química de suelos o química de coloides. 1. introducción

QUÍMICA DE SUELOS
QUÍMICA DE SUELOS O QUÍMICA DE COLOIDES.
1. INTRODUCCIÓN
El suelo ha sido comparado con un laboratorio químico muy complicado, donde
tienen lugar un gran número de reacciones que implican a casi todos los
elementos químicos conocidos. Algunas reacciones se pueden considerar
sencillas y se comprenden con facilidad, pero el resto son complejas y de difícil
comprensión.
Se puede dividir la composición química de los suelos en orgánicos e
inorgánicos. Representan las partículas minerales el 50% del total, de las
cuales dominan la arena, arcilla y caliza, y en menor medida óxidos e hidróxidos
de fierro y sales; las de origen orgánico suponen el 5%; el 45% que resta lo
ocupan aire y agua, los cuales aprovechan la porosidad de la arena (el
componente más importante de los suelos) para penetrar en los suelos y
permitir la interacción con los demás elementos.
Figura 1. Composición porcentual del suelo
1
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La fase sólida es la responsable del comportamiento del suelo al ser la única
permanente y dentro de ella se distinguen dos tipos de componentes o
fracciones: la fracción mineral derivada del material rocoso y la fracción
orgánica procedente de los restos de los seres vivos que se depositan en la
superficie del suelo y de los que habitan en su interior.
La fracción mineral del suelo deriva directamente del material original del mismo
y está constituida por fragmentos de aquel unidos a sus productos de
transformación, generados en el propio suelo. Ello hace que aparezcan
partículas de diferentes tamaños, si bien solo aquellas que son inferiores a los 2
mm son las que se consideran como partículas edáficas. Este conjunto de
componentes representa lo que podría denominarse el esqueleto mineral del
suelo 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 minerales
de 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 la
alteración mecánica y química incompleta de la roca originaria.
•
Otros diversos compuestos minerales cuya presencia o ausencia y
abundancia 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 varían
desde la del sencillo óxido de silicio —cuarzo— hasta la de los silicatos de
aluminio hidratados, muy complejos, encontrados en los suelos arcillosos. Los
elementos del suelo más importantes para la nutrición de las plantas incluyen el
fósforo, el azufre, el nitrógeno, el calcio, el hierro y el magnesio. Investigaciones
recientes han mostrado que las plantas para crecer también necesitan
cantidades pequeñas pero fundamentales de elementos como boro, cobre,
manganeso y cinc.
2
QUÍMICA DE SUELOS
Los suelos se forman mediante los cambios producidos por el efecto de la
temperatura y humedad en las rocas (procesos de meteorización). Algunos
minerales y la materia orgánica se descomponen hasta llegar a formar
partículas extremadamente pequeñas. Las reacciones químicas que ocurren
reducen el tamaño de estas partículas hasta que no se pueden ver a simple
vista. 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 de
materiales que presentan carga eléctrica. Estos materiales son conocidos como
“coloides del suelo” y abarcan a las partículas de arcilla y materia orgánica
humificada.
En los sistemas coloidales uno o más de sus componentes incluyen a partículas
que tienen una dimensión entre 10-7 a 10-5 cm, es decir, contienen
macromoléculas o pequeñas partículas.
No se puede decir que una sustancia sea estrictamente un coloide por que esto
implica: un estado de la materia y, por lo menos dos componentes o fases, por
eso 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 este
material (dispersante).
Los coloides se caracterizan por:
1)
2)
3)
4)
5)
6)
7)
8)
9)
Tener tamaño de la partícula muy pequeño.
Poseer carga eléctrica
Tener un área superficial grande
Atravesar los filtros
Presentar movimiento Browniano
Presentar el fenómeno de Tyndall (dispersan la luz)
Adsorber partículas
Flocular (los coloides que se unen precipitan)
Absorber humedad (retener humedad)
En el suelo existen los coloides inorgánicos y los coloides orgánicos. Estos dos
tipos de coloides existen en mezclas o en un complejo muy estrecho y es difícil
separar sus propiedades.
Propiedades y características de los coloides inorgánicos.
3
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1)
2)
3)
4)
5)
6)
Actúan como sustancias amortiguadoras.
Adsorben metabolitos tóxicos.
Adsorben antibióticos.
Inmovilizan cationes orgánicos.
Protegen físicamente a microorganismos (hábitat).
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 como
negativo).
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 de
tamaño coloidal. En los suelos las propiedades en las que intervienen las
cargas eléctricas de las partículas finas son llamadas con frecuencia
"propiedades coloidales", aunque este término sea impropio desde el punto de
vista químico formal.
Según la naturaleza de sus cargas los coloides se dividen en:
a) Electropositivos, o basoides que están cargados positivamente, un
ejemplo son los llamados con frecuencia sesquióxidos de Fierro y
Aluminio, que se comportan como bases débiles que dispersan en
medio ácido y floculan en medio alcalino.
Figura 1. Clases de coloides
4
QUÍMICA DE SUELOS
b) Electronegativos, o acidoides, están cargados negativamente, son los
más 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 están
rodeadas por una capa delgada de agua.
Hidrófilos o liófilos (emulsoides), como los ácidos húmicos, que presentan
alrededor 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 los
minerales constituyentes de las rocas, los cuales mediante cambios en en el
tiempo, se han transformado en otros minerales más pequeños y más reactivos
desde el punto de vista químico. Existen una gran cantidad de minerales de
arcilla, los que varían tanto en tamaño como en sus propiedades químicas. Esta
gran variedad es generada por los diferentes materiales minerales que dan
origen a estas partículas, por el clima en el cual se forman y el tiempo
transcurrido desde la transformación del mineral original en el mineral
secundario.
Cada coloide (arcilloso u orgánico) tiene carga negativa (-) que se desarrolla
durante los procesos de formación. Esto significa que los coloides pueden
atraer y retener partículas cargadas positivamente (+), de igual forma como los
polos opuestos de un imán se atraen entre si. Los coloides repelen a otras
partículas cargadas negativamente, como también lo hacen los polos iguales de
un 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 denominan
cationes.
Los coloides tienen algunas propiedades físicas marcadas que afectan
fuertemente las características agrícolas de los distintos suelos. Los suelos de
las regiones con precipitación escasa y poca agua subterránea están sometidos
a lixiviación moderada y, por tanto, contienen gran cantidad de compuestos
originales, como calcio, potasio y sodio. Los coloides de este tipo se expanden
en gran medida cuando se mojan y tienden a dispersarse en el agua. Al secarse
5
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
toman una consistencia gelatinosa y pueden, tras un secado adicional, formar
masas impermeables al agua.
En la mayoría de los suelos los coloides de minerales arcillosos son más
numerosos que los coloides orgánicos. Los coloides son los responsables de la
reactividad química del suelo. El tipo de material parental (roca madre) y el
grado de meteorización determinan el tipo de arcilla presente en el suelo. Unas
arcillas son más reactivas que otras y esta característica depende del material
parental y de los procesos de meteorización.
2.1 LAS ARCILLAS SILICATADAS, PRINCIPALES COLOIDES MINERALES
DEL 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 de
intemperizar, mientras que las arcillas son material secundario
ya
intemperizado.
La mayoría de las arcillas silicatadas son cristalinas ya que poseen una
definida y repetida ordenación de los átomos de los que están compuestas.
Presentan planos de átomos con enlaces iónicos, que atraen átomos cargados
positiva o negativamente (aniones o cationes). Unas pocas arcillas silicatadas
tienen sus átomos menos arreglados y se denominan arcillas no cristalinas o
"materiales amorfos".
Las arcillas del suelo se dividen en:
1) Arcillas Silicatadas Cristalinas
2) Arcillas Silicatadas No cristalinas o amorfas
3) Arcillas no silicatadas Sesquióxidos de Fierro y Aluminio
6
QUÍMICA DE SUELOS
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 en
cuyo centro figura un silicio y cuyos vértices está ocupados por oxígeno. Según
al grupo que pertenezcan, estos tetraedros pueden permanecer aislados o
aguparse de diferentes modos. Vamos a analizar, de forma muy sucinta, las
características esenciales de los grupos más representados.
PRODUCTOS DE ALTERACIÓN O DESCOMPOSICIÓN DE ALGUNOS
MINERALES DEL SUELO
MINERAL
PRODUCTOS DE ALTERACIÓN
ALÓFANO
ANATASA
ANTIGORITACRISOTILO
APATITA
AUGITA
Haloisita, caolinita
Leucoxeno
Clorita, vermiculita, Montmorillonita
BIOTITA
CALCITA
CLORITA
DIÓPSIDO
FELDESPATOS
HIDRÓXIDO
FÉRRICO
GIBBSITA
GEOTITA
YESO
HALITA
HALOISITA
HEMATITA
HORNABLENDA
HIPERESTENO
Se pierde en solución puede formar vivianita
Hidróxido férrico*, geotita*, hematita,
Montmorillonita; vermiculita, clorita e iddingsita.
Caolinita*, vermiculita, clorita, montmorillonitaq,
cristales aciculares de esfeno que a veces se
forman durante la alteración a la intemperie
Se pierde en solución o puede volver a formar el
suelo
Vermiculita y Montmorillonita
Hidróxido férrico*, goetita*, hematita,
montmorillonita, vermiculita, clorita e iddingsita*
Alófana, mica hidratada*, caolinita*, y gibbsita*
Goetita y hematita
Caolinita
Hidróxido férrico, hematita
Se pierde en solución o puede volver a formarse
Se pierde en solución o puede volver a formarse
Caolinita
Hidróxido férrico y goetita
Goetita, clorita, vermiculita*, o montmorillonita
Hidróxido férrico*, goetita*, o montmorillonita,
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ILMENITA
CAOLINITA
MAGNETITA
MOSCOVITA
OLIVINA
PIRITA
CUARZO
VERMICULITA
vermiculita*, clorita e iddingsita*
Leucoxeno*
Sílice, alúmina y gibbsita
Hidróxido férrico, goetita, hematita
Caolinita, gibbsita
Hidróxido férrico, goetita, gibbsita, nontronita,
iddingsita*
Hidróxido férrico, jarosita, ácido sulfúrico
Se pierde lentamente en solución
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. La
transformación de los minerales mencionados, en minerales arcillosos ocurre en
un principio por dos procesos.
1.- La transformación o alteración de su estructura por:
1)
2)
3)
4)
5)
6)
Sustitución isomórfica.
Disolución de iones interlaminares.
Pérdida de iones centrales en tetraedros u
Octaedros.
Desintegración consecuente de los minerales a
Partículas de tamaño coloidal.
2.- Descomposición de los minerales primarios hasta sus
componentes iónicos con una recristalización subsecuente.
La composición química de los minerales arcillosos varía dentro de grandes
límites, inclusive dentro de un mismo mineral, esto se debe a la sustitución
isomórfica y a los cationes adsorbidos en tres partes laminares y en la
superficie externas del mineral. Sólo la Caolinita y la Haloisita tienen una
composición 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 arregladas
como un "paquete de barajas" y a excepción de las arcillas amorfas presentan
una estructura atómica tridimensional. Son compuestos de gran plasticidad,
tienen la propiedad de intercambiar iones adsorbidos en su superficie y en
algunos casos son expansibles.
8
QUÍMICA DE SUELOS
Figura 3. Estructuras tetraédricas y octaédricas
Existen dos tipos principales de arcillas silicatadas cristalinas, las de relación
1:1 y las de relación 2:1. Las primeros derivan su nombre del hecho de que las
arcillas silicatadas 1:1 están compuestas de dos capas; una capa está formada
por 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 "capa
de Aluminio" o "capa octaédrica".
Figura 4. Estructuras tetraédricas
9
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Figura 5. Ordenamientos de las capas tetraédricas
La clasificación de las arcillas se basa en si poseen o no una estructura química
cristalina. Con base en lo anterior se han definido los siguientes grupos:
10
QUÍMICA DE SUELOS
Caolinita o de
las Kanditas
(1:1)
Caolinita
Dickrita
Auxita
Haloisita
Metahaloisita
Montmorillonita o de las
Esmectitas (2:1)
Illita o de las Micas Vermiculita y
hidratadas
Clorita (2:2)
Montmorillonita
Beidellita
Nontronita
Hectorita
Saponita
Moscovita
Seladonita
Biotita
Filita
Glauconita
Serospatita
Clorita
Vermiculita
Sepiolita
Atapulgita
Las estructuras básicas para las arcillas silicatadas cristalinas son las
siguientes:
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 como
hojuelas planas submicroscópicas en sedimentos arcillosos o puede formar
pseudomorfos de minerales especial de feldespatos como resultado de un
alteración hidrotérmica. En suelos y en rocas alteradas a la intemperie la
caolinita es probablemente el nivel arcilloso más común y extendido.
En los suelos se presentan por lo general como placas submicroscópicas que
se presentar aisladamente con orientación al azar haciendo que la matriz sea
11
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isotrópica. Puede estar en masas agregadas formando campos o depositada
sobre superficies para formas recubiertas de arcilla. La caolinita puede derivar
el material original o puede formarse in situ. En muchos terrenos inferiores
fuertemente alterados por la intemperie la caolinita forma masas vermiculares
dentro de los espacios de los poros o pseudomorfos después de muchos
minerales en especial feldespatos y biotita. Algunos terrenos concrecionarios
en zonas tropicales pueden tener caolinita formando ramificaciones sinuosas
entre esas concreciones. Sin embargo, las concentraciones mayores y más
puras 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.
12
•
Clivación: Perfecta en una dirección similar a las micas.
•
Relieve: Bajo.
•
Birrefringencia: Débil (pequeña)
QUÍMICA DE SUELOS
•
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 la
alteración a la intemperie, pero se puede descomponer para dar
soluciones diluidas de sílice y alúmina con o sin formación de gibbsita.
•
Identificación: Su bajo relieve y sus colores de primer orden
suficientemente distintivos, pero se puede confundir fácilmente
gibbsita y algunos otros minerales, pero ello cuando no hay
identificación positiva por la forma del cristal se necesita análisis
rayos x u otras técnicas, por ejemplo, absorción de colorantes.
son
con
una
con
La Caolinita es un mineral 1:1 que se encuentra formado por placas planas
cada una de las cuales consiste de una lámina de tetraedro de Silicio con
fórmula Si2O3, y una lámina de octaedros de Aluminio con fórmula Al2O3(OH)4
las placas están unidas por condensación, con eliminación del agua, de la
siguiente manera:
Si2O3(OH) + Al2(OH)6 ------------ -2H2O -- Si2O3Al2(OH)4
Tetraedros
de Silicio
Octaedros
de alúmina
Lámina de Silicio
alúmina
Las placas de Silicio-aluminio se encuentran separadas por expansión, la
distancia entre la lámina de Silicio de una placa y la siguiente es de 7.2 Ao
Cuando la estructura está completamente expandida estos espacios están
ocupados por moléculas de agua. Cuando la estructura se ve desprovista de
agua por desecamiento, las placas se aproximan entre sí, y por lo tanto, el
cristal se contrae.
En el caso de la Caolinita la contracción ni la expansión no es grande y su
fórmula representativa es:
Al4Si4O10(OH)8
Diagrama de un cristal de Caolinita:
H
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
H
H
H
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
13
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
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 la
capacidad de cambio está solamente restringida a sus radicales OH- situados
14
QUÍMICA DE SUELOS
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, no
pleocroica.
Forma y Ocurrencia: En rocas es el principal mineral de bentinita formado por
la alteración de vidrio volcánico. También es un constituyente de varios
sedimentos y por lo general se presenta como agregados microcristalinos en
forma de fragmentos. En suelos la montmorillonita puede derivar del material
original sedimentario o se pude haber formado in situ de materiales
consolidados o no consolidados. Estos son, normalmente, básicos o pueden ser
una fuente de magnesio. La montmorillonita se forma en las zonas áridas y
semiáridas. Usualmente existen partículas submicroscópicas, la cuales pueden
coalescer 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 a
caolinita se las condiciones cambian y el uso se hace ácido.
Identificación: Debido al pequeño tamaño de las partículas la
identificación óptica es difícil; la identificación positiva se hace
usualmente por análisis con rayos X, ATD u otras técnicas. La
montmorillonita trioctaédrica es ópticamente idéntica a la vermiculita
trioctaédrica.
•
15
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La Montmorillonita es un mineral 2:1, cada placa consiste en dos láminas de
Silicio y una de alúmina. Las láminas se unen por condensación con eliminación
de 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 se
contrae mucho más al secarse que las arcillas 1:1.
Figura 9 .Montmorillonita
La Montmorillonita se encuentra normalmente como una arcilla fina, con
cristales irregulares que tienen un diámetro efectivo de 0.01 a i micra. Las
arcillas del grupo de las esmectitas, nombre con el que también se conoce a
este grupo son más comunes en los vertisoles y están frecuentes en los suelos
aluviales 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:
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
O=Si++++O-
16
Capa Octaédrica
Capa Tetraédrica
QUÍMICA DE SUELOS
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 la
Montmorillonita, las sustituciones de Aluminio por Magnesio o Fierro, y de silicio
por Aluminio, ocurren en las laminas, liberado enlaces de valencias dentro del
cristal 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 así
la expansión cuando se moja. En la estructura de la mica ha habido sustitución
de Aluminio por Fierro (ferroso) y por Magnesio. La Glauconita es similar al
anterior excepto, que ha habido sustitución de Aluminio por Fierro (férrico y
ferroso) y por Magnesio.
La fórmula condensada representativa de la mica o Illita es:
Al2(Si3Al)O10(OH)2
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CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La Illita se diferencia de la Montmorillonita por su nula susceptibilidad a la
expansión intracristalina (10 Ao). Contiene alrededor de un 50% más de iones
por 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 el
Nitrógeno fijado no es aprovechable por las plantas hasta que el mineral está
completamente descompuesto por la meteorización.
Diagrama de la arcilla 2:1 Illita:
K
18
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
K
K
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
QUÍMICA DE SUELOS
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.
19
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
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 no
expansible, es común en algunos materiales de partida de suelo. Los cristales
de Vermiculita están formados de capas alternas de micas y de moléculas de
agua 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 de
iones de Potasio. Su capacidad de intercambio de cationes es alta (100-150
meq./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 moderadamente
pleocroica.
Forma y ocurrencia: En rocas la vermiculita es de distribución restringida,
presentándose como un producto de descomposición hidrotérmica. Tiene una
forma laminar similar a la biotita. En suelos puede derivar de otro material, pero
usualmente se forma in situ por descomposición por la intemperie. Por lo
general las partículas individuales son submicroscópicas, pero a menudo son
granos 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: Recta
f) 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.
20
QUÍMICA DE SUELOS
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]
21
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
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, 2
tetraédricas y 2 octaédricas) porque posee una capa octaédrica adicional,
presenta un eje C de 14 Ao. Entre la Vermiculita que es un mineral trimórfico y
la 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, es
electrostática; ello se debe a las cargas negativas que poseen los minerales
trimórficos.
Color y pleocroismo: Verde, verde oscuro, amarillo verdoso con pleocroismo
débil a moderado.
Forma y ocurrencia: En formas la clorita se presenta como granos laminares
semejantes a las micas. Está ampliamente distribuida en rocas metamórfias de
bajo grado, sedimentarias de grano fino; también se presenta en algunas rocas
22
QUÍMICA DE SUELOS
ígneas como producto de la alteración hidrotérmica de los minerales
ferromagnesianos. En suelos la clorita se presenta como granos laminares
sencillos o como pequeños agregados. Puede derivar del material original o se
puede formar in situ en algunos sedimentos. Cuando se forma in situ, la clorita
puede pseudoformar otros minerales como es la biotita. Pero, la mayor
cantidad de clorita autigénica es submicroscópica y se presenta comúnmente
interestratificada con vermiculita. Por consiguiente, la identificación se tiene que
hacer con rayos X o con técnicas de ATD.
Clorita
a) Clivación: Perfecta en una dirección
b) 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 y
a 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:
23
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
Composición: (Mg,Al,Fe)12 ((Si,Al)8O20)(OH)16
La Clorita se presenta con más frecuencia en rocas sedimentarias y en suelos
productivos derivados de estos materiales. Su composición elemental es muy
variable, pudiendo en algunos casos presentar elementos tóxicos tales como
Cromo y Níquel. Los suelos derivados de la serpentina contienen Clorita y
frecuentemente son poco fértiles debido a su alto contenido de Mg+2 y baja
concentración de Ca+2.
Una capa de Clorita tiene dos tetraedros de Silicio, un octaedro de Aluminio y
un 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 estos
materiales.
Debido a las características antes mencionadas se considera al grupo de la
Clorita como independiente de la Vermiculita pero muchos autores para
simplificar, 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 y
depende muy poco del pH. Cuando se satura con K+ o NH4+ es un mineral
totalmente inexpandible. Es el producto de intemperismo de los suelos bien
hidratados por hidratación térmica de las micas. Su CICT es poco dependiente
del pH y presenta un eje C de 10 a 15 Ao.
24
QUÍMICA DE SUELOS
[AlMg2(OH)6]x . [Mg(Si4-xAlx)O10(OH)2]
25
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La representación de la Clorita es la siguiente:
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
O=Al+++OH
Capa Octaédrica
O=Si++++O-
Capa Tetraédrica
2.1.3 ARCILLAS SILICATADAS AMORFAS.
Las arcillas amorfas son las que no presenten ningún grado de ordenamiento
en 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 amorfas
son:
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 formado
cristales bien orientados. Aún mezclas de otros óxidos meteorizados como el
óxido de Fierro, pueden ser parte de la mezcla. Este tipo de material no ha
tenido las condiciones o el tiempo necesario para una buena formación del
cristal. Las arcillas amorfas se encuentran en suelos formados por cenizas
volcánicas; no están bien caracterizadas pero se presentan en varias
26
QUÍMICA DE SUELOS
cantidades y en muchos suelos. Sus propiedades son muy extrañas, como la de
tener alta capacidad de intercambio catiónico. Como todas sus cargas son de
iones 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 la
solución (acidez del suelo).
Alófano es el término con el cual se designan a las unidades de alúminosilicatos amorfos de una gran variación en composición, pero que contiene
siempre Al2O3, SiO2 y H2O así como cantidades variables de otros
constituyentes entre ellos Fe2O3. Las arcillas amorfas ocasionalmente poseen
grandes cantidades de P2O5, sin embargo la mayoría de los suelos alofánicos
son deficientes en este compuesto. El alófano ocurre como el producto de
intemperismo de cenizas volcánicas y en suelos
superficiales está
íntimamente asociado con la fracción húmica. El alófano proporciona una
estructura estable lo cual da lugar a una gran permeabilidad, lixiviación excesiva
y consecuentemente baja fertilidad. Presenta una gran afinidad para fijar el
fósforo en forma no asimilable por las plantas.
En el alófano los tetraedros de Silicio y lo octaedros de alúmina están
distribuidos al azar y ocasionalmente asociados con otras unidades de Silicio y
alúmina que posteriormente con el tiempo se ubican en un arreglo ordenado,
produciendo un mineral cristalino del tipo de la Montmorillonita. El alófano juega
un papel directo en la capacidad tampón del suelo.
27
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
2.1.4 SESQUIOXIDOS DE FIERRO Y ALUMINIO.
En climas cálidos y húmedos, bajo condiciones de mucho lavando por la lluvia y
la meteorización intensiva de minerales, la mayor parte de la sílice y del
aluminio se lavan. Los materiales que quedan tienen baja solubilidad, son los
sesquióxidos también de nominados arcillas sesquióxidos; son mezclas de
hidróxidos de fierro. En latín "sesqui" significa " una y media veces". Los
sesquióxidos de fierro y aluminio se pueden escribir: A12O3:xH2O Y
Fe2O3:xH2O, una y media veces más oxígeno que aluminio y fierro. Estos
compuestos 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 ha
presentado por años. El óxido de fierro hidratado comúnmente colorea los
suelos con sombras rojizas y amarillas.
Estas arcillas no se expenden, no son pegajosas ni se comportan como las
arcillas silíceas. Suelos con un 30 a 40% de sesquióxidos pueden adsorber el
agua como lo hacen las arenas finas. Los sesquióxidos recubren a las
partículas grandes y forman agregados estables.
La mezcla de sesquióxidos y Caolinitas es poco pegajosa. El alto porcentaje de
hidróxido de fierro y aluminio originan una enorme superficie para la adsorción
de fósforo, formando fosfatos insolubles, que crean alta capacidad de fijación de
fósforo.
La intemperización de las cenizas volcánicas puede conducir a la formación de
diversos 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 en
ambientes húmedos determinan que las cenizas volcánicas, bajo condiciones
adecuadas de drenaje, se desarrollen con el tiempo, casi invariablemente, una
serie 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 claramente
por el hecho de que varios iones se pueden lavar del suelo con soluciones
salinas, pero no con agua pura. Se retarda la movilización de los iones en el
suelo, por efecto de los lavados, gracias a las cargas existentes en los coloides
del suelo.
El suelo se comporta como un intercambiador de iones cuando se lleva a cabo
28
QUÍMICA DE SUELOS
en él el fenómeno de intercambio. Un intercambiador es un sólido selectivo, que
puede 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 los
tres 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 silicatadas
y resultan de la sustitución isomórfica dentro de la estructura de la
arcilla y su cantidad es mayor en las arcillas de tipo 2:1.
b) Las cargas dependientes del pH. Las poseen los sesquióxidos de
Fierro y Aluminio y están directamente relacionados con la variación
del pH del suelo. Con valores bajos de pH, la carga y por tanto la
capacidad de intercambio catiónico es baja, pero aumenta al elevarse
el pH.
29
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
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 de
éste. Es la responsable de la carga eléctrica permanente de los suelos.
La sustitución isomórfica es un fenómeno que tiene lugar durante la formación
del mineral y por lo tanto es una propiedad que no cambia, sólo hasta que la
estructura 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 que
substituye puede tener una carga mayor, igual o menor que la del ion que va a
substituir. Si el catión sustituyente tiene menor carga positiva que el catión que
normalmente ocuparía ese sitio, el mineral tendrá más cargas negativas.
Si un catión de menor valencia substituye a otro catión de valencia mayor, como
el Mg+2 por Al+3 o Al+3 por Si+4 las cargas negativas de O-2 y OH- que forman la
estructura cristalina, quedan desbalanceadas, dando lugar a una carga negativa
neta sobre el mineral.
Lamina octaédrica:
30
QUÍMICA DE SUELOS
Sin substitución
O=Al+++OH
Con substitución
de Al+3 por Mg+2
O=Mg++OH -
Se produce una
carga negativa
Lamina tetraédrica:
Sin substitución
O=Si++++OH
Con substitución
de Si+4 por Al+3
O=Al+++O -
Se produce una
carga negativa
Por ejemplo, durante la formación de la Montmorillonita algunos de los átomos
de Al+3 del estrato octaédrico son remplazados por el Mg+2. Esto puede ocurrir
porque los dos átomos son similares en tamaño y cuando se reemplazan 1/6 de
los átomos de Al+3 no causan una distorsión excesiva en la red cristalina lo que
ocasionaría su ruptura. Así esta arcilla, podrá efectuar una de sus funciones
más 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 su
capacidad de intercambio sea baja. Los minerales arcillosos 2:1 y 2:2 presentan
mayor 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 infinitas
en el plano horizontal. En realidad, en las terminaciones del cristal y en las
aristas del mismo, existen iones oxígeno con una carga insatisfecha. El
Hidrógeno tiene una fuerte tendencia a unirse en forma covalente con el
oxígeno de las aristas y formar un hidróxilo.
31
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
Cuando aumenta el pH, los iones OH- que están en solución, compiten con el
oxígeno de las aristas por este hidrógeno; si el pH es suficiente alto, el
Hidrógeno será "arrancado" por la fuerza del oxigeno de la arista quedando
expuesto un sitio con carga negativa, tal como se indica en la ecuación
siguiente:
O -H+ + OH- ----->
O- + H2O
Los sitios con carga negativa expuesta de esa forma también atraen y retienen
cationes en forma intercambiable.
La disociación del Hidrógeno de las aristas terminales de las arcillas silicatadas
es una verdadera disociación de un ácido débil, de modo que la cantidad de
carga 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 su
naturaleza 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 varía
no sólo con la naturaleza de los coloides del suelo, sino también con el pH, por
lo tanto con el encalado o el enyesado se varía el grado de ionización.
32
QUÍMICA DE SUELOS
3.1.3 HIDROGENO IONIZADO PROVENIENTE DE LOS SESQUIOXIDOS DE
FIERRO Y ALUMINIO.
Los sesquióxidos como intercambiadores en procesos de intercambio catiónico
es reducido, pues al cristalizarse en el suelo presentan una pérdida en su
actividad, debido a su carácter anfótero sólo a valores altos de pH presentan
cargas negativas.
En su punto isoeléctrico los sesquióxidos no tienen ninguna carga. Por encima
de su punto isoeléctrico presentan cargas electronegativas de intercambio
catiónico y debajo del mismo presentan cargas electropositivas de intercambio
catiónico.
En condiciones alcalinas (por arriba de su punto isoeléctrico) los grupos -FeOH
de los óxidos se neutralizan con el desprendimiento de agua y las cargas
negativas así formadas dan lugar a la adsorción de cationes. Bajo condiciones
de acidez (por abajo de su punto isoeléctrico) se acumulan iones H+ y aparecen
cargas 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 suelo
dependerá del grado de acidez o alcalinidad (pH) presentes, gracias a esto es
posible la adsorción de aniones y/o cationes.
33
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La capacidad de intercambio catiónico de la materia orgánica se debe
principalmente 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 la
capacidad de intercambio catiónico para estos grupos depende por lo tanto, del
grado de acidez del suelo.
3.2 ORIGEN DE LAS CARGAS POSITIVAS.
a) Las cargas positivas se pueden originar por la adición de protones a
un grupo de tipo (Al, Fe)-OH de la superficie. La carga positiva se
neutraliza por la adsorción de aniones, lo que se puede presentar por la
reacción:
(Al,Fe)-OH + H-Anión ______ [Al,Fe)OH2]+ + Anióno bien:
Alx(OH)3x + H3O+ ________ [Alx(OH)3x-1. H2O]+ + H2O
b) Con los grupos aminos de las proteínas en sistemas ácidos también
se pueden desarrollar cargas efectivas de intercambio aniónico:
R-NH2 + H3O+ ________ R-NH3+ + H2O
R
NH + H3O+ ______ R2NH2+ + H2O
R
Los aniones retenidos en esta forma son intercambiables. Para la existencia de
estas cargas, el pH del suelo debe ser fuertemente ácido en caso de minerales
cristalino. En suelos con alto contenido de minerales con carga variable, como
el alófano o los sesquióxidos, la adsorción se vuelve importante, aun en valores
menos 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- ClExiste menor sustitución en las arcillas Montmorilloníticas que en las
caoliníticas.
34
QUÍMICA DE SUELOS
d) A pH bajos se produce la protonización de algunos coloides del suelo:
R-OH + OH2SO4
R-NH2 + HCl
------- R-OH2+ + SO4-2
----------
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 se
ponen en libertad en él, muchas sustancias nutritivas que son necesarias para
el crecimiento y desarrollo de las plantas, tales como: nitratos, amonio, fósforo,
potasio, calcio, etc. (en forma soluble y asimilable). Si los elementos nutritivos
que se producen no son retenidos o absorbidos por las partículas coloidales del
suelo, éstos se lavarán por medio de las aguas de lluvia o riego y se perderán
por lixiviación, lo que ocasionará un decremento en las características químicas
de fertilidad del suelo.
Se entiende por adsorción el fenómeno por el cual una substancia se une a una
superficie, al ser atraída por fuerzas que pueden ser: electrostáticas, de Van der
Waalls o químicas, por un período más o menos largo, este fenómeno es el que
permite que se lleve a cabo uno de los procesos mas importantes el
"intercambio iónico del suelo (CICT)". Aunque no falta quien lo considere como
un aspecto secundario en comparación con el fenómeno de la fotosíntesis,
dichas reacciones son extremadamente importantes para el desarrollo de las
plantas, especialmente en regiones húmedas en donde los elementos nutritivos
pueden perderse por lavado.
4.2 IMPORTANCIA DEL INTERCAMBIO IÓNICO DEL SUELO.
Los principales procesos del suelo relacionados con el intercambio iónico son
los siguientes:
a) Absorción de nutrimentos por las plantas y depósito de iones
nutritivos. Gracias a la capacidad de intercambio iónico, las raíces de
las plantas toman del suelo nutrimentos minerales que las plantas
necesitan. Se considera que una gran capacidad de intercambio
iónico en los suelos es una característica importante ya que implica la
posibilidad de tener un depósito de iones nutritivos, que pueden ser
cedidos a la solución salina del suelo, a medida que son consumidos
de ésta por las plantas.
b) Retención de iones solubles en agua. Si no existiera el fenómeno de
35
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
intercambio iónico las pérdidas de nutrimentos serían inmensas, ya
que los iones solubles de los fertilizantes como carecen de cohesión
suficiente se lavarían del suelo fácilmente, produciéndose pérdidas
por lixiviación. Esto ocasionaría que el empleo de fertilizantes
solubles en agua fuera de importancia dudosa por el alto costo que
esto representaría.
c) Neutralización de toxinas. Las raíces de las plantas excretan toxinas,
que son dañinas para cualquier raíz, aún para la que las excretó. La
influencia de la capacidad de intercambio iónico sobre la
neutralización de las toxinas de Prickering, es muy importante debido
a que un suelo con gran capacidad de intercambio puede adsorber y
destruir por oxidación una mayor cantidad de estas toxinas.
d) Formación de estructura. El predominio de cationes como el Calcio en
el complejo de intercambio produce condiciones físicas deseables por
la formación de estructura.
e) Clasificación del suelo. La capacidad de intercambio de cationes de
los diversos horizontes del perfil de un suelo se usa como criterio
para la diferenciación de horizontes de diagnóstico en la clasificación
del suelo.
f) Influencia en el pH de la solución del suelo. Las clases de cationes
presentes en el complejo de intercambio también afectan el pH de la
solución del suelo, por ejemplo, una arcilla sódica es generalmente
alcalina y una arcilla hidrogenada es ácida.
4.3 DEFINICIÓN DE CAPACIDAD DE INTERCAMBIO IÓNICO.
Existen numerosas definiciones de intercambio iónico total de un suelo, algunas
de ellas son las siguientes:
a) Se conoce con el nombre de intercambio iónico al proceso reversible
por medio del cual los cationes y aniones son intercambiados entre
fases sólidas próximas unas a otras manteniendo un equilibrio
químico.
b) La capacidad de intercambio iónico es la cantidad de iones que
pueden ocupar los sitios de intercambio totales, de los suelos, ya sea
por la adición de nuevos iones o simplemente por cambios en la
concentración de la solución y que se expresan en miliequivalentes
por cada cien gramos de suelo.
36
QUÍMICA DE SUELOS
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 casi
exclusivamente a las arcillas, pero no se limita a la fracción inferior a
0.002 mm. ya que el limo fino tiene a veces capacidad considerable
de intercambio.
b) Las arcillas amorfas de los suelos volcánicos tienen capacidad de
intercambio 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 los
suelos con arcillas del tipo de la caolinita (1:1), como los ultisoles y
los oxisoles de las zonas tropicales.
d) En la parte superficial del suelo la capacidad de intercambio es
principalmente mineral-orgánica y debido a que la materia orgánica
disminuye con la profundidad del suelo en los horizontes inferiores es
principalmente mineral.
e) En los horizontes orgánicos (no existentes en todos los suelos), la
capacidad de intercambio orgánica es casi siempre más importante
que 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 de
bases" o "Capacidad de cambio" y se define como:
a) Los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas del
suelo adsorben cationes de la fase acuosa, y desadsorben al mismo
tiempo cantidades equivalentes dentro de los coloides y establecen
un equilibrio entre ambas fases. Estos fenómenos se deben a las
propiedades específicas del complejo coloidal del suelo que tienen
cargas 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 100
gramos de suelo (meq./100 g. de suelo).
37
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
c) La cantidad de especies catiónicas unidas a la superficie de las
partículas coloidales, a un pH 7.0 (C7). Esta capacidad varía
ligeramente con la afinidad de adsorción del ion y aumenta con el
contenido de los materiales arcillosos y orgánicos. El valor "C7" de
suelos minerales pueden variar, de acuerdo a su contenido arcilloso,
desde unos cuantos hasta 50 ó 60 miliequivalentes por 100 gramos
de suelo.
d) La expresión del número de los sitios de adsorción de cationes por
unidad de peso del suelo secado al horno, a 110 oC Por 24 horas.
e) La cantidad de cationes cambiables que un suelo es capaz de
adsorber 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 siguientes
características:
a) Equivalencia. Un miliequivalente de un catión se intercambiará con un
miliequivalente de otro catión, por lo que el Sodio 0.023 g se
intercambiará con el Potasio 0.039 g, el calcio 0.020 g con Magnesio
0.012 g, bario 0.068 g con 0,023 g de Sodio etc.
b) Reversibilidad. La relación de concentración de catión retenidos en
los sitios de intercambio, pueden ser modificadas cuando cambia a la
concentración de los iones en la solución, conforme al principio de
acción de masas. Sin embargo, si se cambia el pH del sistema, la
reacción no será estrictamente reversible. Del mismo modo, si ocurre
la fijación de iones como Potasio y/o amonio o si se forman
compuestos insolubles, tampoco sería reversible la reacción.
c) Velocidad de Reacción. La velocidad de las reacciones de
intercambio es casi instantánea, al menos en sitios más accesibles de
cambio. Numerosos investigadores han demostrado que el
intercambio iónico en los suelos es en general muy rápido
necesitándose solamente unos cuantos minutos para alcanzar el
equilibrio.
Por regla general, la velocidad de reacción del intercambio, no está muy
afectada 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.
38
QUÍMICA DE SUELOS
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 de
cationes en los sitios de intercambio, son los siguientes:
a) Concentraciones relativas de la solución. De ellas depende el grado
de sustitución de un catión por otro. Mientras mayor sea la
concentración de un cierto catión en la solución intercambiadora en
relación con el catión que está intercambiado en el suelo, mayor será
la cantidad de catión que se reemplazará.
b) Histérisis. Algunas veces ha sido difícil alcanzar un equilibrio
verdadero en el proceso de intercambio iónico, debido al fenómeno
de histéresis, este fenómeno consiste en comportamiento diferente
que presenta la superficie de intercambio según haya sido el tipo de
ion que originalmente la saturaba.
a) La histéresis es más frecuente en iones heterovalentes, que en iones
monovalentes. Es así como se ha encontrado una fuerte histéresis en
el sistema: Ca+2, NH4+, mientras que no se ha podido encontrar en
los sistemas: Ca+2, Ba+2 y Cu+2.
b) Densidad de energía de superficie. La capacidad de intercambio
catiónico depende también de la superficie total o externa como
superficie total limitante de las partículas, y la superficie interna que
presentan los minerales arcillosos expansibles entre paquetes
laminares. La superficie externa aumenta mucho con la disminución
del tamaño de las partículas, o sea, de las arenas de las arcillas.
Entre las arcillas, la Vermiculita y la Montmorillonita presentan mayor
superficie, ésta llega a 600 y 800 m2 por gramo, entre un 80 a 95%
corresponde a la superficie interna. La illita presenta superficie entre
50 y 100 m2 por gramo.
c) La valencia de los cationes. En general, es el factor más importante
para determinar la proporción relativa de adsorción o desadsorción de
un ion dado. Los iones bivalentes se retienen con más fuerza que los
iones monovalentes, los iones trivalentes se retienen aún más
fuertemente y los cuadrivalentes, prácticamente no pueden ser
reemplazados por una cantidad equivalente.
d) Peso atómico. Todos los cationes no son adsorbidos con igual
tenacidad en una arcilla saturada con un catión dado; se ha
demostrado que la fuerza de sustitución de los cationes alcalinos
metálicos aumentan con el peso atómico. El ion Potasio por ejemplo,
es un sustituto mucho más poderoso que el ion de Sodio y es
39
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
adsorbido con más rapidez por la arcilla. Además, los cationes
bivalentes 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 depende
principalmente de su carga y de sus radios hidratados y sin hidratar.
Por ejemplo los iones Li+, Na+, K+ y Rd+, están enlistados en orden
ascendente de tamaño y se esperaría que su eficiencia de
reemplazamiento fuera en ese mismo orden, sin embargo, durante la
hidratación, el ion Li+ se asocia con tantas moléculas de agua que su
velocidad se reduce mucho. Debido a ese gran radio hidratado, el Li+
por lo tanto no puede llegar tan cerca de las micelas como los otros
iones.
4.5.3 ORDEN DE SELECTIVIDAD DE INTERCAMBIO EN DIVERSOS
INTERCAMBIADORES DEL SUELO.
Es difícil de determinar el orden descendente de adsorción catiónica llamada
serie liotrófica para cada uno de los distintos intercambiadores en general ya
que depende las características del intercambiador, de las características
generales del catión a intercambiar y del que será intercambiado.
Los diferentes tipos de coloides del suelo difieren en la intensidad con que se
unen a los diversos cationes, esto afecta la facilidad del intercambio catiónico.
Se han encontrado las siguientes secuencias de selectividad:
Illita
Caolinita
Al+3 > K+ > Ca+2 > Mg+2 > Na+
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; expansibilidad
de los paquetes elementales de las arcillas y aumento de espacio interlaminar
(Montmorillonita y Vermiculitas); dimensiones específicas del espacio
interlaminar y fijación de NH4+ y K+ (Illita), distribución geométrica de las cargas
(densidad); presencia de diferentes cantidades de radicales externos en la
materia orgánica.
En los suelos no salinos o suelos normales (cuyo pH fluctúa de 4.5 a 8.5), los
iones calcio, Magnesio, Potasio y Sodio son relativamente solubles en la
solución del suelo y una vez que la intemperización los libera de los minerales,
40
QUÍMICA DE SUELOS
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 de
cationes sea como sigue:
Ca+2> Mg+2> K+> Na+
Las diferencias de material madre, el grado de intemperización o la afluencia de
las sales solubles por filtraciones, pueden cambiar el orden; pero esta situación
prevalece en la mayoría de los suelos de regiones húmedas. El Aluminio posee
una fuerza de intercambio alta, pero muy baja solubilidad a un pH mayor que
5.5. Lo mismo puede decirse del Magnesio; aún cuando en condiciones de
reducción es posible encontrar Magnesio intercambiable a valores de pH más
altos.
En suelos muy ácidos suelen predominar el Al+3 y algunas veces el Mn+2, sobre
todo cuando la acidez es muy alta, o bien cuando predomina un estado de
reducción. Estos dos elementos resultan tóxicos para las plantas si se
encuentran en concentraciones elevadas.
4.6 CAPACIDAD DE INTERCAMBIO ANIONICO TOTAL (CIAT).
La capacidad de retención aniónica y molecular de la mayoría de los suelos
agrícolas es mucho menor que la capacidad de retención catiónica. Sin
embargo, en la agricultura moderna son importantes un buen número de
especies aniónicas y no aniónicas, así como el conocimiento de sus relaciones
en 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- y
MoO42-) así como algunos metales pesados (Cr2O72-). Lo mismo también es
cierto para algunos pesticidas, tales como los ácidos fenoxiacéticos no
disociados, 2,4,5-T y 2,4 - D. Las especies molecuales de mayor interés
incluyen al NH3, ácidos débiles no disociados tales como el H3BO3 y H4SiO4 y
las formas no disociadas de un buen número de pesticidas. Es por esto que en
años 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 en
los suelos por mecanismos más complejos que la simple atracción
electrostática involucrada en las reacciones de adsorción catiónica.
Los aniones pueden ser retenidos en el suelo a través de un buen número de
reacciones. Algunas son puramente electrostáticas y se les conoce como no
específicas. Sin embargo existen una variedad de reacciones no electrostáticas
y a las cuales se les conoce en conjunto, como reacciones de adsorción
41
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
específicas ó quimiadsorción.
4.6.1 REACCIONES ANIÓNICAS NO ESPECÍFICAS.
Al acercarse un anión a la superficie eléctricamente cargada de un coloide está
sujeta:
• A la atracción a los sitios sobre la superficie, cargados positivamente.
• O pueden ser repelidos por las cargas negativas. Los silicatos laminares en la
fracción arcillosa de los suelos están por regla general cargados
negativamente, en tal forma que los aniones tienden a ser repelidos de las
superficies minerales.
Los suelos,contienen una variedad de sólidos, incluyendo a las arcillas
silictadas laminares, que son capaces de desarrollar ambas cargas, positivas y
negativas (en muchos casos simultáneamente, aunque localizadas en sitios
diferentes). Por lo tanto un anión al acercarse a los sólidos del suelo puede ser
simultáneamente repelido por las superficies negativamente cargadas o atraído
a 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 cargadas
positivamente puede ser la siguiente y dependerá de la naturaleza del material
coloidal:
CI- < NO3- < SO4-2 < PO4-3 < MoO4-2
NO3- = Cl- < SO4-2 < MoO4-2 < HPO4-2 < H2PO4- < FCl- = NO3- <SO4-2 <MoO4-2 <AsO3-2 < PO4-3 < FClO4- < NO3- < Cl- < SO4-2 < H2PO4- < FLa presencia de cationes complementarios también influye sobre la retención de
aniones como por ejemplo para el sulfato en el que se muestra su grado de
retención de creciente:
Na2SO4 < (NH4)2 SO4 < K2SO4 < CaSO4
42
QUÍMICA DE SUELOS
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 permite
expresarla con el símbolo pH, el cual es el logaritmo negativo de la
concentración de iones H+. Al pH también se le define como el grado o nivel de
acidez, neutralidad o basicidad y se representa por:
pH = log10 [ H+]
El pH del suelo ejerce gran influencia en el desarrollo de las plantas y los
microorganismos del mismo, así como en la velocidad y la tendencia de los
procesos químicos y bioquímicos que en él transcurren.
El pH del suelo está muy relacionado con las cantidades negativas de cationes
ácidos (H+ y Al+3) y bases en los sitios de intercambio. El pH sube cuando las
concentraciones de base aumentan, y bajan cuando se incrementa las de
ácidos.
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 encontraban
disociados en la solución del suelo en el momento en el que se tomó la muestra
para 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 disociados
pero que se disociarán con el tiempo a medida que se produzcan cambios en el
equilibrio iónico del suelo, es por esto que se considera al pH potencial como
el valor mínimo que puede alcanzar un suelo en condiciones normales.
El pH actual se expresa por el pH, o cologaritmo de la concentración de iones
H+, en estado libre en las soluciones del suelo. El pH varía de 0-14,
correspondiendo la neutralización a 7; los suelos medianamente ácidos
presentan un pH de 5-6; los suelos muy ácidos tienen un pH menor de 5; por el
contrario los suelos calizos, suelos con álcalis tienen un pH superior a 7 y
presentan reacción básica.
La cantidad total exacta de H+ (acidez total o potencial) sólo puede ser medido
por volumetría y equivale a la cantidad de cationes metálicos necesarios para
saturar el complejo adsorbente, es decir para reemplazar la totalidad de los
iones H+ (Al+3) de cambio. Este pH total no tiene relaciones inmediatas con el
pH real: si se comparan dos suelos con un pH potencial de 5, uno arenoso y el
otro rico en arcilla y en materia orgánica será necesario aproximadamente 20
veces 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
43
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
intervienen en la formación de suelo:
a) Estación del año.
b) Practicas de manejo y cultivo (los fertilizantes pueden cambiar la
reacción 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 produce
M.O. y, además porque influye en el proceso de lavado. La adición al suelo
M.O. degradable de lugar a la formación de ácidos orgánicos que aumentan la
capacidad 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), como
por ejemplo:
a)
b)
c)
d)
e)
f)
g)
La asimilación de substancias nutritivas por las plantas (tabla 1).
La actividad de los microorganismos del suelo.
La mineralización de las substancias orgánicas.
El intemperismo de los minerales del suelo.
La disolución de compuestos difícilmente solubles.
La coagulación y peptización de los coloides
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 pierden
en el drenaje por lavado, el pH se abate progresivamente y aún puede llegar de
alcalino a ácido. Lo contrario ocurre cundo el ácido húmico y otros ácidos son
lavados a causa de las inundaciones repetidas y mediante drenajes. Esto
aumenta el pH de un suelo orgánico y no solamente la acercará a la neutralidad
si no que lo puede llevara ser francamente alcalino.
44
QUÍMICA DE SUELOS
Rango de pH en el que se obtiene el desarrollo óptimo de algunas plantas
cultivadas
CULTIVO
Alfalfa (Medicago sativa)
Aguacate (Persea americana)
Algodón (Gossypium hirsutum)
Arroz (Oryza sativa)
Avena (Avena sativa)
Cacahuate (Arachis hypogaea)
Cacao (Theobroma cacao)
Café (Coffea arabica)
Camote (Ipomoea batatas)
Caña de azucar (Saccharum officinaram)
Cáñamo (Cannabis sativa)
Cebada (Hordeum vulgare)
CULTIVO
Centeno (Secale cereale)
Cerezo (Prunus avium)
Ciruelo (Prunus domestica)
Cítricos (Citrus sp.)
Cocotero (Cocos nucifera)
Cultivo
Chícharo (Pisum sativum)
Durazno (Prunus persica)
PH ÓPTIMO
6.5 - 8.0
5.5 - 6.5
6.0 - 8.0
5.0 - 6.5
5.0 - 7.0
5.5 - 7.0
5.0 - 7.0
4.5 - 7.0
5.5 - 7.5
6.0 - 8.0
6.0 - 8.0
6.0 - 8.0
pH ÓPTIMO
5.0 - 7.0
6.5 - 8.0
6.5 - 8.0
5.5 - 6.0
6.0 - 7.5
pH óptimo
6.0 - 7.5
6.5 - 8.0
45
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
Frijol (Phaseolus limensis)
Girasol (Hellianthus annus)
Haba (Phaseolus limensis)
Hule (Hevea brasiliensis)
Lino (Linus usitatissimum)
Maíz (Zea mays)
Mango (Mangifera indica)
Manzano (Pyrus malus)
Olivo (Olea europea)
Papa (Solanum tuberosum)
Papaya (Carica papaya)
Peral (Pyrus communis)
Piña (Ananas comosus)
Plátano (Musa paradisiaca)
Remolacha azucarera (Beta saccharifera)
Soya (Glycine max)
Sorgo (Sorghum vulgare)
Tabaco (Nicotiana tabacum)
Té (Thea sinensis)
Tomate (Lycopersicum sculentum
Trébol (Trifolium sp.)
Trigo (Triticum vulgare)
Vid (Vitis vinifera)
Yute (Corchorus capsularis)
6.0 - 7.5
6.5 - 7.5
6.0 - 7.0
3.0 - 7.6
6.0 - 7.5
6.0 - 7.0
5.5 - 7.5
6.0 - 8.0
6.0 - 8.0
5.0 - 7.0
6.0 - 7.3
6.0 - 8.0
5.0 - 6.0
6.0 - 7.5
6.5 - 7.5
6.0 - 7.0
5.0 - 6.5
5.5 - 7.5
4.5 - 5.5
5.5 - 7.0
5.5 - 7.5
6.0 - 8.0
6.0 - 7.5
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 pH
es variada y puede ser útil desde el punto de vista agrícola; por ejemplo, se
puede utilizar para determinar la solubilidad, disponibilidad y movilidad de los
elementos nutritivos para las plantas (figura 1); para conocer el tipo de cultivo
que se puede desarrollar; para determinar el porcentaje de saturación de bases;
para la clasificación de suelos salinos y salino-sódicos; para la identificación de
horizontes de diagnóstico en la clasificación de los suelos; para las
recomendaciones 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 ácido
4.6 - 5.0
Muy fuertemente ácido
5.1 - 5.5
Fuertemente ácido
Ácido
____________________________________________________________
46
QUÍMICA DE SUELOS
6.1 - 6.5
Ligeramente ácido
6.6 - 7.3
Neutro
Neutro
7.4 - 7.8
Ligeramente alcalino
____________________________________________________________
7.9 - 8.4
Moderadamente alcalino
8.5 - 9.0
Fuertemente alcalino
Alcalino
Mayor 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------------------------------------------------- pH
1 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.
47
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
Figura 1. Solubilidad de elementos en función del pH
48
QUÍMICA DE SUELOS
5.4. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS SUELOS
RECOMENDACIONES PARA SU MANEJO DE ACUERDO CON SU pH.
Y
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 que
el rango de pH óptimo para la solubilidad de la mayoría de los elementos
nutritivos se encuentra entre 6.5 y 7.5.
En estos suelos se puede desarrollar una amplia gama de cultivos, con
excepción de aquellos que requieren condiciones ácidas o alcalinas extremas.
Las prácticas de manejo que se recomiendan para estos suelos tienen el
propósito 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 suelos
c) 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 para
obtener grandes cosechas sin irrigación, tienen reacción ácida. La causa de la
acidez reside en el lavado de bases por el agua de percolación. El resultado es
un descenso de fertilidad y un medio poco adecuado para el crecimiento de la
mayoría de las plantas.
Los fertilizantes que contienen Azufre o Nitrógeno acidifican el suelo
produciendo efectos apreciables en pocos años. Cuando el pH desciende abajo
de 5 el Aluminio se libera de la estructura cristalina de los minerales de la
arcilla, se traslada a los sitios de intercambio, pasando también a la solución del
suelo 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 altas
concentraciones que pueden ser tóxicas para las plantas.
Los suelos ácidos pueden tener una baja concentración de elementos nutritivos
Fósforo y Molibdeno y de las denominadas bases intercambiables (Ca+2, Mg+2,
Na+ y K+) porque al hacerse solubles pueden reaccionar con otros elementos
como el Fierro y el Aluminio formando compuestos insolubles.
El pH ácido puede propiciar el desarrollo de hongos patógenos para las plantas.
49
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
Las prácticas de manejo recomendadas para estos suelos tienen el propósito
de 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 excesivos
c) 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 una
mejora a lo largo plazo de la fertilidad. Sin embargo, en sistemas de cultivos mal
llevados, el encalado puede producir buenas cosechas los años inmediatos, a
costa de un gradual empobrecimiento del suelo. Por eso, al principio, las
cosechas, son superiores y más tarde inferiores a las plantas que se obtendrían
sin encalar. El descenso de las cosechas en años posteriores puede evitarse
utilizando fertilizantes además de cal. Por esto el encalado y la fertilización
deben ir juntos, como prácticas complementarias, por lo menos en las regiones
húmedas.
El encalado aumenta la exportación de nutrimentos cuando se recogen grandes
cosechas; también favorece la actividad microbiana y acelera la
descomposición de la materia orgánica. Respecto a los nutrimentos de las
plantas, aumenta su disponibilidad inmediata y reduce la futura. La perdida de
materia orgánica del suelo puede impedirse, o cuando menos limitarse, si se
devuelven al suelo los residuos posibles de las cosechas resultantes de una
mayor producción.
La fertilización a menudo aumenta la necesidad de cal. En el suelo, el amonio
de los fertilizantes nitrogenados, se oxida formándose nitratos. El amonio es un
material alcalino, pero los nitratos en el suelo se comportan como ácidos.
Generalmente, cuando se ha usado durante unos pocos años un fertilizante de
tipo amoniacal, se requiere la aplicación de cal. Las formas amoniacales suelen
ser los fertilizantes nitrogenados más baratos, por lo que, a menudo, es más
económico 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 varios
requisitos:
a) Debe poseer un suave efecto alcalinizante. Lo que se pretende es subir
50
QUÍMICA DE SUELOS
el pH hasta cerca de la neutralidad. El material ideal debería presentar
una acción lo bastante suave como para no ejercer nocivos, caso de
aplicarse en dosis excesivas.
b) Su aplicación debe conducir a una proporción deseable de cationes en
los sitios de intercambio. Los cationes añadidos deberían ser sobre todo
Ca+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. La
base 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 consiste
principalmente en CaCO3; las variedades dolomíticas contienen algo de MgCO3.
Con ella se suministra los cationes deseables, y los aniones carbonato no
poseen 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 efecto
alcalinizante demasiado enérgico, aportan cationes inadecuados y son de
demasiado 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 de
Calcio pueden ser útiles como fertilizantes que aportan ese elemento a arcillas
de tipo óxido, donde el pH ya es satisfactorio, pero no pueden considerarse
materiales idóneos para el encalado.
Los efectos alcalinizantes del CaCO3 y el MgCO3 son débiles; se trata de sales
poco solubles de una base moderadamente fuerte y un ácido débil. El efecto del
Na2CO3 es mucho más enérgico porque se trata de una sal muy soluble de una
base 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 neutralizar
la acidez del suelo. Por eso el peso aplicado de cada material se compara con
el peso del CaCO3 puro, al que se le asigna un valor porcentual de 100. Se
hallan siempre presentes en las calizas algunas impurezas como el cuarzo, y
éstas hacen que se reduzca su equivalencia.
51
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La presencia de MgCO3 en las calizas dolomíticas aumenta su equivalencia por
que 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 muestra
de esta última sustancia pura tiene un equivalente de carbonato cálcico de
100/84 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 condiciones
siguientes:
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 bases
excepcionalmente elevadas, manteniendo una alta concentración de las
mismas en los suelos jóvenes.
La combinación de las dos primeras condiciones es particularmente adecuada
para la formación de suelos alcalinos. Los lugares más adecuados para
encontrarlos son los fondos de valle en regiones áridas. Los suelos alcalinos
son de gran interés en la agricultura de regadío ya que los relieves deprimidos
en que se localizan suelen ser las áreas que pueden regarse con mayor
facilidad.
Estos suelos poseen más de un 15% de sus sitios intercambiables ocupados
por iones Na+ pero son pobres en sales solubles. Esta combinación da lugar a
una 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 naturaleza
estrictamente química. Sin embargo, los suelos alcalinos crean problemas tanto
químicos como físicos. Estos últimos no se presentan siempre, pero cundo lo
hacen perjudican de manera importante al crecimiento de todos los cultivos. Los
problemas químicos existen siempre de algún modo en todos los suelos
alcalinos pero pueden ser no serios. Su gravedad se halla correlacionada con la
magnitud en que el pH se encuentra por encima de 7,0.
En los suelos altamente sódicos, la materia orgánica sufre envejecimiento; al
52
QUÍMICA DE SUELOS
estar suelta y dispersa se acumula en las superficie formando una fina capa
negruzca que puede depositarse en la superficie debido a la evaporación y da
origen al término "álcali negro".
Los problemas físicos se originan de la dispersión de los coloides del suelo. Las
partículas dispersas forman costras y bloquean los poros. La permeabilidad del
suelo desciende de valores tan bajos, que en algún caso es inferior a la tasa de
evaporación. Esta situación imposibilita el crecimiento de las plantas y dificulta
mucho la aplicación de enmiendas químicas para corregir el problema.
Debido al estado disperso de los coloides, estos suelos son de baja
permeabilidad al agua y apenas pueden soportar el crecimiento de las plantas.
Como presentan gran dificultad para trabajarlos las raíces de los cultivos no
pueden 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 de
unos cuantos centímetros de suelo de textura relativamente gruesa.
Los problemas químicos se originan por la reducida disponibilidad de fósforo, de
Potasio y de la mayoría de los micronutrimentos. Las diferencias en Fierro son
especialmente frecuentes en suelos alcalinos. Por otra parte, en algunos casos
el suelo alcalino contiene tal cantidad de sales solubles, que las plantas tienen
dificultades para absorber el agua; la presión osmótica en la solución del suelo
puede superar a las de las células vegetales normales. El aumento de la
concentración de sales reduce la respuesta de los cereales y hortalizas a las
aplicaciones de fertilizantes.
Los aniones presentan en este suelo son principalmente cloruros, sulfatos y
bicarbonatos, también pueden haber carbonatos en cantidades variables. La
solución de suelo en los suelos sódicos contiene sólo pequeñas cantidades de
Calcio 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+ representa
mucho más del 15% del total de cationes (prácticamente todos ellos los
adsorben las micelas con presencia Na+). Algunas sales sódicas, tales como el
Na2CO3 adsorben H+ del agua y liberan iones Na+ y OH- que producen la
intensa reacción alcalina del NaOH en disolución. De todos los suelos, los
sódicos son los más alcalinos y de los alcalinos, los más difíciles de corregir.
53
CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
5.4.3.2 EFECTOS PERJUDICIALES DE LOS SUELOS ALCALINOS EN LAS
PLANTAS.
Los suelos alcalinos, dominados por sodio activo, ejercen un efecto
desfavorable sobre las plantas de tres maneras:
a) Por influencia de la alta alcalinidad inducida por el carbonato y
bicarbonato sódico.
b) Por toxicidad con el bicarbonato de otros aniones.
c) Por los efectos contrarios de los iones de sodio activados sobre el
metabolismo de las plantas y su nutrición.
Estos suelos pueden presentar problemas de deficiencia de los elementos
fósforo, potasio, Fierro, Manganeso, Cobre, zinc y boro por la formación de
compuestos insolubles. Aunque en contadas ocasiones pueden contener
grandes concentraciones de Calcio y Magnesio.
PHs mayores de 8.5 casi siempre indican la presencia de carbonatos de
metales alcalino-térreos y una posible saturación de sodio intercambiable de
15% o mayor.
El propósito de las prácticas de manejo que se recomiendan para estos suelos
es corregir el pH bajándolo hacia la neutralidad. Dentro de estas prácticas se
encuentra:
a)
b)
c)
d)
e)
Uso de mejoradores como el yeso, azufre y ácido sulfúrico
Establecimiento de sistemas de drenaje eficientes.
Lavados del suelo.
Establecimiento de cultivos que se adapten al pH alcalino.
Otras técnicas de manejo e hidrotécnicas.
5.4.3.3 MATERIALES UTILIZADOS PARA DISMINUIR EL PH DE LOS
SUELOS ALCALINOS.
Las enmiendas más frecuentes utilizadas para los suelos alcalinos son el yeso y
el azufre. El yeso (CaSO4. 2H2O) es el de aplicación más corriente. La mayoría
de los iones Na+ presentes en los sitios de intercambio son sustituidos por Ca+2
de manera que se impide la dispersión:
-2Na+ + CaSO4 ---->
54
=Ca++ + 2Na+ + SO4=
QUÍMICA DE SUELOS
El sulfato sódico formado es soluble, de manera que puede eliminarse del suelo
por lavado. Para conseguir que la anterior reacción se desarrolle en el sentido
deseado y de modo que prácticamente completo, debe existir un exceso de
iones Ca+2 en la solución del suelo, de modo que éstos sustituyan,
prácticamente a todo el Na+ adsorbido sobre las micelas. Por otra parte, debe
aplicarse yeso en cantidad suficiente para eliminar de la solución la mayor parte
del ion carbonato:
Na2CO3 + CaSO4 ----> CaCO3 + 2Na+ + SO4
Esta reacción es importante porque el Na2CO3 en solución produce un pH muy
elevado y todas las características indeseables que los acompañan, mientras
que el Na2SO4 es una sal neutra. La reacción llega casi a completarse porque el
carbonato cálcico precipita. El exceso de iones Na+ y SO4= se elimina por
lavado.
El azufre suele usarse como enmienda del suelo para reducir su alcalinidad
cuando éste contiene cal libre además de un exceso de sodio. Una ventaja
importante del azufre reside en el menor peso de material que debe movilizarse
a la hora de realizar el transporte y aplicación. Una desventaja del azufre reside
con el tiempo que necesita para oxidarse en el suelo.
2S + 3O2 + 2H2O -----> acción 2H2SO4
microbiana
El retraso puede eliminarse aplicando directamente al H2SO4 como enmienda.
Naturalmente, el ácido sulfúrico, liberado en un suelo alcalino o aplicando como
enmienda, reacciona inmediatamente con alguna de las sales presentes:
H2SO4 + 2Na+ + CO3= -----> 2Na+ + SO4 + H2O + CO2
H2SO4 + CaCO3 ----> CaSO4 + H2O + CO2
Cuando se aplica un ácido a un suelo conteniendo carbonatos, las burbujas de
dióxido de carbono proporcionan una evidencia de las anteriores reacciones. El
CaSO4 que, eventualmente, se forma en el suelo, reacciona de la misma
manera que el yeso aplicado artificialmente.
Un suelo salino-sódico puede normalizarse sometiéndolo a una acción de
lavado, una vez ha sido enmendado con yeso o ácido sulfúrico. Si se utiliza
azufre debe dejarse transcurrir un periodo de tiempo suficiente para permitir la
acción microbiana, antes de preceder al lavado. La cantidad de enmienda
requerida es la suma de la necesaria para desplazar el Na+ en la solución del
suelo.
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CELIA ELENA VALENCIA ISLAS
La dosis de enmienda necesaria para la solución del suelo es variable, pero es
posible realizar algunas estimaciones si puede disponerse de datos químicos y
se realizan unas suposiciones. Si por ejemplo, una Hectárea con dos millones
de Kg de masa contiene 0,25% de Na2CO3 que debe neutralizarse con azufre,
tenemos:
2 millones Kg x 0.0025 = 500 Kg de Na2CO3
El azufre se oxida a H2SO4 , el cual reacciona con el Na2CO3 como ya se ha
indicado. El peso equivalente del azufre es 16, el del Na2CO3 es 53, de manera
que el azufre necesario será:
500 Kg x 16/53=1510 Kg de azufre/Ha
Si se trata de yeso, la cantidad necesaria sería mucho mayor ya que el peso
equivalente del yeso es 86:
500 Kg x 86/53=8100 Kg de yeso/Ha
La cantidad adicional de enmienda necesaria para sustituir el Na+ en el
complejo de cambio es un problema, la restauración de suelos salino- sódicos
suele requerir varias toneladas de yeso, unas pocas de azufre o alguna
combinación de los dos, pero en ningún caso debe ser emprendida sin haber
aplicado la enmienda necesaria.
Debido a los cambios que pueden producirse en el pH del suelo, tanto de
manera natural o por adición de algún tipo de mejorador, conviene realizar la
determinación del pH por lo menos una vez al año.
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