan cerca de las micelas como los otrosiones.

4.5.3 ORDEN DE SELECTIVIDAD DE INTERCAMBIO EN DIVERSOSINTERCAMBIADORES DEL SUELO.

Es difícil de determinar el orden descendente de adsorción catiónica llamadaserie liotrófica para cada uno de los distintos intercambiadores en general yaque depende las características del intercambiador, de las característicasgenerales del catión a intercambiar y del que será intercambiado.

Los diferentes tipos de coloides del suelo difieren en la intensidad con que seunen a los diversos cationes, esto afecta la facilidad del intercambio catiónico.

Se han encontrado las siguientes secuencias de selectividad:

Illita Al+3 > K+ > Ca+2 > Mg+2 > Na+

Caolinita Ca+2 > Mg+2 > K+ > Al+3 > Na+

Montmorillonita Ca+2> Mg+2 > H+ > K+ > Na+

Materia orgánica Mn+2> Ba+2> Ca+2> Mg+2> NH4+> K+> Na+

Esta selectividad se debe a características de los diferentes componentes del

complejo de intercambio catiónico: superficie externa e interna; expansibilidadde los paquetes elementales de las arcillas y aumento de espacio interlaminar(Montmorillonita y Vermiculitas); dimensiones específicas del espaciointerlaminar y fijación de NH4+ y K+ (Illita), distribución geométrica de las cargas(densidad); presencia de diferentes cantidades de radicales externos en lamateria orgánica.

En los suelos no salinos o suelos normales (cuyo pH fluctúa de 4.5 a 8.5), losiones calcio, Magnesio, Potasio y Sodio son relativamente solubles en lasolución del suelo y una vez que la intemperización los libera de los minerales,


41/57

QUÍMICA DE SUELOS

41

pueden competir libremente por los sitios de intercambio catiónico. Por lo tanto,no es de extrañar que en los sitios de intercambio la cantidad relativa decationes sea como sigue:

Ca+2> Mg+2> K+> Na+

Las diferencias de material madre, el grado de intemperización o la afluencia delas sales solubles por filtraciones, pueden cambiar el orden; pero esta situaciónprevalece en la mayoría de los suelos de regiones húmedas. El Aluminio poseeuna fuerza de intercambio alta, pero muy baja solubilidad a un pH mayor que5.5. Lo mismo puede decirse del Magnesio; aún cuando en condiciones dereducción es posible encontrar Magnesio intercambiable a valores de pH másaltos.

En suelos muy ácidos suelen predominar el Al+3 y algunas veces el Mn+2, sobretodo cuando la acidez es muy alta, o bien cuando predomina un estado dereducción. Estos dos elementos resultan tóxicos para las plantas si seencuentran en concentraciones elevadas.

4.6 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO ANIONICO TOTAL (CIAT).

La capacidad de retención aniónica y molecular de la mayoría de los suelosagrícolas es mucho menor que la capacidad de retención catiónica. Sinembargo, en la agricultura moderna son importantes un buen número de

especies aniónicas y no aniónicas, así como el conocimiento de sus relacionesen el sistema suelo-agua. Los aniones más comunes son Cl -, HCO3-, CO32-,NO3-, SO42-, H2PO4-, OH-, y F-.

Además, algunos micronutrimentos existen como aniones (tales como H2BO3- yMoO42-) así como algunos metales pesados (Cr 2O72-). Lo mismo también escierto para algunos pesticidas, tales como los ácidos fenoxiacéticos nodisociados, 2,4,5-T y 2,4 - D. Las especies molecuales de mayor interésincluyen al NH3, ácidos débiles no disociados tales como el H3BO3 y H4SiO4 ylas formas no disociadas de un buen número de pesticidas. Es por esto que enaños recientes se han intensificado considerablmente los trabajos de

investigación sobre la retención aniónica y molecular en los suelos.

Un buen número de aniones, y todas las especies moleculares son retenidas enlos suelos por mecanismos más complejos que la simple atracciónelectrostática involucrada en las reacciones de adsorción catiónica.

Los aniones pueden ser retenidos en el suelo a través de un buen número dereacciones. Algunas son puramente electrostáticas y se les conoce como noespecíficas. Sin embargo existen una variedad de reacciones no electrostáticasy a las cuales se les conoce en conjunto, como reacciones de adsorción


42/57


42

específicas ó quimiadsorción.

4.6.1 REACCIONES ANIÓNICAS NO ESPECÍFICAS.

Al acercarse un anión a la superficie eléctricamente cargada de un coloide estásujeta:

• A la atracción a los sitios sobre la superficie, cargados positivamente.

• O pueden ser repelidos por las cargas negativas. Los silicatos laminares en lafracción arcillosa de los suelos están por regla general cargadosnegativamente, en tal forma que los aniones tienden a ser repelidos de lassuperficies minerales.

Los suelos,contienen una variedad de sólidos, incluyendo a las arcillassilictadas laminares, que son capaces de desarrollar ambas cargas, positivas ynegativas (en muchos casos simultáneamente, aunque localizadas en sitiosdiferentes). Por lo tanto un anión al acercarse a los sólidos del suelo puede sersimultáneamente repelido por las superficies negativamente cargadas o atraídoa los sitios positivamente cargados en los lados o esquinas de las arcillas,óxidos hidratados y Alófano

4.6.2 ORDEN DE SELECTIVIDAD EN EL INTERCAMBIO ANIÓNICO.

El orden de selectividad de los aniones en las partículas coloidales cargadaspositivamente puede ser la siguiente y dependerá de la naturaleza del materialcoloidal:

CI- < NO3- < SO4-2 < PO4-3 < MoO4-2

NO3- = Cl- < SO4-2 < MoO4-2 < HPO4-2 < H2PO4- < F-

Cl- = NO3-


43/57

QUÍMICA DE SUELOS

43

5. pH DEL SUELO.

5.1. INTRODUCCIÓN.La reacción de la solución del suelo depende de la correlación de los iones (H+)e hidroxilo (OH-). La concentración de iones H+ en la solución se permiteexpresarla con el símbolo pH, el cual es el logaritmo negativo de laconcentración de iones H+. Al pH también se le define como el grado o nivel deacidez, neutralidad o basicidad y se representa por:

pH = log10 [ H+]

El pH del suelo ejerce gran influencia en el desarrollo de las plantas y losmicroorganismos del mismo, así como en la velocidad y la tendencia de losprocesos químicos y bioquímicos que en él transcurren.

El pH del suelo está muy relacionado con las cantidades negativas de cationesácidos (H+ y Al+3) y bases en los sitios de intercambio. El pH sube cuando lasconcentraciones de base aumentan, y bajan cuando se incrementa las deácidos.

En el suelo es necesario distinguir dos formas de pH: pHactual y pHpotencial o total.La primera expresa la concentración en iones H+, que se encontrabandisociados en la solución del suelo en el momento en el que se tomó la muestrapara hacer la determinación; la segunda corresponde a la suma de los iones H+ que se tienen disociados más los iones H+ de cambio que no está disociadospero que se disociarán con el tiempo a medida que se produzcan cambios en elequilibrio iónico del suelo, es por esto que se considera al pH potencial comoel valor mínimo que puede alcanzar un suelo en condiciones normales.

El pH actual se expresa por el pH, o cologaritmo de la concentración de ionesH+, en estado libre en las soluciones del suelo. El pH varía de 0-14,correspondiendo la neutralización a 7; los suelos medianamente ácidospresentan un pH de 5-6; los suelos muy ácidos tienen un pH menor de 5; por elcontrario los suelos calizos, suelos con álcalis tienen un pH superior a 7 ypresentan reacción básica.

La cantidad total exacta de H+ (acidez total o potencial) sólo puede ser medidopor volumetría y equivale a la cantidad de cationes metálicos necesarios parasaturar el complejo adsorbente, es decir para reemplazar la totalidad de losiones H+ (Al+3) de cambio. Este pH total no tiene relaciones inmediatas con elpH real: si se comparan dos suelos con un pH potencial de 5, uno arenoso y elotro rico en arcilla y en materia orgánica será necesario aproximadamente 20veces más de cal para neutralizar el segundo que para el primero.

El pH del suelo depende de diversos factores incluyendo además de los 5 que


44/57


44

intervienen en la formación de suelo:

a) Estación del año.

b) Practicas de manejo y cultivo (los fertilizantes pueden cambiar lareacción de la solución de suelo, acidificarla o alcalinizarla.

c) Horizonte muestreado.d) Contenido hídrico en el momento del muestreo.e) Técnica utilizada para determinar el pH.f) Cantidad y tipo de vegetación.

La vegetación tiene influencia completa sobre el pH del suelo ya que produceM.O. y, además porque influye en el proceso de lavado. La adición al sueloM.O. degradable de lugar a la formación de ácidos orgánicos que aumentan lacapacidad de intercambio de cationes pero que disminuyen el porcentaje de

saturación de bases y, por lo tanto el pH.

5.2. IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DEL pH DEL SUELO.

Muchos procesos físico-químicos dependen de la reacción del suelo (pH), comopor ejemplo:

a) La asimilación de substancias nutritivas por las plantas (tabla 1).b) La actividad de los microorganismos del suelo.c) La mineralización de las substancias orgánicas.

d) El intemperismo de los minerales del suelo.e) La disolución de compuestos difícilmente solubles.f) La coagulación y peptización de los coloidesg) Otros.

Los cambios en el valor de pH se deben frecuentemente al lavado del suelo.Cuando el carbonato de Calcio u otra cualquiera de las sales básicas se pierdenen el drenaje por lavado, el pH se abate progresivamente y aún puede llegar dealcalino a ácido. Lo contrario ocurre cundo el ácido húmico y otros ácidos sonlavados a causa de las inundaciones repetidas y mediante drenajes. Estoaumenta el pH de un suelo orgánico y no solamente la acercará a la neutralidad

si no que lo puede llevara ser francamente alcalino.


45/57

QUÍMICA DE SUELOS

45

Rango de pH en el que se obtiene el desarrollo óptimo de algunas plantascultivadas

CULTIVO PH ÓPTIMOAlfalfa (Medicago sativa) 6.5 - 8.0Aguacate (Persea americana) 5.5 - 6.5Algodón (Gossypium hirsutum) 6.0 - 8.0Arroz (Oryza sativa) 5.0 - 6.5Avena (Avena sativa) 5.0 - 7.0Cacahuate (Arachis hypogaea) 5.5 - 7.0Cacao (Theobroma cacao) 5.0 - 7.0Café (Coffea arabica) 4.5 - 7.0Camote (Ipomoea batatas) 5.5 - 7.5Caña de azucar (Saccharum officinaram) 6.0 - 8.0Cáñamo (Cannabis sativa) 6.0 - 8.0

Cebada (Hordeum vulgare) 6.0 - 8.0CULTIVO pH ÓPTIMOCenteno (Secale cereale) 5.0 - 7.0Cerezo (Prunus avium) 6.5 - 8.0Ciruelo (Prunus domestica) 6.5 - 8.0Cítricos (Citrus sp.) 5.5 - 6.0Cocotero (Cocos nucifera) 6.0 - 7.5Cultivo pH óptimoChícharo (Pisum sativum) 6.0 - 7.5Durazno (Prunus persica) 6.5 - 8.0


46/57


46

Frijol (Phaseolus limensis) 6.0 - 7.5Girasol (Hellianthus annus) 6.5 - 7.5Haba (Phaseolus limensis) 6.0 - 7.0

Hule (Hevea brasiliensis) 3.0 - 7.6Lino (Linus usitatissimum) 6.0 - 7.5Maíz (Zea mays) 6.0 - 7.0Mango (Mangifera indica) 5.5 - 7.5Manzano (Pyrus malus) 6.0 - 8.0Olivo (Olea europea) 6.0 - 8.0Papa (Solanum tuberosum) 5.0 - 7.0Papaya (Carica papaya) 6.0 - 7.3Peral (Pyrus communis) 6.0 - 8.0Piña (Ananas comosus) 5.0 - 6.0Plátano (Musa paradisiaca) 6.0 - 7.5

Remolacha azucarera (Beta saccharifera) 6.5 - 7.5Soya (Glycine max) 6.0 - 7.0Sorgo (Sorghum vulgare) 5.0 - 6.5Tabaco (Nicotiana tabacum) 5.5 - 7.5Té (Thea sinensis) 4.5 - 5.5Tomate (Lycopersicum sculentum 5.5 - 7.0Trébol (Trifolium sp.) 5.5 - 7.5Trigo (Triticum vulgare) 6.0 - 8.0Vid (Vitis vinifera) 6.0 - 7.5Yute (Corchorus capsularis) 5.5 - 6.5

5.3. INTERPRETACIÓN DE LOS VALORES DE pH DEL SUELO.

La información que se puede obtener con la interpretación de los valores de pHes variada y puede ser útil desde el punto de vista agrícola; por ejemplo, sepuede utilizar para determinar la solubilidad, disponibilidad y movilidad de loselementos nutritivos para las plantas (figura 1); para conocer el tipo de cultivoque se puede desarrollar; para determinar el porcentaje de saturación de bases;para la clasificación de suelos salinos y salino-sódicos; para la identificación dehorizontes de diagnóstico en la clasificación de los suelos; para lasrecomendaciones de manejo del suelo, etc.

Escala de valores de pH del Manual de conservación del suelo y del agua,preparado por el Colegio de Postgraduados de Chapingo es:

____________________________________________________________pH DESIGNACIÓN DE LOS SUELOS AGRUPACIÓN

____________________________________________________________

Menor de 4.5 Extremadamente ácido4.6 - 5.0 Muy fuertemente ácido5.1 - 5.5 Fuertemente ácido Ácido

____________________________________________________________


47/57

QUÍMICA DE SUELOS

47

6.1 - 6.5 Ligeramente ácido6.6 - 7.3 Neutro Neutro

7.4 - 7.8 Ligeramente alcalino ____________________________________________________________

7.9 - 8.4 Moderadamente alcalino8.5 - 9.0 Fuertemente alcalino AlcalinoMayor de 9.0 Muy fuertemente alcalino

____________________________________________________________

Otra forma de interpretación sería:

5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 8.5

pH------------------------------------------------- pH1 2 3 4 5 6 7 8

INTERVALOS DE PH EN EL SUELO.1. Fuertemente ácido. 5. Ligeramente alcalino.2. Medianamente ácido. 6, Muy ligeramente alcalino.3. Ligeramente ácido. 7. Medianamente alcalino.4. Muy ligeramente ácido 8. Fuertemente alcalino.


48/57


48

Figura 1. Solubilidad de elementos en función del pH


49/57

QUÍMICA DE SUELOS

49

5.4. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS SUELOS Y

RECOMENDACIONES PARA SU MANEJO DE ACUERDO CON SU pH.

5.4.1 SUELOS NEUTROS (6.1 - 7.8)

No presentan problemas de solubilidad y disponibilidad de elementos nutritivos,siempre y cuando éstos existan en el suelo. Numerosos autores consideran queel rango de pH óptimo para la solubilidad de la mayoría de los elementosnutritivos se encuentra entre 6.5 y 7.5.

En estos suelos se puede desarrollar una amplia gama de cultivos, conexcepción de aquellos que requieren condiciones ácidas o alcalinas extremas.

Las prácticas de manejo que se recomiendan para estos suelos tienen elpropósito de conservar su pH, por ejemplo:

a) Manejo adecuado del agua de riego.b) Uso de los abonos y fertilizantes indicados para este tipo de suelosc) Rotación de cultivos.

5.4.2 SUELOS ÁCIDOS (3.5 - 6.0).

La mayor parte de los suelos que se dan en climas lo bastante húmedos paraobtener grandes cosechas sin irrigación, tienen reacción ácida. La causa de laacidez reside en el lavado de bases por el agua de percolación. El resultado esun descenso de fertilidad y un medio poco adecuado para el crecimiento de lamayoría de las plantas.

Los fertilizantes que contienen Azufre o Nitrógeno acidifican el sueloproduciendo efectos apreciables en pocos años. Cuando el pH desciende abajode 5 el Aluminio se libera de la estructura cristalina de los minerales de laarcilla, se traslada a los sitios de intercambio, pasando también a la solución delsuelo y en ocasiones, causa daños a las plantas. La toxicidad del Aluminio

puede evitarse manteniendo el suelo a un pH superior a 5 o 6.

Los elementos Fierro y Manganeso se pueden encontrar solubles en altasconcentraciones que pueden ser tóxicas para las plantas.

Los suelos ácidos pueden tener una baja concentración de elementos nutritivosFósforo y Molibdeno y de las denominadas bases intercambiables (Ca+2, Mg+2,Na+ y K+) porque al hacerse solubles pueden reaccionar con otros elementoscomo el Fierro y el Aluminio formando compuestos insolubles.

El pH ácido puede propiciar el desarrollo de hongos patógenos para las plantas.


50/57


50

Las prácticas de manejo recomendadas para estos suelos tienen el propósitode corregir su pH elevándolo hacia la neutralidad; dentro de estas prácticas

tenemos:

a) La elevación del pH hasta una reacción próxima a la neutralidad(Encalado).

b) Evitar sobre-riegos y lavados excesivosc) El establecimiento de cultivos que se adapten a pH ácido.d) Otros

Si se practica un sistema de cultivo bien organizado, el encalado da lugar a unamejora a lo largo plazo de la fertilidad. Sin embargo, en sistemas de cultivos malllevados, el encalado puede producir buenas cosechas los años inmediatos, a

costa de un gradual empobrecimiento del suelo. Por eso, al principio, lascosechas, son superiores y más tarde inferiores a las plantas que se obtendríansin encalar. El descenso de las cosechas en años posteriores puede evitarseutilizando fertilizantes además de cal. Por esto el encalado y la fertilizacióndeben ir juntos, como prácticas complementarias, por lo menos en las regioneshúmedas.

El encalado aumenta la exportación de nutrimentos cuando se recogen grandescosechas; también favorece la actividad microbiana y acelera ladescomposición de la materia orgánica. Respecto a los nutrimentos de lasplantas, aumenta su disponibilidad inmediata y reduce la futura. La perdida de

materia orgánica del suelo puede impedirse, o cuando menos limitarse, si sedevuelven al suelo los residuos posibles de las cosechas resultantes de unamayor producción.

La fertilización a menudo aumenta la necesidad de cal. En el suelo, el amoniode los fertilizantes nitrogenados, se oxida formándose nitratos. El amonio es unmaterial alcalino, pero los nitratos en el suelo se comportan como ácidos.Generalmente, cuando se ha usado durante unos pocos años un fertilizante detipo amoniacal, se requiere la aplicación de cal. Las formas amoniacales suelenser los fertilizantes nitrogenados más baratos, por lo que, a menudo, es máseconómico utilizarlos y corregir con cal la tendencia resultante a la acidez, que

sustituirlos por otros. Las formas orgánicas de nitrógeno, tales como la urea,también acidifican el suelo por el mismo proceso que el amonio.

5.4.2.1 MATERIALES USADOS PARA ENCALAR.

Un material satisfactorio para subir el pH del suelo debe cumplir variosrequisitos:

a) Debe poseer un suave efecto alcalinizante. Lo que se pretende es subir


51/57

QUÍMICA DE SUELOS

51

el pH hasta cerca de la neutralidad. El material ideal debería presentaruna acción lo bastante suave como para no ejercer nocivos, caso deaplicarse en dosis excesivas.

b) Su aplicación debe conducir a una proporción deseable de cationes enlos sitios de intercambio. Los cationes añadidos deberían ser sobre todoCa+2, algo de Mg+2 es bueno, pero Na+ debería ser nulo o muy escaso.

c) Debería presentar un efecto favorable sobre la estructura del suelo. Labase más favorable para una buena estructura es Ca+2.

d) No debe ser de demasiado caro.

La mayor parte del material utilizado realmente consiste en roca caliza molida,

porque es el que mejor cumple las anteriores condiciones. La caliza consisteprincipalmente en CaCO3; las variedades dolomíticas contienen algo de MgCO3.Con ella se suministra los cationes deseables, y los aniones carbonato noposeen efectos perjudiciales. El efecto alcalinizante es suave pero efectivo y.además, pocos materiales son más baratos o más abundantes.

Algunos materiales muy efectivos como el Na2CO3 poseen un efectoalcalinizante demasiado enérgico, aportan cationes inadecuados y son dedemasiado caros para su uso como enmienda.

Otros materiales como el CaCl2 y el CaSO4. 2H2O (yeso) contienen Ca+2 pero

son sales neutras que carecen de efecto alcalinizante. Las sales neutras deCalcio pueden ser útiles como fertilizantes que aportan ese elemento a arcillasde tipo óxido, donde el pH ya es satisfactorio, pero no pueden considerarsemateriales idóneos para el encalado.

Los efectos alcalinizantes del CaCO3 y el MgCO3 son débiles; se trata de salespoco solubles de una base moderadamente fuerte y un ácido débil. El efecto delNa2CO3 es mucho más enérgico porque se trata de una sal muy soluble de unabase fuerte y un ácido débil. A pesar de su suavidad, el CaCO3 (y el MgCO3)son efectivos gracias al escape de gas CO2 que permite completar la reacción:

H++ CaCO3 ---> Ca++= + H2O + CO2

H+

No existen dos depósitos calizos iguales ni de igual efectividad para neutralizarla acidez del suelo. Por eso el peso aplicado de cada material se compara conel peso del CaCO3 puro, al que se le asigna un valor porcentual de 100. Sehallan siempre presentes en las calizas algunas impurezas como el cuarzo, yéstas hacen que se reduzca su equivalencia.


52/57


52

La presencia de MgCO3 en las calizas dolomíticas aumenta su equivalencia porque este último compuesto tiene un peso molecular inferior al CaCO3 (el CaCO3 puro tiene un peso molecular de 100 y el CaCO3 puro de 84) un gramo de

MgCO3 contiene más moléculas que uno de CaCO3. por lo tanto, una muestrade esta última sustancia pura tiene un equivalente de carbonato cálcico de100/84 o sea 119%.

5.4.3 SUELOS ALCALINOS (7.9 - 9.0).

Los suelos alcalinos se forman a causa de una o más de las condicionessiguientes:

a) Regiones áridas, con precipitación insuficiente para lavar el suelo.b) Las aguas freáticas transportan bases a los suelos situados en

topografías deprimidas y las concentran en ellos al evaporarse.

c) Algunos materiales parentales proporcionan cantidades de basesexcepcionalmente elevadas, manteniendo una alta concentración de lasmismas en los suelos jóvenes.

La combinación de las dos primeras condiciones es particularmente adecuadapara la formación de suelos alcalinos. Los lugares más adecuados para

encontrarlos son los fondos de valle en regiones áridas. Los suelos alcalinosson de gran interés en la agricultura de regadío ya que los relieves deprimidosen que se localizan suelen ser las áreas que pueden regarse con mayorfacilidad.

Estos suelos poseen más de un 15% de sus sitios intercambiables ocupadospor iones Na+ pero son pobres en sales solubles. Esta combinación da lugar auna dispersión de los coloides y a un pH de 8.5, 10 o más. Se desarrollan,comúnmente, como resultado del riego con altos contenidos de sales de Sodio.

5.4.3.1 PROBLEMAS DE LOS SUELOS ALCALINOS.Los problemas que resultan de la acidez del suelo son de naturalezaestrictamente química. Sin embargo, los suelos alcalinos crean problemas tantoquímicos como físicos. Estos últimos no se presentan siempre, pero cundo lohacen perjudican de manera importante al crecimiento de todos los cultivos. Losproblemas químicos existen siempre de algún modo en todos los suelosalcalinos pero pueden ser no serios. Su gravedad se halla correlacionada con lamagnitud en que el pH se encuentra por encima de 7,0.

En los suelos altamente sódicos, la materia orgánica sufre envejecimiento; al


53/57

QUÍMICA DE SUELOS

53

estar suelta y dispersa se acumula en las superficie formando una fina capanegruzca que puede depositarse en la superficie debido a la evaporación y daorigen al término "álcali negro".

Los problemas físicos se originan de la dispersión de los coloides del suelo. Laspartículas dispersas forman costras y bloquean los poros. La permeabilidad delsuelo desciende de valores tan bajos, que en algún caso es inferior a la tasa deevaporación. Esta situación imposibilita el crecimiento de las plantas y dificultamucho la aplicación de enmiendas químicas para corregir el problema.

Debido al estado disperso de los coloides, estos suelos son de bajapermeabilidad al agua y apenas pueden soportar el crecimiento de las plantas.Como presentan gran dificultad para trabajarlos las raíces de los cultivos nopueden penetrar lo suficiente en el suelo y los cultivos sensibles crecen muy

raquíticos y presentan grandes deficiencias.

Después de cierto tiempo, la arcilla dispersada puede emigrar hacia bajo,formando una capa muy densa con una estructura prismática o columnar.Cuando este fenómeno ocurre puede quedar sobre la superficie una capa deunos cuantos centímetros de suelo de textura relativamente gruesa.

Los problemas químicos se originan por la reducida disponibilidad de fósforo, dePotasio y de la mayoría de los micronutrimentos. Las diferencias en Fierro sonespecialmente frecuentes en suelos alcalinos. Por otra parte, en algunos casosel suelo alcalino contiene tal cantidad de sales solubles, que las plantas tienen

dificultades para absorber el agua; la presión osmótica en la solución del suelopuede superar a las de las células vegetales normales. El aumento de laconcentración de sales reduce la respuesta de los cereales y hortalizas a lasaplicaciones de fertilizantes.

Los aniones presentan en este suelo son principalmente cloruros, sulfatos ybicarbonatos, también pueden haber carbonatos en cantidades variables. Lasolución de suelo en los suelos sódicos contiene sólo pequeñas cantidades deCalcio y Magnesio y en algunos casos una gran cantidad de sales de potasio.

La elevación del pH resulta de la presencia de iones Na+ en la solución, ya que

en el NaOH es una base fuerte. En la solución del suelo, el Na+ representamucho más del 15% del total de cationes (prácticamente todos ellos losadsorben las micelas con presencia Na+). Algunas sales sódicas, tales como elNa2CO3 adsorben H+ del agua y liberan iones Na+ y OH- que producen laintensa reacción alcalina del NaOH en disoluc

Quimica Del Suelo SILVANA

Documents

Transcript of Quimica Del Suelo SILVANA