Acidez y alcalinidad del suelo

Insignificancia cuantitativa

La acidez activa es un pool extremadamente pequeño. Para confirmarlo, basta con hacer un cálculo sencillo. Recordemos que el pH es el logaritmo negativo de la concentración de H⁺. Por ejemplo, en un suelo con pH 4, la concentración de H⁺ es 10⁻⁴ mol/L, lo que equivale a 0,0001 mol/L. Si consideramos una capa superficial de 15 cm de espesor en una hectárea (unos 2 millones de kg de suelo) con un 20% de humedad (es decir, unos 400 000 litros de agua), la cantidad total de H⁺ activos en este volumen sería insignificante. Se estima que para neutralizar toda la acidez activa en esa capa se necesitarían solo unos 2 kg de carbonato de calcio puro (CaCO₃) (Weil, 2017). Sin embargo, en la práctica, para elevar el pH de dicho suelo de 4 a 6,5 se pueden necesitar de 5 a 10 toneladas o más de cal. Esta gran diferencia indica que la mayor parte de la acidez no está en la solución, sino en la fase sólida: es la llamada acidez potencial (de reserva), a la que nos referiremos en el próximo capítulo.

Métodos de medición y su interpretación

La determinación del pH en suspensión acuosa (pH_H2O) es el método más común, pero tiene importantes inconvenientes. El agua es un electrolito débil y su fuerza iónica es baja. Al añadir agua al suelo, se diluye la solución del suelo, desplazando el equilibrio entre los iones en solución y los de la superficie de los coloides. Como resultado, parte de los H⁺ y Al³⁺ retenidos en posiciones de intercambio pasan a la solución, y el pH medido puede resultar algo más alto que el que existe en condiciones naturales con humedad de campo.

Para obtener un resultado más estable y reproducible, especialmente en suelos con alto contenido de sales o carga variable, se mide el pH en suspensión con un fondo salino, generalmente en CaCl₂ 0,01 M (pH_CaCl2) o en KCl 1 M (pH_KCl) (Weil, 2017; White, 2006). Los cationes de la solución salina (Ca²⁺ o K⁺) desplazan parte de los H⁺ y Al³⁺ intercambiables de los coloides hacia la solución, lo que reduce el pH en comparación con el extracto acuoso. Normalmente, el pH_CaCl2 es de 0,3 a 0,6 unidades inferior al pH_H2O (Essington, 2015). La diferencia entre estos indicadores indica indirectamente la magnitud de la acidez intercambiable (potencial). En algunos suelos ácidos muy meteorizados donde predominan óxidos de hierro y aluminio con carga positiva (intercambiadores de aniones), el pH_KCl puede ser, por el contrario, superior al pH_H2O debido al desplazamiento de iones hidroxilo (OH⁻) (Bloom & Skyllberg, 2012; van Raij & Peech, 1972). Este es un claro ejemplo de cómo la diferente composición de los coloides influye en la interpretación de un mismo indicador.

Importancia biológica de la acidez activa

A pesar de su escasa magnitud cuantitativa, la acidez activa es el hábitat de las raíces de las plantas y de los microorganismos del suelo. Es la concentración de H⁺ en la solución la que determina:

• Disponibilidad de nutrientes: en medios ácidos (pH < 5,5), muchos cationes (Fe, Mn, Zn, Cu) se vuelven más solubles y pueden alcanzar concentraciones tóxicas, mientras que la disponibilidad de fósforo, molibdeno y calcio disminuye drásticamente (Foth, 1990; Weil, 2017). A pH alto (alcalino) ocurre lo contrario: deficiencia de micronutrientes.
• Toxicidad por aluminio: por debajo de pH 5,0–5,2, aparecen en la solución formas fitotóxicas de aluminio (principalmente Al³⁺ y AlOH²⁺), que dañan los sistemas radiculares (Sparks, 2003; Eash et al., 2016). Esta es una de las principales causas de depresión del crecimiento en suelos ácidos.
• Actividad microbiana: la mayoría de las bacterias, incluidas las fijadoras de nitrógeno y las nitrificantes, prefieren un medio neutro o ligeramente alcalino; en suelos ácidos su actividad se suprime y los hongos pasan a dominar (Weil, 2017).

Sin embargo, hay que entender claramente: la concentración de H⁺ en sí misma rara vez es un factor tóxico directo (excepto en pH extremadamente bajos < 4,0). La mayoría de las veces, el efecto perjudicial de la reacción ácida está mediado por el aluminio, el manganeso y los desequilibrios nutricionales. La acidez activa es solo un indicador "señal", pero es el punto de partida del diagnóstico.

Conclusión del capítulo

La acidez activa es la concentración medida de H⁺ en la solución del suelo. Es extremadamente pequeña, pero tiene una importancia decisiva para la vida de las raíces y los microorganismos. Sin embargo, no ofrece una imagen completa de la acidez del suelo como sistema. La principal "reserva" de acidez está asociada a la fase sólida. Por eso, suelos con el mismo pH pueden requerir cantidades muy diferentes de cal para su neutralización: su capacidad amortiguadora es distinta. Pasamos a comprender esta capacidad amortiguadora y sus componentes en el siguiente capítulo.

Definición y esencia del fenómeno

La acidez potencial (o de reserva) es la parte de la acidez total del suelo que está asociada a la fase sólida y no se manifiesta directamente en la solución del suelo. Está "conservada" en forma de iones hidrógeno y aluminio retenidos en la superficie de los coloides del suelo (minerales arcillosos y humus) en estado intercambiable o no intercambiable (Foth, 1990; Weil, 2017).

Es precisamente esta forma oculta de acidez la que determina la capacidad amortiguadora del suelo: su capacidad para resistir cambios de pH. Los suelos con una gran reserva de acidez potencial (alto contenido de arcilla y humus) son como un volante enorme: para mover su pH se requiere un esfuerzo considerable en forma de toneladas de cal. Por el contrario, los suelos arenosos con escasa reserva de acidez potencial reaccionan de forma brusca y rápida ante la adición de ácidos o álcalis.

La acidez potencial es cientos o miles de veces mayor que la activa. Si la acidez activa se puede neutralizar con kilogramos de cal por hectárea, para neutralizar la potencial se necesitan toneladas (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Composición de la acidez potencial: dos componentes principales

Tradicionalmente, la acidez potencial se divide en dos formas principales, que se diferencian por la fuerza con que los iones ácidos están unidos a los coloides y por el reactivo que puede desplazarlos.

1. Acidez intercambiable (o desplazable por sales)

Es la parte de la acidez potencial representada por cationes H⁺ y Al³⁺ retenidos en posiciones de intercambio de los coloides por fuerzas electrostáticas (Eash et al., 2016; Foth, 1990). Estos iones están en equilibrio dinámico con la solución del suelo y pueden ser desplazados (sustituidos) con relativa facilidad por otros cationes, por ejemplo, al tratar el suelo con un extracto de sal neutra (KCl 1 M o CaCl₂ 0,01 M).

Hecho crucial: En los suelos minerales ácidos, la acidez intercambiable se debe, en su gran mayoría, al aluminio (Al³⁺) y no al hidrógeno (H⁺) (Sparks, 2003; White, 2006). Este es uno de los descubrimientos más importantes en la química del suelo, que cambió radicalmente la comprensión de la naturaleza de la acidez. Como escribió Thomas (1977), durante mucho tiempo hubo acalorados debates sobre si el principal "culpable" era el H⁺ o el Al³⁺. No fue hasta mediados del siglo XX cuando se demostró definitivamente que en los suelos ácidos las posiciones de intercambio están ocupadas predominantemente por aluminio. Discutiremos por qué es así en detalle cuando hablemos de las fuentes de acidez.

Matiz metodológico: La acidez intercambiable se determina en el laboratorio desplazando los iones del suelo con una solución de KCl y titulando el extracto obtenido con álcali. El valor obtenido se expresa en cmol(equiv)/kg y se denomina "acidez intercambiable" o "acidez extraíble con KCl". En suelos orgánicos y turberas altas, la contribución del H⁺ a la acidez intercambiable puede ser significativa, pero en suelos minerales domina el Al³⁺ (Weil, 2017).

2. Acidez hidrolítica (o residual)

Es una forma de acidez más "profunda" y más firmemente unida. Se debe a iones hidrógeno y aluminio que forman parte de las propias partículas coloidales. Incluye:

• H⁺ unidos covalentemente a grupos funcionales del humus (carboxilo -COOH, fenólico -OH) (Bloom & Skyllberg, 2012).
• Formas no intercambiables de aluminio: polímeros de hidroxi-aluminio [Al(OH)₂⁺, Al(OH)³⁺, etc.] que pueden encontrarse en los espacios interlaminar de los minerales arcillosos 2:1 (por ejemplo, en vermiculita) o estar fuertemente quimisorbidos en la superficie de los óxidos. Estas formas no son desplazadas por sales neutras (Sparks, 2003; White, 2006).

La acidez hidrolítica solo se pone de manifiesto al tratar el suelo con sales hidrolíticamente alcalinas (por ejemplo, acetato de sodio CH₃COONa) o por titulación directa de la suspensión con álcali hasta un pH determinado (normalmente 8,2). Es con esta forma con la que se asocia el concepto de "acidez titulable hasta pH 8,2", que junto con la acidez intercambiable da una idea de la acidez total del suelo.

Interrelación de las formas y significado práctico

Las tres formas de acidez (activa, intercambiable e hidrolítica) se encuentran en equilibrio dinámico (véase el esquema en Weil, 2017). Si añadimos cal (base) al suelo, esta neutraliza en primer lugar la acidez activa en la solución. Pero tan pronto como disminuye la concentración de H⁺ en la solución, el equilibrio se desplaza: parte de los H⁺ y Al³⁺ pasan de las posiciones de intercambio a la solución para restablecer el equilibrio perdido. Y así sucesivamente hasta que se agota todo el pool intercambiable. Solo entonces entra en juego la acidez hidrolítica (residual). Es este proceso en cascada el que proporciona la amortiguación.

¿Por qué es importante distinguir estos pools?

1. Para el diagnóstico: Conocer solo el pH (acidez activa) no es suficiente. Para dar una recomendación fundamentada de encalado, el laboratorio agroquímico debe determinar la magnitud de la acidez intercambiable y/o hidrolítica.

2. Para entender la toxicidad: El efecto tóxico sobre las plantas en suelos ácidos no está relacionado con el H⁺ en sí, sino con el aluminio disuelto e intercambiable (Al³⁺). Cuanto mayor sea la acidez intercambiable, mayor será el riesgo potencial de toxicidad por aluminio (Sparks, 2003). Por ello, en suelos tropicales y subtropicales, la dosis de cal se calcula a menudo no en función del pH objetivo, sino de la reducción necesaria de la saturación de aluminio en el CAS hasta un nivel seguro (por ejemplo, < 20–30% de la CIC) (Foth, 1990; Weil, 2017).

3. Para la predicción: El alto contenido de humus y minerales arcillosos del tipo montmorillonita proporciona una enorme reserva de acidez potencial. Estos suelos son muy amortiguadores. Por el contrario, los suelos con predominio de caolinita u óxidos de hierro y aluminio, así como los suelos arenosos, tienen baja capacidad amortiguadora y su pH se "desajusta" fácilmente incluso con pequeñas cantidades de fertilizantes.

Idea clave del capítulo: La acidez potencial es el "depósito" de iones H⁺ y Al³⁺ asociados a la fase sólida del suelo. Es cientos o miles de veces mayor que la acidez activa y es la que determina las propiedades amortiguadoras del suelo y su necesidad real de encalado.

Hemos analizado la composición de la acidez potencial. Ahora estamos listos para pasar al siguiente concepto fundamental: la amortiguación (capítulo 4), donde sintetizaremos los conocimientos sobre la acidez activa y potencial y responderemos a la pregunta principal de la conferencia.

Definición y esencia del fenómeno

Amortiguación (o capacidad buffer) es la capacidad del suelo para resistir cambios en el pH cuando se añade ácido o álcali (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Bloom & Skyllberg, 2012). En otras palabras, es el "colchón de seguridad" que impide que la solución del suelo se acidifique o alcalinice bruscamente ante cada lluvia, aplicación de fertilizantes o respiración de las raíces.

Es precisamente la amortiguación la que responde directamente a nuestra pregunta clave. Dos suelos con el mismo pH (por ejemplo, 5,0) pueden tener una capacidad amortiguadora muy diferente. En uno (arenoso, pobre en humus), el pH caerá bruscamente a 4,0 con una pequeña dosis de fertilizante ácido. En el otro (arcilloso, rico en materia orgánica), la misma dosis provocará solo un cambio apenas perceptible. Por lo tanto, para modificar el pH de un suelo bien amortiguado se necesita mucho más cal (o azufre) que para uno débilmente amortiguado.

Mecanismo de amortiguación: equilibrio entre tres pools

Ya conocemos los tres pools de acidez: activa (solución del suelo), intercambiable (iones H⁺ y Al³⁺ en la superficie de los coloides) e hidrolítica (formas fuertemente unidas en la estructura de coloides y humus). La amortiguación se asegura mediante el equilibrio dinámico entre estos pools.

Una ilustración clásica que se utiliza a menudo en los libros de texto es la de una máquina de café (Weil, 2017). La acidez activa es el café en el pequeño tubo transparente del exterior de la máquina. Hay muy poco. La acidez intercambiable e hidrolítica es el enorme depósito de café en el interior. Si sacamos un poco de café del tubo (neutralizamos la acidez activa), el nivel en el tubo baja rápidamente. Pero la máquina comenzará a verter café del depósito al tubo hasta que los niveles se igualen. Exteriormente, el nivel en el tubo apenas ha cambiado, pero hemos gastado parte de la "reserva" del depósito. De igual modo, en el suelo: al añadir cal (álcali), esta reacciona primero con los H⁺ activos en la solución. Tan pronto como su concentración disminuye, comienza la transferencia de H⁺ y Al³⁺ desde las posiciones de intercambio a la solución, manteniendo el pH a un nivel casi constante hasta que se agota el pool intercambiable. Cuando este también se agota, entra en juego la acidez hidrolítica y el proceso continúa (Weil, 2017).

Evaluación cuantitativa de la amortiguación

La capacidad amortiguadora del suelo se puede evaluar de varias formas:

1. Por la magnitud de la capacidad de intercambio catiónico (CIC). Cuanto mayor es la CIC, más iones pueden retenerse en la superficie de los coloides y mayor es el "depósito" para el intercambio. Un alto contenido de humus y minerales arcillosos con alta CIC (por ejemplo, montmorillonita) proporciona la máxima amortiguación. Una CIC baja (suelos arenosos, caolinita, óxidos) significa baja amortiguación (Eash et al., 2016; Foth, 1990).

2. Por las curvas de titulación. Son gráficos que muestran cómo varía el pH del suelo al añadir determinadas cantidades de ácido o álcali. El estudio clásico de Magdoff y Bartlett (1985) demostró que para suelos con alto contenido de materia orgánica, la curva de titulación tiene una pendiente más suave en el rango de pH 4,5–6,5, lo que indica una alta amortiguación. Por el contrario, los suelos con bajo contenido de materia orgánica reaccionan a la adición de ácido o base con un cambio de pH mucho más brusco. Además, los autores mostraron que si los datos de titulación se recalculan por unidad de materia orgánica, las curvas para diferentes suelos coinciden prácticamente, lo que demuestra el papel clave de la materia orgánica en la amortiguación de los horizontes superficiales.

3. Mediante el pH buffer. En los laboratorios agroquímicos, para calcular las dosis de cal se utilizan soluciones tampón especiales (por ejemplo, el método de Adams-Evans o el tampón SMP). Mezclando el suelo con dicho tampón, que tiene un pH fijo (por ejemplo, 8,0 o 7,5), y midiendo cuánto ha "desviado" el suelo su pH, se juzga la capacidad de acidez potencial y, por tanto, la amortiguación del suelo (Essington, 2015; Weil, 2017).

Factores que determinan la amortiguación

Como ya hemos entendido, la amortiguación depende de la composición y propiedades de la fase sólida del suelo:

• Materia orgánica. Posee una enorme cantidad de grupos funcionales (-COOH, -OH) capaces de unir y liberar H⁺. Es el humus la principal fuente de amortiguación en los horizontes superiores de la mayoría de los suelos.
• Composición de los minerales arcillosos. Los minerales 2:1 (esmectitas, vermiculitas) con alta CIC y capacidad de expansión interlaminar crean una mayor amortiguación que los minerales 1:1 (caolinita) o los óxidos de hierro y aluminio (Foth, 1990; White, 2006).
• Contenido de carbonatos. En suelos alcalinos y neutros, la presencia de CaCO₃ proporciona una potente amortiguación en el rango de pH 7–8,5 (Bloom & Skyllberg, 2012). Mientras haya carbonato cálcico sólido en el suelo, su pH no puede bajar de un cierto nivel, ya que se disolverá neutralizando el ácido que entre.

Por qué es importante en la práctica

Comprender la amortiguación es fundamental para la toma de decisiones en agricultura y ecología:

• Encalado. En suelos bien amortiguados, se necesita mucho más cal para alcanzar el pH deseado. Ignorar este hecho lleva a un infraencalado y a una reducción del rendimiento. En suelos débilmente amortiguados, por el contrario, es fácil pasarse con la cal (sobreencalado), provocando deficiencias de micronutrientes.
• Lluvia ácida. Es la capacidad amortiguadora del suelo la que determina en qué medida sufrirá el ecosistema por las precipitaciones ácidas. Los suelos pobres y arenosos con baja amortiguación (por ejemplo, los Podzoles sobre granito) son los más sensibles y se acidifican rápidamente (Weil, 2017; Bloom & Grigal, 1985).
• Fertilizantes. La aplicación sistemática de fertilizantes fisiológicamente ácidos (nitrato amónico, sulfato amónico) conduce a una acidificación gradual. En suelos bien amortiguados, este proceso es lento y el pH puede permanecer estable durante décadas, mientras que en los débilmente amortiguados desciende rápidamente, requiriendo encalados frecuentes.

Idea clave del capítulo: La amortiguación es una propiedad integral del suelo, determinada por el equilibrio entre las formas activa y potencial de acidez. Depende de la composición del CAS (humus, tipo de arcilla) y de la presencia de carbonatos. Es la amortiguación la que explica por qué los suelos reaccionan de manera diferente a las influencias externas, y es precisamente ella la que debe tenerse en cuenta al calcular las dosis de enmiendas.

Hemos visto qué es la amortiguación y de qué depende. Ahora es lógico pasar a la pregunta: ¿de dónde procede esta acidez? ¿Qué procesos naturales y antropogénicos generan H⁺ en el suelo? Pasamos al siguiente capítulo: 5. Fuentes de acidez.

1. Ácido carbónico (H₂CO₃)

Es la fuente de acidez más universal y de acción constante. Las raíces de las plantas y los microorganismos del suelo respiran continuamente, liberando dióxido de carbono (CO₂) al aire del suelo. Su concentración en el suelo puede ser decenas o cientos de veces superior a la atmosférica (0,03–0,1 atm y más) (Weil, 2017; Huang, 2012). Al disolverse en la humedad del suelo, el CO₂ forma el débil ácido carbónico:

Este proceso es el principal motor de la meteorización química en la naturaleza. Proporciona un aporte constante, aunque débil, de H⁺ a la solución del suelo. Sin embargo, el ácido carbónico es un electrolito débil (su pK_a = 6,35), por lo que es eficaz como fuente de acidez solo a pH > 5,0. En medios más ácidos, su contribución al balance total de H⁺ disminuye.

2. Ácidos orgánicos

Durante la descomposición de los residuos vegetales y del humus por los microorganismos se forma una amplia gama de ácidos orgánicos: desde los de bajo peso molecular (oxálico, cítrico, málico) hasta los de alto peso molecular (ácidos húmicos y fúlvicos) con grupos carboxilo (-COOH) y fenólicos (-OH) (Bloom & Skyllberg, 2012; Weil, 2017). Estos ácidos son considerablemente más fuertes que el carbónico (su pK_a se sitúa en el rango 3–5) y desempeñan un papel importante en la acidificación de los horizontes superiores del suelo, especialmente bajo la hojarasca forestal y en horizontes orgánicos.

El proceso general puede representarse como la oxidación de la materia orgánica:

Es importante señalar que el propio proceso de acumulación de materia orgánica también contribuye a la acidificación, ya que los ácidos orgánicos forman complejos solubles con cationes básicos (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺), lo que facilita su eliminación del suelo (Weil, 2017).

3. Nitrificación (oxidación del nitrógeno)

Es una de las fuentes de acidez más potentes antropogénicamente intensificadas en suelos de cultivo. El nitrógeno amoniacal (NH₄⁺), que procede de fertilizantes minerales o se forma durante la mineralización de la materia orgánica, sufre una oxidación biológica a nitratos (NO₃^-) en un proceso de dos etapas, la nitrificación:

Global:

Por cada mol de amonio oxidado se forman dos moles de H⁺ (Eash et al., 2016; Weil, 2017). Si los nitratos formados se lixivian del suelo (y no son absorbidos por las plantas), esta acidez permanece en el sistema, provocando su acidificación. Esta es la razón por la que la aplicación sistemática de fertilizantes amoniacales sin encalado conduce a una acidificación progresiva del suelo.

4. Oxidación del azufre

El azufre puede estar presente en el suelo en diversas formas: orgánica (en proteínas), elemental (S⁰) y mineral (en sulfuros, por ejemplo, pirita FeS₂). Cuando estas formas reducidas son oxidadas por microorganismos (por ejemplo, Thiobacillus spp.), se forma ácido sulfúrico (H₂SO₄):

Este proceso es la base de la formación de los suelos sulfatados ácidos (por ejemplo, al drenar manglares costeros o en la explotación de minas de carbón). El pH de estos suelos puede descender hasta valores de 2–3, lo que es perjudicial para las plantas y provoca la formación de los llamados "drenajes ácidos de minas" (Weil, 2017; Essington, 2015).

5. Precipitaciones ácidas

Las emisiones industriales de SO₂ y NOx a la atmósfera provocan la formación de ácidos sulfúrico y nítrico, que vuelven a la superficie con la lluvia y la nieve. El pH de estas precipitaciones puede descender hasta 3,0–4,0. Sin embargo, en la mayoría de los suelos agrícolas, la contribución de la lluvia ácida a la acidificación total es mucho menor que la de la nitrificación de fertilizantes, excepto en ecosistemas forestales débilmente amortiguados (pobres en carbonatos) (Weil, 2017; Sparks, 2003).

6. Absorción de cationes por las plantas

Las raíces de las plantas, al absorber cationes de la solución del suelo (K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, NH₄⁺), deben mantener la electroneutralidad. Si la absorción de cationes supera a la de aniones, las raíces liberan al rizodermo el exceso de H⁺ (Weil, 2017; Eash et al., 2016). Este proceso local puede reducir significativamente el pH en la proximidad inmediata de las raíces, especialmente en la nutrición amoniacal.

El papel especial del aluminio como generador de acidez

Ya hemos mencionado que la acidez intercambiable en los suelos minerales se debe casi por completo al aluminio. ¿De dónde procede? Este proceso está indisolublemente ligado a la composición mineral del suelo.

Cuando llegan H⁺ adicionales a la solución del suelo (de cualquiera de las fuentes mencionadas), atacan la red cristalina de los minerales arcillosos y otros aluminosilicatos. Se produce un intercambio: el H⁺ desplaza al Al³⁺ de la estructura mineral hacia la solución, donde se hidrata y se convierte en un catión intercambiable (Foth, 1990; White, 2006; Sparks, 2003):

Pero el proceso no termina ahí. Una vez en la solución, el ion aluminio hidratado Al(H₂O)₆³⁺ comienza a hidrolizarse: reacciona con el agua, desprendiendo iones OH⁻ y liberando H⁺ adicionales en la solución (Sparks, 2003; White, 2006; Essington, 2015):

Por lo tanto, cada ion Al³⁺ que entra en la solución puede generar hasta tres H⁺ adicionales. Esta es la característica clave del aluminio como fuente de acidez "autosostenida". Cuanto más ácido es el medio, más activa es la disolución de los aluminosilicatos y más aluminio entra en la solución, lo que a su vez acidifica aún más el medio. Este ciclo de retroalimentación positiva es la principal razón por la que los suelos ácidos tienden a hacerse aún más ácidos.

Contrapeso natural: procesos de neutralización

Es importante recordar que en la naturaleza existen procesos que consumen H⁺ y contrarrestan la acidificación (Foth, 1990; Weil, 2017):

• Meteorización de minerales primarios: Consume H⁺ con formación de minerales arcillosos secundarios y liberación de cationes básicos (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺).
• Desnitrificación: La reducción de nitratos a nitrógeno gaseoso (N₂, N₂O) en condiciones anaeróbicas consume H⁺.
• Absorción de aniones por las plantas: Si las plantas absorben más aniones (NO₃^-, SO₄^2-) que cationes, liberan al rizodermo OH⁻ o HCO₃^-, elevando el pH.
• Reducción de hierro y manganeso: En suelos anegados, la reducción de Fe³⁺ a Fe²⁺ y de Mn⁴⁺ a Mn²⁺ consume H⁺.

El equilibrio entre estos procesos determina si el suelo será ácido, neutro o alcalino. En las regiones húmedas, donde la lixiviación de bases es dominante, predominan los procesos acidificantes y los suelos evolucionan hacia la acidificación.

Idea clave del capítulo: La acidez del suelo tiene múltiples fuentes: desde las naturales (ácido carbónico de la respiración, ácidos orgánicos de la descomposición) hasta las antropogénicamente intensificadas (nitrificación de fertilizantes, lluvia ácida). El aluminio desempeña un papel clave en el desarrollo y mantenimiento de la acidez, ya que al liberarse de los minerales por acción de los H⁺, se convierte en un potente generador de nuevos H⁺ mediante hidrólisis.

Hemos visto de dónde proviene la acidez. Ahora es lógico pasar a su "antípoda": la alcalinidad. ¿Qué procesos conducen a la acumulación de bases en el suelo? Pasamos al capítulo 6. Alcalinidad.

Excelente, hemos llegado a la otra cara de la moneda: la alcalinidad. Comprender su naturaleza no es menos importante que conocer la acidez, especialmente en el contexto de las regiones áridas y las condiciones edáficas específicas.

Definición y límites

Alcalinidad es la propiedad de la solución del suelo debida a la presencia de iones hidroxilo (OH⁻) o de aniones de ácidos débiles que pueden hidrolizarse con formación de OH⁻. Cuantitativamente, la alcalinidad se manifiesta a pH > 7,0 (Foth, 1990; Weil, 2017). Recordemos que el pH es una medida logarítmica de la actividad de H⁺. A pH > 7, la concentración de H⁺ es menor que la de OH⁻. Sin embargo, al igual que con la acidez, es importante distinguir entre la alcalinidad activa (pH de la solución) y la alcalinidad de reserva (amortiguadora) asociada a la fase sólida del suelo.

El agua pura en equilibrio con el CO₂ atmosférico tiene un pH de aproximadamente 5,6 debido a la formación de ácido carbónico. Por lo tanto, un pH > 7 en el suelo siempre indica la presencia de sistemas tampón capaces de fijar H⁺ y acumular bases. El principal sistema de este tipo en la mayoría de los suelos alcalinos son los carbonatos y bicarbonatos (Essington, 2015; Bloom & Skyllberg, 2012).

La fuente principal: carbonatos e hidrólisis

La principal causa de la alcalinidad en la mayoría de los suelos es la presencia de carbonatos de calcio y magnesio (CaCO₃, MgCO₃) o sus mezclas. Estos minerales están muy extendidos en regiones áridas y semiáridas, donde la falta de humedad impide su lavado del perfil del suelo. Además, los carbonatos pueden aparecer en zonas húmedas sobre rocas carbonatadas (calizas, cretas, margas) o en depósitos aluviales jóvenes.

La hidrólisis del carbonato de calcio en solución acuosa transcurre del siguiente modo (Foth, 1990; Weil, 2017):

El ion bicarbonato (HCO₃^-) y el ion hidroxilo (OH⁻) generados son los responsables de la reacción alcalina. El equilibrio de esta reacción depende en gran medida de la presión parcial de CO₂ en el aire del suelo. En presencia de CO₂, la reacción se desplaza a la derecha, favoreciendo la disolución de los carbonatos. Sin embargo, cuando el pH sube por encima de 8,3, los bicarbonatos comienzan a convertirse en carbonatos (CO₃²⁻), lo que reduce la solubilidad del CaCO₃ y limita un mayor aumento del pH (Essington, 2015). Por ello, en suelos saturados con carbonatos cálcicos, el pH rara vez supera 8,3–8,5: es el llamado "tampón carbonatado".

Alcalinidad sódica y el papel del sodio

Si en el suelo hay sodio en lugar de calcio, en forma de carbonato sódico (Na₂CO₃) o bicarbonato (NaHCO₃), el pH puede elevarse mucho más, hasta 9,5 e incluso 10,5. Esto se debe a que:

• El Na₂CO₃ es más soluble que el CaCO₃;
• durante la hidrólisis del Na₂CO₃ se forma una base fuerte, NaOH:

es decir, aparece en la solución un exceso de OH⁻ no ligado rígidamente al equilibrio del calcio.

Estos suelos se denominan salinos sódicos o solonchaks de tipo sódico (Weil, 2017). Son característicos de depresiones cerradas sin drenaje en zonas áridas, donde se acumulan sales. El sodio, adsorbido en la superficie de los coloides, modifica profundamente sus propiedades fisicoquímicas, como veremos más adelante.

El papel de los coloides: sodio intercambiable y dispersión

A diferencia de la acidez, donde el aluminio juega un papel clave, en la alcalinidad ocupa un lugar especial el sodio intercambiable (Na⁺), retenido en las superficies con carga negativa de la arcilla y el humus. Cuando la proporción de sodio en el CAS supera el 15% de la capacidad de intercambio catiónico, el suelo adquiere propiedades particulares y se denomina solonetz (o sódico). Esto se manifiesta en:

• Dispersión de coloides. El sodio, con su gran radio hidratado y baja energía de adsorción, atrae débilmente las partículas con carga negativa. Como resultado, los coloides (partículas arcillosas) se repelen entre sí, formando una suspensión en lugar de agregados. Esto provoca el encostramiento del suelo, la formación de costras y una fuerte disminución de la permeabilidad al agua (Eash et al., 2016; Foth, 1990). El suelo se vuelve prácticamente impermeable al agua, como se ilustra claramente en la figura del libro de texto de Eash et al. (2016), que compara la agregación del suelo cuando domina el Ca²⁺ (buena estructura) y cuando domina el Na⁺ (dispersión).
• pH elevado. La saturación del CAS con sodio provoca un aumento del pH debido a la hidrólisis del Na⁺ intercambiable, que sustituye al H⁺ en la solución, favoreciendo la acumulación de OH⁻ y la formación de un medio alcalino (Foth, 1990).

Sistemas amortiguadores en suelos alcalinos

Al igual que en los ácidos, en los alcalinos existe amortiguación. Los principales pares tampón son:

1. Carbonato-bicarbonato: CO₃^2- / HCO₃^- — se manifiesta en el rango de pH 8,3–10,2.

2. Carbonato de calcio: CaCO₃ / Ca²⁺ + CO₃^2- — limita el pH superior (_{8,3–8,5) en presencia de CaCO}3~ sólido.

3. Silicato (en menor medida): debido a la hidrólisis de silicatos.

Gracias a estos sistemas, los suelos alcalinos, al igual que los ácidos, resisten los cambios de pH, pero el mecanismo es diferente: no es el intercambio de cationes, sino la disolución/precipitación de carbonatos. Esto es especialmente importante al aplicar fertilizantes ácidos: mientras haya reserva de CaCO₃, el pH se mantendrá en torno a 8,0–8,3, neutralizando los H⁺ añadidos (Bloom & Skyllberg, 2012).

Importancia biológica de la alcalinidad

Para las plantas y los microorganismos, el medio alcalino crea su propio conjunto de problemas, en contraste con el estrés ácido (Foth, 1990; Weil, 2017):

• Deficiencia de micronutrientes. A pH alto (especialmente > 7,5), la solubilidad y disponibilidad de hierro (Fe), manganeso (Mn), zinc (Zn), cobre (Cu) y boro (B) disminuyen drásticamente. Esto provoca clorosis (amarilleamiento de las hojas) y reducción del rendimiento.
• Reducción de la disponibilidad de fósforo. En medio alcalino, el fósforo se une al calcio formando fosfatos de calcio poco solubles (apatitas, etc.), lo que limita la nutrición fosfatada de las plantas.
• Aumento de la disponibilidad de molibdeno. A diferencia de la mayoría de los elementos, el molibdeno (Mo) se vuelve más disponible a pH alto, lo que en raros casos puede provocar toxicidad.
• Reducción de la actividad radicular. Un pH elevado puede dañar directamente los pelos radiculares, especialmente en plantas no adaptadas a condiciones alcalinas.

Diferencia con la acidez: naturaleza de la alcalinidad "oculta"

En los suelos ácidos, la reserva oculta son los H⁺ y Al³⁺ intercambiables. En los suelos alcalinos, el análogo es, ante todo, la amortiguación carbonatada y el sodio intercambiable. Sin embargo, si el sodio intercambiable no se manifiesta como fuente directa de OH⁻ (solo favorece la hidrólisis), los carbonatos son una reserva directa de neutralización de ácidos. Por ello, al determinar la alcalinidad no se habla de "alcalinidad potencial", sino de "alcalinidad de reserva", medida, por ejemplo, por el contenido de carbonatos o por la capacidad amortiguadora frente a los ácidos. En la práctica, esto se suele definir como "alcalinidad carbonatada" o "alcalinidad total" (Essington, 2015).

Idea clave del capítulo: La alcalinidad de los suelos se debe principalmente a la presencia de carbonatos (Ca, Mg) y, en casos más extremos, a carbonatos sódicos. Determina la disponibilidad de micronutrientes y la estructura del suelo a través de la influencia del sodio intercambiable en la dispersión de los coloides. La amortiguación en medio alcalino está relacionada con la solubilidad de los carbonatos y se equilibra con la presión parcial de CO₂.

Hemos examinado ambas caras de la reacción del suelo: acidez y alcalinidad. Ahora es el momento de relacionar directamente estos fenómenos con los coloides del suelo, como se planteó como objetivo principal de la conferencia. Pasamos al capítulo 7. Influencia de los coloides en el pH. Una conexión muy moderna.

Dos tipos de carga: permanente y variable

Para comprender la influencia de los coloides en el pH, es necesario asimilar dos conceptos clave introducidos en conferencias anteriores (White, 2006; Eash et al., 2016):

1. Carga permanente. Surge en la red cristalina de los minerales arcillosos 2:1 (esmectitas, vermiculita, illita) como resultado de la sustitución isomórfica: la sustitución de un catión en la estructura por otro de menor carga. Por ejemplo, la sustitución de Si⁴⁺ por Al³⁺ en la capa tetraédrica o de Al³⁺ por Mg²⁺ en la capa octaédrica crea un déficit de cargas positivas que se manifiesta como una carga negativa permanente en la superficie. Esta carga no depende del pH. Existe siempre y determina la capacidad de intercambio catiónico (CIC) básica de estos minerales.

2. Carga variable (dependiente del pH). Surge en superficies donde hay grupos funcionales capaces de unir o liberar protones (H⁺). Estas superficies incluyen:

• Humus (materia orgánica). Los grupos carboxilo (-COOH) y fenólicos (-OH) de los ácidos húmicos pueden disociarse perdiendo H⁺, creando una carga negativa (R-COO^-). Cuanto mayor es el pH, más grupos se disocian y mayor es la carga negativa (Bloom & Skyllberg, 2012; Huang, 2012).
• Óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio (Fe₂O₃, Al₂O₃, FeOOH, Al(OH)₃). En sus superficies hay grupos hidroxilo (=Al-OH, =Fe-OH) que pueden comportarse como compuestos anfóteros. A pH bajo se protonan (fijan H⁺) y adquieren carga positiva (=Al-OH₂⁺). A pH alto se desprotonan (pierden H⁺) y adquieren carga negativa (=Al-O⁻).
• Superficies de borde (aristas) de los silicatos laminares. En los minerales 1:1 (caolinita) y en los bordes de los 2:1 también hay grupos hidroxilo que presentan carga dependiente del pH (White, 2006; Sparks, 2003).

¿Por qué es importante para el pH?

La relación entre carga permanente y variable en el suelo determina su punto de carga cero (PCC). Este es el pH en el que la carga superficial total de los coloides es cero (White, 2006; Bloom & Skyllberg, 2012).

• Si el pH del suelo es superior al PCC, la superficie del coloide tiene carga neta negativa y actúa como intercambiador de cationes.
• Si el pH del suelo es inferior al PCC, la superficie tiene carga neta positiva y actúa como intercambiador de aniones.

¡Esto explica por qué los suelos con diferente composición colonial se comportan de manera tan diferente!

Consideremos tres tipos principales de coloides del suelo desde el punto de vista de su influencia en el pH.

1. Minerales arcillosos 2:1 (esmectitas, vermiculita, illita)

Estos minerales tienen una alta carga negativa permanente (80–150 cmol(equiv)/kg). La carga variable en los bordes constituye solo una pequeña fracción del total. Por lo tanto:

• Su CIC depende poco del pH. La carga principal está siempre presente.
• Son potentes intercambiadores catiónicos. Esto asegura una alta capacidad amortiguadora, ya que pueden retener gran cantidad de cationes intercambiables (incluidos H⁺ y Al³⁺) (Foth, 1990).
• En medio ácido se convierten en "alumínicos". Como retienen fuertemente el Al³⁺, este catión se convierte en el principal componente de la acidez intercambiable (Sparks, 2003; White, 2006).

2. Humus (materia orgánica)

El humus posee carga exclusivamente dependiente del pH, creada por grupos carboxilo y fenólicos (Huang, 2012; Bloom & Skyllberg, 2012). Su CIC puede alcanzar 200–400 cmol(equiv)/kg a pH alto, pero cae bruscamente al disminuir el pH.

• Es el principal "amortiguador" en los horizontes superiores. Como demostraron Magdoff y Bartlett (1985), es la materia orgánica la que determina la amortiguación de muchos suelos superficiales en el rango de pH 4,5–6,5.
• Papel clave del aluminio. En condiciones ácidas (pH < 5), el humus fija activamente el Al³⁺ en complejos estables que no son desplazados por sales neutras (Bloom et al., 2005; Hargrove & Thomas, 1982). Este aluminio "orgánico" no se manifiesta como acidez intercambiable, pero es muy importante para la amortiguación, ya que al alcalinizarse se hidroliza liberando H⁺.

Visión moderna del aluminio en la materia orgánica

Este es un punto muy interesante e importante. Cuando el Al³⁺ se une al humus, en realidad "neutraliza" parte de la carga negativa de la materia orgánica. Como resultado:

• Disminuye la CIC del humus. Los sitios ocupados por aluminio dejan de ser intercambiables.
• Cambia la acidez. El aluminio unido al humus es un ácido más débil (es decir, libera H⁺ a pH más alto) que el H⁺ unido a los mismos grupos. Por lo tanto, en suelos ricos en materia orgánica, para un mismo valor de pH puede haber significativamente menos acidez intercambiable que en suelos minerales (Weil, 2017). Esta es una de las razones por las que los suelos turbosos son menos tóxicos para las plantas que los minerales con el mismo pH: el aluminio está firmemente "secuestrado" en complejos orgánicos.

3. Óxidos de hierro y aluminio (y caolinita)

En estos minerales predomina la carga variable. Su PCC se sitúa en el rango de pH 7–9 (para óxidos) y alrededor de pH 2–3 para los bordes de la caolinita (White, 2006; Bloom & Skyllberg, 2012).

• En suelos ácidos son intercambiadores de aniones. A pH por debajo del PCC, su superficie está cargada positivamente. Esto significa que retendrán aniones (por ejemplo, H₂PO₄⁻, SO₄^2-) y repelerán cationes, incluidos H⁺ y Al³⁺ (Sparks, 2003; Weil, 2017).
• No generan acidez intercambiable. Como no retienen Al³⁺ en forma intercambiable, su contribución a la acidez potencial es mínima.
• Su CIC depende fuertemente del pH. Al aumentar el pH, su carga negativa aumenta, lo que provoca un incremento brusco de la CIC. Esta es una de las razones por las que los suelos tropicales muy meteorizados (Oxisoles) tienen baja CIC en su estado ácido natural, pero al encalar su CIC puede aumentar sustancialmente.

Conclusión práctica: dos tipos de pH del suelo

De todo lo dicho se desprende una conclusión crucial para la práctica: los suelos con predominio de coloides de carga permanente (arcillas 2:1) y los suelos con predominio de coloides de carga variable (materia orgánica, óxidos, caolinita) se comportan de manera diferente.

• En el primer caso (arcillas 2:1), el principal problema es la alta acidez intercambiable asociada al Al³⁺. Se necesita cal para neutralizarla, y el efecto del encalado será duradero debido a la alta CIC.
• En el segundo caso (suelos orgánicos y muy meteorizados), el factor principal es la carga dependiente del pH. El encalado no solo neutraliza la acidez, sino que también aumenta bruscamente la CIC, mejorando la retención de cationes. Sin embargo, en estos suelos el riesgo de "sobreencalado" es mayor, y el pH objetivo suele fijarse más bajo (alrededor de 5,5) para evitar deficiencias de micronutrientes y cambios bruscos en la química colonial (Foth, 1990; Weil, 2017).

Capacidad de intercambio catiónico efectiva (CICE)

Precisamente para tener en cuenta la influencia del pH en los coloides se introdujo el concepto de capacidad de intercambio catiónico efectiva (CICE). La CICE es la suma de cationes intercambiables (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, Al³⁺, H⁺) determinada al pH natural del suelo (White, 2006). A diferencia de la CIC medida a pH 7 (CIC potencial), la CICE refleja la capacidad de intercambio real en las condiciones dadas. En suelos ácidos con carga variable, la CICE es significativamente menor que la CIC a pH 7. Este es un indicador crucial para el diagnóstico de la fertilidad de suelos ácidos.

Idea clave del capítulo:

El pH del suelo no es solo el resultado de procesos "ácidos" o "alcalinos". Es una consecuencia directa de la composición y propiedades de los coloides del suelo. El tipo de coloides (arcillas 2:1, humus, óxidos) determina qué carga (permanente o variable) domina, cómo el suelo retendrá el Al³⁺ y otros cationes y, en última instancia, su capacidad amortiguadora. Comprender esto es la clave para una gestión adecuada de la fertilidad del suelo.

Hemos analizado cómo los coloides influyen en el pH. Ahora estamos listos para pasar a la conclusión lógica: la sistematización de todos los conocimientos y la descripción de los sistemas amortiguadores específicos del suelo. En el próximo capítulo lo reuniremos todo.

1. Sistema amortiguador de "disolución de aluminosilicatos" (suelos extremadamente ácidos, pH < 3,5–4,0)

Es el sistema más "profundo" y, en cierto sentido, de emergencia. Se activa cuando el pH desciende por debajo de 3,5–4,0, lo que es típico de suelos sulfatados ácidos (escombreras de pirita, manglares drenados), así como de suelos sometidos a la acción prolongada de ácidos fuertes.

Mecanismo: A una concentración tan alta de H⁺ en la solución, comienza la destrucción intensiva (hidrólisis) de la red cristalina de los minerales arcillosos, principalmente de los silicatos laminares 2:1 (Bloom & Skyllberg, 2012; Huang, 2012). Los protones atacan los enlaces alumino-oxígeno y silicato, liberando a la solución Al³⁺, Fe³⁺ y ácido silícico. Por ejemplo, para la esmectita:

Este proceso consume una gran cantidad de H⁺ (hasta 6 moles por mol de cationes estructurales), por lo que el pH se mantiene en un nivel extremadamente bajo, pero su caída adicional se ralentiza bruscamente. Sin embargo, este sistema amortiguador tiene graves consecuencias:

• Destrucción del CAS. Los minerales arcillosos pierden su estructura y la CIC del suelo disminuye.
• Liberación de iones tóxicos. Al³⁺ y Fe³⁺ en tales concentraciones son perjudiciales para las plantas.

Este sistema es una señal de degradación del suelo, y la recuperación de estos suelos requiere medidas drásticas.

2. Sistema amortiguador del aluminio (suelos ácidos, pH 4,0–5,5)

Es el principal sistema amortiguador para la mayoría de los suelos minerales ácidos (Podzoles, suelos pardos forestales, tierras rojas, muchos suelos de taiga y trópicos húmedos). En este rango de pH, el principal amortiguador es el aluminio, presente en varias formas.

Mecanismos principales:

• Hidrólisis del Al³⁺ intercambiable. Como ya sabemos (capítulo 5), los iones Al³⁺ retenidos en posiciones de intercambio de los minerales arcillosos y el humus se hidrolizan liberando H⁺ (White, 2006; Sparks, 2003; Weil, 2017):

Cada uno de estos pasos se desplaza a la derecha o a la izquierda en función del pH, creando un potente efecto amortiguador. Al añadir álcali (cal), estas reacciones se desplazan a la derecha, consumiendo OH⁻, y el pH permanece casi inalterado durante mucho tiempo hasta que se agota todo el aluminio "intercambiable".

• Formación y disolución de polímeros de hidroxi-aluminio. En este mismo rango de pH pueden existir formas poliméricas de aluminio como [Al₁₃O₄(OH)₂₄(H₂O)₁₂]⁷⁺ (el llamado polímero Al₁₃) y otros (Sparks, 2003; Bertsch & Parker, 1996). Estos grandes policationes pueden fijarse en los espacios interlaminar de los minerales arcillosos 2:1 (formando capas de hidroxi-interlaminar) y también en la superficie de los óxidos. También participan en reacciones amortiguadoras, cediendo o aceptando H⁺ al variar el pH.

• Aluminio sobre materia orgánica. Como discutimos en el capítulo 7, en suelos ácidos una parte significativa del aluminio está unida al humus en complejos fuertes (Bloom et al., 2005). Este aluminio no es desplazado por sales, pero participa en reacciones amortiguadoras, especialmente en el rango de pH 5–8, cuando al alcalinizarse se hidroliza y precipita como Al(OH)₃ (Hargrove & Thomas, 1982; Weil, 2017).

Es el sistema amortiguador del aluminio la principal razón por la que el pH de los suelos ácidos con alto contenido de arcilla y materia orgánica es difícil de llevar al lado neutro. Es en él en el que se basan todos los métodos modernos de cálculo de dosis de cal mediante la acidez intercambiable y la saturación de bases.

3. Sistema amortiguador de intercambio (intercambio catiónico) (suelos ligeramente ácidos y neutros, pH 5,5–7,0)

Es el principal sistema amortiguador para la mayoría de los suelos cultivados y naturales con predominio de minerales arcillosos 2:1 (Chernozems, suelos grises forestales, suelos soddy-podzólicos con alta CIC). En este rango de pH, el aluminio intercambiable está prácticamente ausente (está precipitado como Al(OH)₃) y el papel principal lo desempeña el intercambio de cationes entre la solución y la superficie de los coloides.

Mecanismo: La superficie de los coloides (arcilla + humus) tiene carga negativa y retiene cationes intercambiables: Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, así como cierta cantidad de H⁺. Al añadir ácido (H⁺) a la solución, este desplaza a estos cationes de las posiciones de intercambio, uniéndose al coloide. Al añadir álcali (OH⁻) ocurre el proceso inverso: el OH⁻ neutraliza los H⁺ en la solución, el equilibrio se desplaza y parte de los H⁺ de los coloides pasan a la solución, siendo reemplazados por cationes de la base (por ejemplo, Ca²⁺ de la cal).

Este proceso se describe mediante las ecuaciones clásicas del intercambio catiónico (de Gapon, Nikolsky, etc.), que ya vimos en la conferencia sobre el CAS. La capacidad amortiguadora de este sistema es directamente proporcional a la CIC del suelo: cuanto mayor es la CIC, más iones pueden intercambiarse y mayor es la amortiguación.

Características:

• Este sistema es muy sensible a la composición de los cationes intercambiables. Si predominan los cationes divalentes (Ca²⁺, Mg²⁺), la amortiguación es mayor, ya que se retienen más fuertemente en la superficie. Si hay muchos monovalentes (Na⁺, K⁺), la amortiguación disminuye.
• Este sistema funciona de forma rápida y reversible, asegurando una estabilidad del pH a corto plazo.

4. Sistema amortiguador de carbonatos (suelos alcalinos y neutros, pH 7,0–8,5)

Es el principal sistema amortiguador para los suelos de regiones áridas y semiáridas, así como para los suelos carbonatados (Rendzinas, Chernozems sobre rocas carbonatadas, Sierozems). Está determinado por la presencia de carbonatos sólidos de calcio y magnesio (CaCO₃, MgCO₃) (Bloom & Skyllberg, 2012; Essington, 2015; Weil, 2017).

Mecanismo: Equilibrio entre el carbonato sólido, los iones disueltos y el CO₂ en el aire del suelo:

Al añadir ácido (H⁺), el equilibrio se desplaza a la derecha: el carbonato se disuelve, fijando H⁺ y formando bicarbonatos, lo que neutraliza el ácido. Al añadir álcali (OH⁻), el equilibrio se desplaza a la izquierda: se produce la precipitación del carbonato, que fija el exceso de OH⁻.

Características:

• Es un sistema amortiguador potente. Su capacidad está determinada por la cantidad de carbonatos en el suelo, que puede alcanzar decenas de porcentajes en masa.
• Limita el pH superior. Mientras haya CaCO₃ sólido en el suelo, el pH no puede superar aproximadamente 8,3–8,5 (a presión parcial normal de CO₂). Un mayor aumento del pH solo es posible en presencia de carbonatos más solubles (por ejemplo, Na₂CO₃).
• Este sistema determina la amortiguación alcalina y es la causa de que la salinización por carbonatos suprima la actividad radicular y la disponibilidad de micronutrientes.

5. Sistema amortiguador de silicatos y orgánico (pH altos > 8,5)

Son sistemas amortiguadores adicionales que actúan en condiciones muy alcalinas (solonchaks sódicos, pH > 9). Están relacionados con:

• Hidrólisis de silicatos. En un medio fuertemente alcalino, se produce la hidrólisis de minerales silicatados con liberación de ácido silícico y cationes, que consume OH⁻.
• Disociación de grupos fenólicos del humus. A pH > 8,5, los grupos fenólicos de la materia orgánica (pK_a ~ 9–10) comienzan a disociarse activamente, creando una carga negativa adicional y amortiguación.

Sin embargo, estos sistemas tienen menor importancia práctica para la mayoría de los suelos agrícolas.

Esquema general: jerarquía de los sistemas amortiguadores

Así, podemos representar la jerarquía de los sistemas amortiguadores del suelo en función del pH:

Importancia práctica de la jerarquía

1. Diagnóstico. Conociendo el pH del suelo, podemos entender qué sistema amortiguador domina en él. Esto determina la elección de los métodos de análisis (por ejemplo, para suelos ácidos hay que determinar la acidez intercambiable, no solo el pH) y los métodos de mejora.

2. Predicción. Comprender la jerarquía permite predecir cómo responderá el suelo a impactos a largo plazo (por ejemplo, lluvia ácida o aplicación sistemática de fertilizantes). ¿Disminuirá el pH lentamente (gracias al sistema amortiguador del aluminio) o caerá bruscamente cuando se agote?

3. Cálculo de dosis de enmiendas. Para el encalado, debemos neutralizar no solo la acidez activa, sino toda la reserva de acidez intercambiable. Por lo tanto, la dosis de cal se calcula en función de la acidez intercambiable (o hidrolítica para la neutralización total) y no del pH. Y viceversa, para acidificar suelos alcalinos hay que vencer la amortiguación carbonatada, lo que requiere cantidades importantes de azufre.

Idea clave del capítulo:

La amortiguación del suelo no es una propiedad homogénea, sino una cascada de sistemas paralelos y secuenciales, cada uno de los cuales domina en un rango de pH determinado. Comprender esta jerarquía (desde el aluminio hasta los carbonatos) es la clave para una gestión adecuada de la fertilidad del suelo y para prevenir su degradación.