Procesos elementales de formación del suelo

Introducción: de los factores a los procesos

En conferencias anteriores, ya nos hemos familiarizado con el concepto fundamental de los factores de formación del suelo: clima, relieve, material parental, organismos y tiempo (Jenny, 1941; Buol et al., 2011). Sin embargo, así como conocer las notas musicales no proporciona la comprensión de la música, ni la lista de ingredientes da la receta de un plato, la enumeración de factores no explica cómo exactamente se forma a partir de la roca estéril ese sistema complejo, estratificado y vivo que llamamos suelo. Todavía tenemos que responder a la pregunta clave: *¿cómo?* ¿Cuáles son esas fuerzas motrices internas, esos "engranajes" y "mecanismos" que, interactuando bajo la influencia de factores externos, crean la asombrosa diversidad de la cubierta edáfica de nuestro planeta?

La respuesta a esta pregunta la proporciona el estudio de los procesos edafogenéticos elementales (PEE).

Definición de PEE

Los procesos edafogenéticos elementales (PEE) son el conjunto de reacciones y fenómenos físicos, químicos y biológicos específicos que ocurren dentro del material parental y conducen a la formación, transformación y translocación de sustancias, dando como resultado el desarrollo de horizontes edáficos característicos y del perfil en su conjunto (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

En términos simples, los PEE son los "bloques de construcción" específicos a partir de los cuales se construye cualquier suelo. Es la combinación, intensidad y secuencia de estos procesos lo que determina si en un sitio determinado se formará un Chernozem, un Podzol o un Ferralsol de los trópicos húmedos.

Cuatro categorías fundamentales de procesos

Toda la diversidad de los procesos de formación del suelo se puede dividir convencionalmente en cuatro categorías básicas, propuestas por Roy Simonson (Simonson, 1978):

1. Transformaciones — procesos en los que unas sustancias dentro del suelo se convierten en otras. Ejemplos clásicos: meteorización de minerales primarios y formación de minerales arcillosos secundarios, descomposición y humificación de residuos orgánicos.

2. Translocaciones — transferencia de sustancias de una parte del perfil del suelo a otra. Este movimiento puede ocurrir tanto hacia abajo con las corrientes de agua descendentes (eluviación) como hacia arriba (iluviación).

3. Adiciones — entrada de sustancias al suelo desde el exterior. Esto incluye: aporte de materia orgánica a la superficie, deposición de polvo atmosférico y aerosoles, aporte de elementos químicos con las precipitaciones.

4. Pérdidas (Eluviación) — eliminación de sustancias más allá del perfil del suelo. Esto puede incluir la pérdida de compuestos gaseosos (por ejemplo, dióxido de carbono durante la respiración), la eliminación de sales solubles y coloides con el flujo de agua subterránea o la eliminación física de material por erosión.

Cualquier PEE específico afecta, en mayor o menor medida, a una o varias de estas categorías básicas. Comprender este principio es la base para una percepción consciente de toda la clasificación posterior de los suelos.

Procesos y factores: dos caras de una misma moneda

Es importante destacar que los PEE son el vínculo entre los factores de formación del suelo y las propiedades finales del suelo. Los factores crean ciertas condiciones (por ejemplo, clima frío y húmedo), y bajo estas condiciones, ciertos procesos comienzan a desarrollarse activamente (por ejemplo, la podzolización). Es la combinación de procesos la que forma los horizontes de diagnóstico mediante los cuales distinguimos los tipos de suelo. Como escribe Birkeland (1984), a menudo nos vemos obligados a interpretar los procesos "basándonos en una combinación de datos de campo y de laboratorio".

Por lo tanto, se puede construir una cadena lógica:

Factores (Clima, Relieve, Roca Madre, Organismos, Tiempo) → PEE (Humificación, Podzolización, Lessivage, etc.) → Horizontes edáficos (A, E, B, C, etc.) → Tipo de suelo (Sod-Podzólico, Chernozem, etc.)

Definición y esencia del proceso

La humificación es el proceso de convertir los residuos orgánicos frescos (hojarasca vegetal, exudados radiculares, restos de animales y microorganismos) en un complejo de compuestos oscuros, de alto peso molecular, estable y resistente a una mayor descomposición, llamado humus (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Este proceso es central para la formación del horizonte húmico-acumulativo (A) , que determina la fertilidad del suelo. La humificación no es una simple descomposición, sino una transformación cualitativa: de la masa vegetal amorfa nace una nueva sustancia coloidal y químicamente activa. El humus posee una enorme superficie específica, una alta capacidad de intercambio catiónico (CIC puede alcanzar 200–300 cmol(c)/kg) y la capacidad de unir las partículas del suelo en agregados, lo que determina la estructura y la resistencia al agua del suelo (Huang et al., 2012).

Dos caras de un mismo proceso: mineralización y humificación

Es importante establecer de inmediato una clara distinción entre dos procesos paralelos que ocurren en cualquier material orgánico que ingresa al suelo:

• Mineralización — es la descomposición completa de la materia orgánica en compuestos inorgánicos (CO₂, H₂O, NH₄⁺, NO₃⁻, PO₄³⁻, SO₄²⁻, etc.). Es el proceso de "quema" de carbono orgánico por parte de los microorganismos para obtener energía. La mineralización es una pérdida de carbono del suelo.
• Humificación — es la descomposición parcial y la posterior síntesis, como resultado de la cual el carbono se conserva en el suelo, pero en una nueva forma estable. Es un proceso de acumulación de carbono.

La relación entre estos dos procesos determina si el suelo acumulará materia orgánica o la perderá. Esta relación depende de una serie de factores, principalmente de las condiciones en las que se produce la descomposición (Foth, 1990; Weil, 2017).

Factores que determinan la intensidad de la humificación

Dado que la humificación es un proceso bioquímico, todos los factores que afectan la actividad de los microorganismos (los principales "trabajadores" del suelo) determinarán su velocidad y dirección.

1. Humedad y aireación. Las condiciones óptimas para la humificación son la humedad moderada y una buena aireación (disponibilidad de oxígeno). En condiciones de encharcamiento y anaerobiosis (por ejemplo, en turberas), el proceso de descomposición se ralentiza drásticamente y la materia orgánica se acumula en forma de turba (no de humus). En condiciones secas, la actividad microbiana también se suprime (Scheffer et al., 2018; Weil, 2017).

2. Temperatura. Las reacciones químicas y biológicas se aceleran con el aumento de la temperatura. Sin embargo, en el clima cálido y húmedo de los trópicos, la velocidad de mineralización es tan alta que el humus no tiene tiempo de acumularse. Las mayores reservas de humus son características de los climas templados y subboreales, donde se combinan la humedad suficiente y el enfriamiento estacional que ralentiza la mineralización (Foth, 1990; Weil, 2017). Como señalan acertadamente los autores de "Scheffer/Schachtschabel" (2018), "en las regiones cálidas, el ciclo de la materia es más rápido, lo que no siempre conduce a la acumulación de humus".

3. Calidad del material orgánico (composición de la hojarasca). Los compuestos fácilmente descomponibles (azúcares, proteínas, celulosa) se mineralizan rápidamente. Los compuestos resistentes a la descomposición (lignina, resinas, ceras, taninos) son los principales precursores de las sustancias húmicas. La hojarasca de coníferas es rica en lignina y resinas, pobre en bases y se descompone lentamente, dando lugar a humus bruto (mor). La hojarasca de frondosas y, especialmente, la vegetación herbácea contienen más nitrógeno y bases, se descomponen más rápido y producen humus "suave" (mull) (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018).

4. pH del medio. En suelos ácidos (pH < 5), el número de bacterias disminuye y los hongos comienzan a desempeñar un papel dominante. Sus metabolitos contribuyen a la conservación de los residuos orgánicos y a la formación de formas ácidas de humus. En un medio neutro o ligeramente alcalino, la actividad bacteriana es máxima; los procesos de descomposición y humificación son más completos, formando un "mull" fértil (Huang et al., 2012; Weil, 2017).

5. Composición textural y mineralogía. Los minerales finos (partículas de arcilla) y los óxidos de hierro y aluminio tienen una alta capacidad de adsorción. Unen las moléculas orgánicas y las protegen de una mayor mineralización. Por esta razón, el humus se acumula predominantemente en las fracciones finas del suelo (limo y arcilla). Los suelos con alto contenido de arcilla suelen ser más ricos en humus que los arenosos (Huang et al., 2012).

Expresión morfológica: diversidad de formas de humus

El resultado de la humificación se manifiesta claramente en la estructura de la parte superior del perfil del suelo. Diferentes combinaciones de condiciones forman diferentes formas de humus (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018):

• Mull: Condiciones favorables (ambiente neutro, vegetación herbácea rica, fauna activa). Se caracteriza por una intensa mezcla de la materia orgánica con la parte mineral del suelo. Presenta un horizonte A potente, oscuro y estructural (con signos de actividad de lombrices y otros invertebrados). La forma más fértil.
• Moder: Una variante intermedia. Se observa en condiciones ligeramente ácidas (por ejemplo, bajo bosques caducifolios). La hojarasca orgánica se descompone pero no se mezcla completamente con el horizonte mineral. Se forma una hojarasca diferenciada (horizontes O) y un horizonte húmico Ah bien expresado pero menos potente.
• Mor: Condiciones extremas (ambiente ácido, hojarasca de coníferas pobre en nutrientes, falta de fauna edáfica). La descomposición es extremadamente lenta; el material orgánico se acumula en forma de una gruesa hojarasca poco descompuesta (horizonte O). La transición al horizonte mineral es abrupta. Esta forma es característica de los suelos podzólicos de la zona de taiga.

Base biológica: ¿quién crea el humus?

Los principales creadores del humus son tres grupos de organismos del suelo (Scheffer et al., 2018; Eash et al., 2016):

1. Macrofauna (especialmente lombrices de tierra y milpiés): Trituran mecánicamente la hojarasca vegetal, la mezclan con la parte mineral del suelo y la hacen pasar por el tracto digestivo, donde se mezcla con enzimas. Sus "coprolitos" son la base de la estructura granular resistente al agua en el mull.

2. Microfauna (ácaros, colémbolos): Se alimentan de bacterias y hongos, contribuyendo a un mayor procesamiento de la materia orgánica y a la liberación de nutrientes.

3. Microorganismos (bacterias y, especialmente, actinomicetos y hongos): Desempeñan el papel clave en la transformación química de las moléculas de lignina y celulosa en las complejas estructuras aromáticas de los ácidos húmicos.

Importancia práctica de la humificación

La intensidad y el carácter de la humificación determinan las propiedades agronómicas clave del horizonte superior: su color (cuanto más oscuro, más humus), reservas de nutrientes (especialmente nitrógeno y fósforo), capacidad de retención de agua, estructura y resistencia a la erosión. Como señala Weil (2017), los suelos con alto contenido de humus actúan como "islas de fertilidad", ejerciendo una influencia decisiva en la productividad de los ecosistemas naturales y agroecosistemas.

Por lo tanto, la humificación es un proceso biogénico fundamental de acumulación de materia orgánica que crea la base de la fertilidad del suelo. Sin embargo, junto con la acumulación de humus, en el suelo ocurren constantemente otros procesos —tanto constructivos como destructivos—, a cuyo estudio nos dirigimos ahora.

Definición y esencia del proceso

La mineralización es el proceso de descomposición de la materia orgánica del suelo y de los residuos vegetales hasta productos inorgánicos finales: dióxido de carbono, agua, amonio, nitratos, fosfatos, sulfatos y otros compuestos minerales (Foth, 1990; White, 2006).

Si la humificación es un proceso de conservación del carbono y de creación de un reservorio orgánico estable, la mineralización es un proceso de liberación de la energía química y de los nutrientes almacenados en la materia orgánica. Es llevada a cabo por los mismos microorganismos que participan en la humificación, pero está dirigida a lo contrario: a la devolución de los elementos a la solución del suelo y a la atmósfera.

Como formulan de manera figurada los autores de "Scheffer/Schachtschabel" (2018), la mineralización es la "quema" de materia orgánica sin llama, durante la cual el carbono en forma de CO₂ se escapa a la atmósfera, y el nitrógeno, fósforo, azufre y potasio quedan disponibles para un nuevo ciclo de vida.

La mineralización como parte integral del ciclo biológico

En los ecosistemas naturales, la mineralización y la humificación ocurren simultáneamente, pero en diferentes proporciones. Es el equilibrio de estos dos procesos lo que determina si el suelo acumulará materia orgánica o la perderá.

De forma simplificada, esto se puede representar como un ciclo:

Plantas (fotosíntesis) → Materia orgánica (hojarasca, raíces) → Microorganismos (humificación + mineralización) → Elementos inorgánicos (N, P, K, S) → Plantas (absorción) → Nueva hojarasca orgánica → ...

Así, la mineralización cierra el ciclo biológico de los elementos, asegurando la nutrición continua de las plantas incluso sin fertilizantes externos (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

Dos tipos de microorganismos que participan en la mineralización

La mineralización es llevada a cabo por dos grupos principales de microorganismos, que se diferencian por sus condiciones de vida:

1. Microorganismos aerobios (bacterias, hongos, actinomicetos): Utilizan el oxígeno atmosférico como aceptor final de electrones en la oxidación de la materia orgánica. La reacción sigue el esquema:

La mineralización aerobia es rápida y completa, con formación principalmente de dióxido de carbono y agua. Es el proceso dominante en suelos bien drenados y aireados (White, 2006).

2. Microorganismos anaerobios (principalmente bacterias): En condiciones de deficiencia de oxígeno (encharcamiento, compactación), los microorganismos utilizan otros compuestos oxidados como aceptores de electrones (nitratos, sulfatos, óxidos de hierro y manganeso). Este proceso es más lento y va acompañado de la formación de gases reducidos: metano (CH₄), sulfuro de hidrógeno (H₂S), amoníaco (NH₃) y óxido nitroso (N₂O) (Huang et al., 2012; Kimura et al., 2012). La mineralización anaerobia es característica de suelos de turbera, gley y arroceros.

Factores que determinan la velocidad de la mineralización

La intensidad de la mineralización está regulada por los mismos factores que la humificación, pero la dirección de su efecto puede ser opuesta:

• Temperatura: Con el aumento de la temperatura, aumenta la velocidad de la actividad microbiana y, en consecuencia, la velocidad de mineralización. La mayor velocidad se alcanza en los trópicos cálidos y húmedos, donde la materia orgánica se mineraliza casi por completo y el humus no se acumula. En las regiones frías, la mineralización se ralentiza, lo que favorece la acumulación de materia orgánica (Foth, 1990; Weil, 2017).
• Humedad: La humedad óptima (cercana a la capacidad de campo) estimula la mineralización. En condiciones de encharcamiento (anaerobiosis), el proceso se ralentiza y cambia a una vía reductora. En condiciones de sequía, la actividad microbiana también se suprime (White, 2006).
• pH: La reacción neutra y ligeramente alcalina (pH 6,5–7,5) es la más favorable para la mineralización bacteriana. En suelos ácidos, dominan los hongos, que descomponen la materia orgánica más lentamente, aunque son más eficaces en la degradación de la lignina (Weil, 2017).
• Composición de la materia orgánica: Los compuestos fácilmente disponibles para los microorganismos (azúcares, proteínas, aminoácidos) se mineralizan en días o semanas. Los polímeros complejos (celulosa, hemicelulosa) —en meses. La lignina y las sustancias húmicas son las más resistentes; su mineralización dura años e incluso décadas (Huang et al., 2012).
• Composición textural y mineralógica: Las partículas finas de arcilla y los óxidos de hierro y aluminio adsorben las moléculas orgánicas, haciéndolas menos accesibles a las enzimas microbianas, lo que ralentiza su mineralización. En suelos arenosos, carentes de esa "protección", la mineralización es más rápida (Birkeland, 1984; Huang et al., 2012).

Mineralización y disponibilidad de nutrientes

La principal importancia práctica de la mineralización radica en su papel como proveedor de nutrientes en forma disponible para las plantas. Es durante la mineralización que:

• El nitrógeno orgánico se convierte en formas amoniacal (NH₄⁺) y nítrica (NO₃⁻).
• El fósforo orgánico se libera como iones fosfato (H₂PO₄⁻, HPO₄²⁻).
• El azufre se libera como ion sulfato (SO₄²⁻).

Este proceso se denomina "liberación biológica" o "inmovilización-mineralización" (Eash et al., 2016; Foth, 1990). Es importante entender que si se añade al suelo materia orgánica fresca con una relación C:N amplia (por ejemplo, paja), los microorganismos que se multiplican activamente pueden "inmovilizar" (unir en su biomasa) el nitrógeno disponible durante un tiempo, causando su deficiencia temporal en las plantas. Sin embargo, después de la muerte de esta biomasa microbiana, el nitrógeno se mineraliza nuevamente y queda disponible.

Importancia ecológica: mineralización y ciclo global del carbono

La mineralización es una de las principales fuentes de entrada de CO₂ a la atmósfera. A nivel global, anualmente se libera de los suelos aproximadamente 10 veces más carbono (principalmente a través de la mineralización) del que se quema con combustibles fósiles (Weil, 2017). Por lo tanto, el equilibrio entre el secuestro de carbono mediante la humificación y su liberación mediante la mineralización es de importancia crítica para el sistema climático del planeta. Cualquier cambio en las condiciones (por ejemplo, el calentamiento o el cambio de uso del suelo) que acelere la mineralización conduce a emisiones adicionales de gases de efecto invernadero.

La mineralización como parte de la respiración del suelo

La mineralización de la materia orgánica es el componente principal de la respiración del suelo (liberación de CO₂). Además de la descomposición propiamente dicha de la materia orgánica, la respiración incluye también la respiración radicular de las plantas. Sin embargo, es la mineralización la que determina la dinámica a largo plazo del carbono orgánico del suelo. Al medir la respiración del suelo, evaluamos indirectamente la velocidad de mineralización y la actividad de toda la comunidad microbiana (Gregorich et al., 2012).

Por lo tanto, la mineralización es la cara opuesta de la humificación. Juntas forman un equilibrio dinámico que mantiene el ciclo constante del carbono y los nutrientes en la biosfera. Si la humificación crea una reserva de materia orgánica en el suelo, la mineralización la devuelve al ciclo biológico activo. Comprender este equilibrio es la clave para gestionar la fertilidad y la sostenibilidad de los agroecosistemas.

Definición y esencia del proceso

El lessivage (del francés lessivage — "lavado") es el proceso de translocación mecánica de partículas de arcilla desde los horizontes superiores del suelo hacia los inferiores, con su posterior acumulación en el horizonte iluvial (Birkeland, 1984; White, 2006).

En la literatura rusa, este proceso se denomina a menudo "diferenciación iluvial-eluvial por arcilla" o simplemente "eluviación de arcilla". Sin embargo, el lessivage no es simplemente un transporte de arcilla, sino un mecanismo complejo de tres fases que incluye:

1. Dispersión (peptización) de las partículas de arcilla — su transición de un estado agregado a una suspensión.

2. Transporte de las partículas de arcilla con el flujo descendente de la humedad del suelo.

3. Precipitación (floculación) de la arcilla en la parte inferior del perfil con la formación de un horizonte enriquecido en arcilla (horizonte Bt).

Es importante destacar que durante el lessivage, la composición química de las partículas de arcilla no cambia — solo se trasladan físicamente, a diferencia de los procesos de podzolización o ferralitización, donde ocurre la disolución y reprecipitación de sustancias con cambios en su composición (White, 2006; Birkeland, 1984).

Condiciones necesarias para el desarrollo del lessivage

El lessivage es un proceso que requiere una combinación específica de factores. No ocurre en cualquier suelo, sino que se manifiesta solo bajo una serie de condiciones:

1. Presencia de partículas de arcilla en el material parental o su formación por meteorización. La roca madre debe contener una cantidad suficiente de minerales finos capaces de peptizarse (predominantemente silicatos de capas 2:1, como montmorillonita, hidromicas, vermiculita) (Foth, 1990; Buol et al., 2011).

2. Humedad suficiente pero no excesiva. El lessivage se desarrolla bajo regímenes hídricos de lavado o de lavado periódico, cuando la precipitación supera la evapotranspiración pero aún no conduce a una anaerobiosis permanente. Los climas con una marcada redistribución estacional de la humedad (mediterráneo, continental templado) son óptimos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

3. Reacción neutra o ligeramente ácida (pH 5,5–7,0). A pH bajo (condiciones fuertemente ácidas), las partículas de arcilla pierden su carga negativa debido a la adsorción de cationes Al³⁺ y coagulan, volviéndose inmóviles. A pH alto (condiciones alcalinas), las arcillas pueden dispersarse, pero esto conduce a la solonetzación (ver Sección 8), no al lessivage clásico (White, 2006; Weil, 2017).

4. Presencia de cationes intercambiables que favorecen la dispersión. Los cationes monovalentes (Na⁺, K⁺) o los divalentes en baja concentración (Ca²⁺, Mg²⁺) dispersan la arcilla de manera más efectiva. Sin embargo, con el exceso de Ca²⁺ (especialmente en suelos carbonatados), las arcillas floculan y el lessivage no se produce. Por esta razón, el lessivage se desarrolla más activamente después del lavado de carbonatos de la parte superior del perfil (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

5. Alternancia de períodos de humedecimiento y secado. Al secarse, el suelo se agrieta y se forman macroporos, a través de los cuales el agua con la suspensión de arcilla puede penetrar profundamente durante el humedecimiento posterior. Por lo tanto, el lessivage es particularmente intenso en climas con una estación seca marcada o en suelos con congelación-descongelación estacional (Foth, 1990; Weil, 2017).

Mecanismo del proceso: tres etapas

Rasgos morfológicos del lessivage

El lessivage deja en el perfil del suelo rasgos diagnósticos característicos por los que se puede reconocer en el campo:

1. Horizonte eluvial (E o A-E): La parte superior del perfil de la que se ha extraído la arcilla. Está decolorado (gris claro, pardo amarillento), a menudo tiene estructura laminar o foliada y está empobrecido en la fracción arcilla (Foth, 1990; Weil, 2017).

2. Horizonte iluvial de arcilla (Bt): El horizonte subyacente enriquecido en arcilla. Tiene un color más oscuro (marrón, pardo rojizo), es más denso, a menudo con estructura de tipo nuez o prismática. En las caras de los agregados estructurales se observan películas de arcilla brillantes — cutanes (Birkeland, 1984; White, 2006).

3. Diferenciación textural: Un claro aumento del contenido de arcilla desde los horizontes superiores hasta el Bt. Para diagnosticar el lessivage en los sistemas de clasificación, a menudo se utiliza un criterio cuantitativo: el contenido de arcilla en el Bt debe ser al menos un 3–4% (absoluto) superior al del horizonte eluvial (Buol et al., 2011).

4. Transición característica: La transición entre los horizontes eluvial e iluvial puede ser abrupta o gradual, a veces en forma de lenguas (infiltración de material arcilloso hacia abajo por las grietas).

Diferencia del lessivage de otros procesos de translocación

El lessivage a menudo se confunde con otros procesos de transporte de sustancias. Sin embargo, existen diferencias fundamentales entre ellos:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Relación con otros procesos: secuencia y combinación

El lessivage rara vez actúa de forma aislada. En la naturaleza, a menudo se combina o es reemplazado por otros PEE:

• En etapas iniciales (en suelos jóvenes, aún no oxidados), el lessivage puede ser el proceso principal, formando los llamados suelos "lessivados" o "podzolizados" (Buol et al., 2011).

• Con el aumento de la acidez (por ejemplo, bajo la influencia del bosque de coníferas), el lessivage puede pasar a la podzolización — las partículas de arcilla en un ambiente ácido se destruyen y comienza la eliminación no de arcilla, sino de sus productos de descomposición — Fe, Al y sílice (White, 2006; Birkeland, 1984).

• En condiciones alcalinas y sódicas (salinización), el lessivage se transforma en solonetzación, donde el sodio favorece la dispersión de la arcilla y la formación de un horizonte columnar denso (Scheffer et al., 2018).

Por lo tanto, el lessivage es un proceso característico de las condiciones de transición entre climas húmedos y áridos, y su presencia en el perfil a menudo indica períodos pasados o presentes de lavado moderado.

Importancia ecológica y agronómica del lessivage

El lessivage tiene un doble efecto sobre la fertilidad del suelo:

Aspectos positivos:

• Forma un horizonte iluvial de arcilla (Bt) , que tiene una alta capacidad de intercambio catiónico y sirve como una especie de "acumulador" de nutrientes, evitando su lavado más allá de la zona radicular (Foth, 1990).
• Mejora la agregación y la estructura tanto en el horizonte eluvial (debido a la eliminación de arcilla — se vuelve más suelto, más permeable al aire) como en la parte iluvial del perfil (debido a la acción cementante de las películas de arcilla) (Weil, 2017).

Aspectos negativos:

• La formación de un horizonte Bt denso con baja permeabilidad puede conducir a un encharcamiento periódico de la parte superior del perfil (formación de agua colgada, desarrollo de gleyzación). Esto es especialmente notable en suelos con un salto textural brusco (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).
• El empobrecimiento del horizonte superior en arcilla reduce su capacidad de intercambio catiónico y su capacidad de retención de agua, haciéndolo más susceptible a la erosión y la desecación.
• Los suelos lessivados a menudo requieren prácticas de labranza especiales (labranza profunda, aplicación de materia orgánica para mejorar la estructura).

Distribución geográfica

El lessivage está más ampliamente distribuido en suelos de:

• Zona templada — suelos pardos forestales (Cambisoles), suelos grises forestales, algunos suelos sod-podzólicos (con elementos de lessivage).
• Regiones subtropicales y mediterráneas — suelos pardos y rojos con horizonte Bt bien desarrollado (Buol et al., 2011).
• Regiones continentales con distribución estacional de las precipitaciones — zonas de estepa forestal y estepa, donde se encuentran Chernozems con signos de lessivage (especialmente con un horizonte carbonatado poco profundo) (Scheffer et al., 2018).

En la clasificación de suelos, el lessivage es un proceso clave para la identificación de horizontes argílicos (en Soil Taxonomy) y Luvisoles, Retisoles, Acrisoles, Alisoles (en WRB) — suelos en los que la diferenciación textural es un rasgo diagnóstico (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Definición y esencia del proceso

La podzolización (o proceso podzólico) es el proceso de destrucción de minerales primarios y secundarios en la parte superior del perfil del suelo bajo la acción de sustancias orgánicas ácidas, seguido de la eliminación de los productos de descomposición (principalmente hierro, aluminio y materia orgánica) a los horizontes subyacentes, donde se acumulan (Birkeland, 1984; White, 2006).

El término "podzol" proviene de la palabra rusa "зола" (zola) — "ceniza" — y, efectivamente, el horizonte superior decolorado de estos suelos recuerda al color de la ceniza de madera. La podzolización es uno de los procesos destructivos más intensos en la edafología, como resultado del cual la parte superior del perfil pierde no solo la fertilidad, sino también la propia capacidad de retener nutrientes (Weil, 2017).

A diferencia del lessivage, donde las partículas de arcilla se transportan mecánicamente y permanecen químicamente sin cambios, durante la podzolización se produce la destrucción química de los minerales con la formación de complejos órgano-minerales móviles que migran hacia abajo a través del perfil (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Base química del proceso: el papel de los ácidos orgánicos

La característica clave de la podzolización es la complejación (o quelación). En la parte superior del perfil (en la hojarasca y el horizonte húmico), durante la descomposición de la hojarasca de coníferas, brezos y otras plantas, se forman ácidos fúlvicos — ácidos orgánicos de bajo peso molecular con alta capacidad de complejación (Huang et al., 2012; White, 2006).

Estos ácidos, que poseen numerosos grupos carboxilo e hidroxilo, interactúan con cationes metálicos (especialmente Fe³⁺ y Al³⁺), formando complejos metal-orgánicos (quelatos) solubles. Esquemáticamente:

Los quelatos formados se disuelven fácilmente en agua y migran hacia abajo a través del perfil. Este proceso se denomina "queluviación" (de chel + eluviation) (White, 2006; Birkeland, 1984).

Etapas principales de la podzolización

Rasgos morfológicos de la podzolización

Como resultado de la podzolización, se forma un perfil contrastante característico, claramente distinguible en el campo (Foth, 1990; Weil, 2017):

1. Hojarasca (horizonte O): Gruesa, ácida, a menudo compuesta de agujas de coníferas y musgos poco descompuestos. Se subdivide en L (hojarasca fresca), F (fermentación — parcialmente descompuesta) y H (humificada — completamente descompuesta pero no mezclada con la parte mineral) (Scheffer et al., 2018).

2. Horizonte eluvial (E o A₂): Capa de color gris claro, ceniciento o blanquecino. Este horizonte dio nombre al proceso (de "ceniza"). En él se han eliminado casi por completo no solo el Fe y el Al, sino también toda la tierra fina — solo quedan minerales resistentes a la meteorización (cuarzo). El horizonte tiene un aspecto sin estructura o débilmente laminar, y es muy pobre en nutrientes (White, 2006).

3. Horizonte iluvial (B): Horizonte de color marrón oscuro, ocre-rojizo o casi negro donde se acumulan las sustancias eliminadas. Dependiendo del predominio de uno u otro componente, se pueden distinguir subhorizontes:

• Bh — acumulación predominante de humus (complejos orgánicos).
• Bs — acumulación predominante de óxidos de hierro y aluminio (Fe, Al).
• Bhs — acumulación mixta (humus + Fe, Al) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

4. Horizonte de transición (BC o C): Material alterado o débilmente meteorizado.

Las formas más pronunciadas de podzolización se caracterizan por límites abruptos, a veces en forma de "lenguas" (invadiendo) entre horizontes, lo que refleja la profundidad de penetración de los ácidos orgánicos a través de grietas y macroporos (White, 2006).

Condiciones necesarias para la podzolización

La podzolización es un proceso estrictamente condicionado ecológicamente. Para su desarrollo activo se requiere una combinación de varios factores (Foth, 1990; Birkeland, 1984; Weil, 2017):

1. Material parental ácido y empobrecido en bases. El proceso se desarrolla más intensamente en arenas cuarcíticas, granitos, esquistos ácidos y otras rocas con bajo contenido de carbonatos y que carecen de elementos alcalinos y alcalinotérreos capaces de neutralizar los ácidos.

2. Vegetación ácida y de difícil descomposición. Los bosques de coníferas (picea, pino, abeto, alerce), así como los brezales (Calluna, Vaccinium), producen hojarasca rica en lignina, taninos y resinas, que al descomponerse dan fuertes ácidos orgánicos (ácidos fúlvicos) y ralentizan la actividad de los microorganismos descomponedores (Scheffer et al., 2018).

3. Clima fresco y húmedo (alta relación precipitación:evapotranspiración > 1). Es en la zona de taiga y tundra (cinturón boreal) donde se crean las condiciones óptimas para la podzolización: el exceso de humedad favorece el lavado del perfil, y las bajas temperaturas ralentizan la descomposición de la materia orgánica y favorecen la acumulación de productos ácidos (Foth, 1990; Weil, 2017).

4. Buen drenaje (eliminación libre del agua). El estancamiento de agua y la anaerobiosis impiden la formación de ácidos orgánicos y la podzolización (en condiciones de encharcamiento se desarrolla la gleyzación, que se tratará en la siguiente sección) (Birkeland, 1984).

Diferencia entre podzolización y lessivage

Dado que ambos procesos conducen a la aparición de un horizonte superior claro y un horizonte inferior más oscuro, a menudo se confunden. Sin embargo, existe una diferencia fundamental entre ellos:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Relación genética con el lessivage: Bisolums

En la naturaleza, la podzolización a menudo se superpone al lessivage. Este fenómeno se denomina "bisolums" — suelos con dos ciclos eluvial-iluvial sucesivos (Scheffer et al., 2018; Birkeland, 1984).

Por ejemplo, en los suelos sod-podzólicos de la Rusia central, a menudo se observa un perfil "doble":

1. Ciclo superior — podzolización moderna (E + Bh, Bs).

2. Ciclo inferior, más profundo — lessivage relicto (horizonte eluvial inferior por encima del Bt) — un remanente de épocas climáticas anteriores, más cálidas, cuando las condiciones eran menos ácidas (White, 2006).

Así, el perfil moderno de un suelo sod-podzólico es el resultado de la superposición de dos PEE diferentes en el tiempo.

Evolución de los Podzoles en el tiempo: etapas de madurez

La podzolización es un proceso a largo plazo que pasa por una serie de etapas (Birkeland, 1984; Foth, 1990):

1. Etapa inicial (podzolización débil): Solo aparece un aclaramiento de la parte superior del perfil (manchado, en forma de lenguas). El hierro y el aluminio aún no han alcanzado horizontes profundos. Solo puede expresarse un horizonte Bs débil en forma de ligeros revestimientos ocre.

2. Etapa desarrollada (podzolización media): Se forma un horizonte E definido de 10–15 cm de espesor, aparecen lentes individuales de Bhs en la parte inferior del perfil. La transición entre horizontes aún no es abrupta.

3. Etapa madura (podzolización fuerte, Podzol): El horizonte E es potente (hasta 30–40 cm), contrasta bruscamente con el horizonte Bhs de color marrón oscuro o Bs negro. Aparecen ortstein (capas cementadas de compuestos Fe-húmicos), que son prácticamente impermeables a las raíces y al agua (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Papel biológico en la podzolización: "descomposición fúngica"

Cabe destacar el importante papel de los hongos micorrízicos en la podzolización. Investigaciones modernas muestran que algunos hongos que viven en simbiosis con las raíces de los árboles pueden "lixiviar" los minerales directamente, extrayendo de ellos hierro y otros elementos sin pasar por la disolución ácida (van Breemen et al., 2000; Jongmans et al., 1997, citado en White, 2006). Las hifas fúngicas penetran en las microfisuras de los minerales y liberan ácidos orgánicos localmente, lo que acelera drásticamente la destrucción. Este proceso se denomina "tunelización mineral" (Barker et al., 1997, citado en White, 2006).

Distribución geográfica de los Podzoles

Los Podzoles y los suelos podzólicos son uno de los tipos de suelo más extendidos en la Tierra. Ocupan vastas áreas:

• Cinturón boreal (taiga) — Escandinavia, Europa del Norte (Finlandia, Suecia, Noruega), Rusia (desde la península de Kola hasta el Lejano Oriente), Canadá, norte de EE. UU. (Alaska, estados del norte).
• Altas montañas y zonas costeras con clima húmedo y fresco — Alpes, Cárpatos, Cordilleras Occidentales de América del Norte y del Sur, Nueva Zelanda, Tasmania (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).
• Brezales y landas extratropicales — por ejemplo, en Inglaterra, Alemania (Llanura del Norte de Alemania) (Scheffer et al., 2018).

En los sistemas de clasificación de suelos, la podzolización es un proceso diagnóstico para la identificación de Spodosoles (Soil Taxonomy) y Podzoles (WRB) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Importancia ecológica y agronómica

La podzolización conduce a una fuerte disminución de la fertilidad natural de los suelos:

• El horizonte eluvial (E) pierde casi todos los nutrientes (Ca, Mg, K, Fe, Mn, Zn, Cu). Solo queda arena de cuarzo, incapaz de retener agua y nutrientes (Foth, 1990; Weil, 2017).
• El horizonte iluvial (Bhs) concentra aquellos elementos que fueron extraídos del E, pero en formas a menudo poco disponibles para las plantas (los compuestos de Fe y Al fijan fuertemente el fósforo, haciéndolo indisponible).
• La reacción ácida en todo el perfil (pH 3,5–4,5) suprime la actividad de la mayoría de los microorganismos beneficiosos.

Sin embargo, con el cultivo (encalado + fertilización), los suelos podzólicos pueden mejorarse significativamente. En ellos se cultivan con éxito muchos cultivos agrícolas (patata, centeno, lino, gramíneas perennes) siempre que se apliquen altas dosis de fertilizantes orgánicos y minerales y encalado (Scheffer et al., 2018; Eash et al., 2016).

Podzolización en el pasado y en el presente

Es importante entender que muchos Podzoles que observamos hoy en día no se formaron en condiciones modernas, sino en períodos fríos pasados (Pleistoceno) , cuando el clima era más severo. A menudo, los suelos podzólicos son poligenéticos — formaciones relictas que han sobrevivido hasta nuestros días, pero en las que el proceso de podzolización puede estar actualmente debilitado o incluso detenido (Birkeland, 1984). Esto subraya una vez más la importancia de considerar el factor tiempo al interpretar los perfiles del suelo.

Definición y esencia del proceso

La gleyzación (o formación de gley) es el proceso de transformación del suelo en condiciones de encharcamiento prolongado o periódico, acompañado de deficiencia de oxígeno (anaerobiosis) y desarrollo de condiciones reductoras, lo que conduce a cambios en el color del suelo, redistribución y eliminación parcial de hierro y manganeso (Birkeland, 1984; White, 2006).

El término proviene de la palabra rusa "глей" (gley) — el nombre dado a la masa arcillosa viscosa, sin estructura, de color gris azulado o gris azulado verdoso que se forma en la parte inferior de los suelos en condiciones de humedad excesiva constante. Es uno de los procesos más llamativos y morfológicamente expresados en la edafología, ya que cambia fundamentalmente el color del perfil, volviéndolo gris, gris azulado o verdoso (Foth, 1990; Weil, 2017).

La gleyzación es un proceso que se manifiesta en diversos grados en suelos de todas las zonas climáticas — desde la tundra hasta los trópicos húmedos, dondequiera que se creen condiciones para el estancamiento prolongado del agua y la deficiencia de oxígeno. Como señala White (2006), "la gleyzación es el proceso más extendido en los suelos hidromórficos (encharcados) del mundo".

Base química del proceso: reducción del hierro y el manganeso

La diferencia química clave de la gleyzación con respecto a la mayoría de los otros PEE son las reacciones de reducción (transformaciones redox) que ocurren en condiciones anaerobias. En suelos normales y aireados, el hierro y el manganeso se encuentran en forma oxidada: el hierro como Fe³⁺ (óxidos e hidróxidos insolubles que colorean el suelo de amarillo, naranja, rojo y marrón), el manganeso como Mn⁴⁺ (óxidos negros).

En condiciones de deficiencia de oxígeno, los microorganismos que realizan respiración anaerobia se ven obligados a utilizar no el oxígeno sino otros compuestos como aceptores de electrones, incluidos los óxidos de hierro y manganeso. Como resultado (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

Los iones divalentes Fe²⁺ y Mn²⁺ formados se vuelven móviles — pasan a la solución del suelo y pueden migrar tanto dentro del perfil como fuera de él. Es la desaparición o la fuerte disminución del contenido de formas oxidadas de hierro y manganeso lo que conduce a la aparición del color gris azulado, verde grisáceo o gris azulado verdoso característico de la gleyzación (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018). Como expresan de manera figurada los autores de Scheffer/Schachtschabel (2018), "la gleyzación es el proceso de 'lavado' del color, cuando el suelo pierde sus tonos rojizos y marrones habituales".

El papel de los microorganismos en la gleyzación

La gleyzación no es solo un proceso fisicoquímico, sino biogeoquímico. Su inicio y mantenimiento solo son posibles con la participación activa de microorganismos reductores (Kimura et al., 2012; Huang et al., 2012):

1. Anaerobios facultativos y obligados — bacterias capaces de vivir y reproducirse en un ambiente sin oxígeno. Entre ellas se incluyen muchos representantes de los géneros Pseudomonas, Bacillus, Clostridium, Desulfovibrio, etc.

2. Bacterias reductoras de sulfato — reducen los sulfatos a sulfuros, lo que, en presencia de Fe²⁺, conduce a la formación de sulfuros de hierro negros (FeS, FeS₂) — el llamado "sulfuro de hidrógeno agrícola" (Kimura et al., 2012).

3. Bacterias reductoras de hierro (por ejemplo, Geobacter, Shewanella) — utilizan directamente el Fe³⁺ como aceptor de electrones, convirtiéndolo en Fe²⁺ (Huang et al., 2012).

Es importante entender: sin materia orgánica (fuente de energía para los microorganismos), la gleyzación no ocurre incluso en condiciones de inundación. Por esta razón, la gleyzación se desarrolla más intensamente en suelos ricos en materia orgánica fácilmente descomponible (prados, turberas, arrozales) (Kimura et al., 2012; Weil, 2017).

Condiciones necesarias para el desarrollo de la gleyzación

Para que se produzca una gleyzación activa, es necesaria la combinación de tres factores principales (Birkeland, 1984; Foth, 1990; White, 2006):

1. Humedad excesiva (estancamiento de agua). El agua llena el espacio poroso, dificultando la difusión de oxígeno desde la atmósfera. La tasa de consumo de oxígeno por parte de los microorganismos en este caso supera la tasa de su suministro, y se crean condiciones anaerobias. Esto puede ser causado por:

• Nivel freático alto (gleyzación freática).
• Presencia de un horizonte impermeable (por ejemplo, Bt arcilloso u ortstein), que crea agua colgada (gleyzación superficial).
• Inundación prolongada (llanuras aluviales, arrozales).

2. Presencia de materia orgánica. Sirve como fuente de energía para los microorganismos y donante de electrones para la reducción de Fe³⁺ y Mn⁴⁺. Cuanta más materia orgánica y más fácilmente se descompone, más intensa es la gleyzación.

3. Temperatura suficiente para la actividad microbiana. En climas fríos, la gleyzación también se desarrolla pero más lentamente (por ejemplo, en suelos gley de tundra). Las temperaturas óptimas para la gleyzación activa están entre 15–35 °C (Kimura et al., 2012; Weil, 2017).

Rasgos morfológicos de la gleyzación

La gleyzación deja en el perfil del suelo rasgos característicos y fácilmente diagnosticables (Foth, 1990; Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

1. Coloración reducida uniforme (reductomórfica): El suelo adquiere tonos gris azulados, gris azulado verdosos, verdosos, a veces casi blancos. Esta coloración se debe a la presencia de compuestos ferrosos (Fe²⁺) y manganosos (Mn²⁺). Estos horizontes se designan con el símbolo G (de gley) — en la nomenclatura alemana, internacional y americana (Birkeland, 1984; White, 2006).

2. Manchas de color ocre y negro (formas oxidadas): Durante el secado periódico o cerca de las raíces de las plantas (donde hay acceso de oxígeno), el Fe²⁺ se oxida a Fe³⁺, precipitando en forma de manchas de color herrumbre, amarillo-marrón y concreciones. El manganeso al oxidarse produce inclusiones y películas negras punteadas. Esta coloración "marmórea" es característica de los suelos semi-gley y de los estacionalmente encharcados. En la nomenclatura internacional, se utiliza el símbolo g para designar estos horizontes (en combinación con otras letras — por ejemplo, Bg, Cg) (White, 2006).

3. Signos de reducción de hierro en pruebas de campo: Si se aplica una gota de solución de α,α-dipiridilo (reactivo para Fe²⁺) a este suelo, se vuelve rojo — un signo de campo fiable de hierro reducido (Weil, 2017).

4. Estructura característica: Los horizontes gleyicos son a menudo sin estructura, viscosos (limosos), al secarse se agrietan en grandes terrones, pero en estado húmedo tienen una consistencia "jabonosa" (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Tipos de gleyzación: freática y superficial

Dependiendo de la causa del encharcamiento, se distinguen dos tipos principales de gleyzación (White, 2006; Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018):

La gleyzación como proceso secundario

La gleyzación a menudo se desarrolla como un proceso secundario, superpuesto, sobre suelos ya formados. Por ejemplo:

• Suelos lessivados con un horizonte Bt denso, al aumentar la humedad, pueden volverse gleyzados superficialmente (pseudogley).
• Podzoles con un horizonte B (ortstein) cementado también crean agua colgada y pueden gleyzarse por encima del nivel impermeable (Birkeland, 1984; White, 2006).
• Incluso los Chernozems con inundación prolongada (por ejemplo, después de la construcción de presas o la interrupción del drenaje) pueden adquirir signos de gleyzación en la parte inferior del perfil (Foth, 1990).

Por lo tanto, la gleyzación no es solo un proceso independiente, sino también un importante indicador de cambios en las condiciones de humedad tanto en el período moderno como en el pasado (paleogleyzación).

Gleyzación sulfídica (caso especial)

En algunos suelos encharcados, especialmente en presencia de sulfatos (depósitos marinos, aguas subterráneas salinas) y abundante materia orgánica, se desarrolla la gleyzación sulfídica. En condiciones anaerobias, las bacterias reductoras de sulfato reducen los sulfatos a sulfuros (H₂S), que interactúan con el Fe²⁺ para formar sulfuros de hierro negros — pirita (FeS₂) y melnicovita (FeS) (White, 2006; Huang et al., 2012).

Estos suelos se denominan sulfídicos o suelos sulfatados ácidos potenciales (en la literatura — sulfidic materials). Al drenarse y airearse, los sulfuros se oxidan, formando ácido sulfúrico, lo que conduce a una acidificación abrupta (pH < 4) y a la formación de los llamados suelos sulfatados ácidos (Acid Sulfate Soils) — uno de los suelos más agresivos e infértiles del mundo (White, 2006; Weil, 2017). Este proceso se tratará con más detalle en la Sección 7. "Salinización".

Diferencia de la gleyzación de otros procesos

La gleyzación a menudo se confunde con la podzolización (ambas producen horizontes superiores claros) y con el lessivage (ambas pueden formar horizontes inferiores densos). Sin embargo, existen criterios diagnósticos claros:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Distribución geográfica y clasificación

Los suelos gleyzados se distribuyen por todo el mundo, pero especialmente:

• En regiones boreales y subárticas (tundra, tundra forestal, taiga) — donde hay permafrost y encharcamiento permanente. Son suelos criogley.
• En la zona templada con humedad excesiva (Europa Occidental, noreste de EE. UU., Europa Oriental) — aquí se forman pseudogley y gleyzems.
• En llanuras aluviales y deltas de ríos de todas las zonas climáticas — suelos gley de llanura aluvial.
• En los trópicos y subtrópicos — suelos arroceros (paddy), suelos de manglar y pantanosos (White, 2006; Buol et al., 2011).

En los sistemas de clasificación, la gleyzación es un rasgo diagnóstico para la identificación de Gleysoles (WRB) , subórdenes Aquic (Soil Taxonomy), así como muchos suelos con régimen hídrico (Histosoles, Flvisoles, Planosoles, Stagnosoles) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Importancia ecológica y agronómica de la gleyzación

La gleyzación tiene una influencia decisiva en la fertilidad:

Consecuencias negativas:

• Deficiencia de oxígeno en la zona radicular — las raíces de la mayoría de los cultivos no soportan el encharcamiento prolongado (excepción — el arroz y algunas plantas palustres).
• Acumulación de compuestos reducidos tóxicos — Fe²⁺, Mn²⁺, H₂S, ácidos orgánicos — en concentraciones que inhiben las plantas (Foth, 1990; Weil, 2017).
• Ralentización de la mineralización de la materia orgánica (debido a la anaerobiosis) — se ralentiza la liberación de nutrientes, aunque aumenta la acumulación de materia orgánica en forma de turba (en casos extremos) (Scheffer et al., 2018).
• Baja capacidad de carga — los suelos gleyicos a menudo tienen una baja capacidad de carga y no son adecuados para la construcción sin drenaje.

Aspectos positivos (con uso gestionado):

• En suelos gleyzados se cultiva con éxito el arroz — un cultivo adaptado al encharcamiento prolongado (Eash et al., 2016; Weil, 2017).
• Con drenaje (reclamación), estos suelos pueden volverse altamente productivos, especialmente con la aplicación de fertilizantes orgánicos y encalado (para suelos gley ácidos) (Scheffer et al., 2018).

La gleyzación como paleoindicador

Dado que la gleyzación está asociada al régimen hídrico, la presencia de horizontes gleyicos (especialmente relictos, con signos de drenaje moderno) es un importante indicador paleoclimático y paleogeomorfológico (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018). A partir de los rastros de gleyzación antigua se puede reconstruir:

• El antiguo nivel freático.
• Las antiguas condiciones hidrológicas (por ejemplo, presencia de lagos, turberas, meandros abandonados).
• Los cambios climáticos (por el cambio de gleyzación a procesos oxidativos).

Por lo tanto, la gleyzación no es solo un proceso moderno, sino también una "crónica de piedra" de las condiciones hidrológicas del pasado.

Definición y esencia del proceso

La salinización es el proceso de acumulación en el perfil del suelo de sales solubles en agua (cloruros, sulfatos, carbonatos, bicarbonatos de sodio, calcio, magnesio, potasio) en concentraciones que inhiben el crecimiento de las plantas y deterioran las propiedades físicas del suelo (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

La salinización es uno de los procesos de degradación más extendidos y económicamente significativos en los suelos de las regiones áridas y semiáridas, donde la evapotranspiración supera significativamente a la precipitación (Foth, 1990; White, 2006). Según estimaciones, hay más de 900 millones de hectáreas de suelos salinizados en el mundo, lo que representa alrededor del 7% de toda la tierra y casi el 25% de las tierras irrigadas (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

La salinización es el resultado de la acumulación de sales que ingresan al suelo desde diversas fuentes, pero no pueden ser lavadas debido a la humedad insuficiente. Como formulan de manera figurada los autores de "Scheffer/Schachtschabel" (2018), "en las regiones secas, el ciclo de las sales es como un péndulo: llegan pero no se van".

Fuentes de sales que ingresan al suelo

Las sales solubles en agua ingresan al suelo desde varias fuentes principales (Weil, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006):

1. Composición mineral del material parental. Algunas rocas (depósitos marinos, formaciones evaporíticas, depósitos continentales salinos) son inicialmente ricas en sales fácilmente solubles (NaCl, Na₂SO₄, CaSO₄·2H₂O, MgCl₂). Al meteorizarse estas rocas, las sales se liberan y se acumulan en el suelo.

2. Precipitación atmosférica (sales cíclicas). Los vientos que soplan sobre el océano elevan a la atmósfera diminutas gotas de agua de mar, que luego caen con las precipitaciones sobre la tierra. Son las llamadas "sales cíclicas" — principalmente NaCl y MgCl₂. En las zonas costeras, su contribución puede alcanzar valores significativos (hasta 100–200 kg/ha/año) (White, 2006; Weil, 2017).

3. Acumulación de polvo. En las regiones desérticas y semidesérticas, los fuertes vientos transportan material fino enriquecido en sales de un territorio a otro. Este proceso es especialmente significativo para los suelos del Sahara, Gobi, Asia Central y Australia (Birkeland, 1984).

4. Agua subterránea y régimen hidrológico. El agua subterránea salina que asciende por capilares hacia la superficie se evapora, dejando sales en el suelo. Este mecanismo juega un papel clave en el desarrollo de la salinización en depresiones endorreicas y en áreas irrigadas (Foth, 1990; Weil, 2017).

5. Fuentes antropogénicas. El riego con aguas que contienen sales, el drenaje inadecuado, la aplicación de fertilizantes minerales en dosis altas, las emisiones industriales (especialmente sulfatos) e incluso el tratamiento invernal de carreteras con mezclas anticongelantes (NaCl, CaCl₂, MgCl₂) pueden causar salinización secundaria (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Condiciones necesarias para el desarrollo de la salinización

La salinización ocurre con la acción simultánea de tres factores principales (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Clima árido o semiárido con balance hídrico negativo. La precipitación es significativamente menor que la evapotranspiración, por lo que los flujos de agua descendentes no pueden lavar las sales más allá de la zona radicular.

2. Aporte de sales. Si no entran sales, la salinización no se desarrolla incluso en condiciones secas. La fuente puede ser el material parental, el agua subterránea o la atmósfera.

3. Ascenso capilar de agua salina. El agua con sales disueltas asciende por capilares desde el agua subterránea o desde horizontes más profundos y húmedos hacia la superficie, donde se evapora, dejando sales. Este mecanismo es especialmente efectivo en suelos de textura fina (francos, arcillosos) donde el ascenso capilar es más pronunciado (Foth, 1990; White, 2006).

Mecanismos de acumulación de sales: dos vías principales

Dependiendo de la fuente de sales y la naturaleza del régimen hídrico, se distinguen dos tipos principales de acumulación de sales (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

Rasgos morfológicos de la salinización

Los suelos salinizados tienen rasgos característicos y fácilmente diagnosticables en el campo (Foth, 1990; Weil, 2017; White, 2006):

1. Costra salina o eflorescencias en la superficie. A altas concentraciones de sales, se forma en la superficie una costra suelta blanca o grisácea (costra) de cristales de NaCl, Na₂SO₄, CaSO₄·2H₂O. Este es un rasgo clásico — Solonchak.

2. Revestimientos y cristales blancos en poros y grietas. En el perfil se observan pequeñas inclusiones blancas — cristales de sales que llenan poros y grietas, especialmente en la parte superior del perfil.

3. Manchas herrumbrosas y pardas. En presencia de sulfatos (especialmente FeSO₄), pueden aparecer manchas amarillento-pardas y herrumbrosas. En el caso de salinización sulfatada, el suelo a menudo tiene un tono gris amarillento.

4. Estructura característica. Los horizontes superiores salinizados son a menudo sueltos, sin estructura o débilmente agregados (polvorientos, de grano grueso). Los horizontes inferiores en la salinización hidromórfica pueden ser densos, a veces con signos de gleyzación (tonos gris azulados) (White, 2006).

5. Conductividad eléctrica (CE) como indicador de diagnóstico. En condiciones de laboratorio, la salinización se determina por la conductividad eléctrica del extracto acuoso (CEe). El umbral de salinización es CEe > 4 dS/m (Weil, 2017; Eash et al., 2016). Para suelos fuertemente salinizados, los valores de CEe pueden alcanzar 50–100 dS/m o más.

Clasificación de la salinización por composición de sales

Dependiendo de los aniones y cationes predominantes, se distinguen los siguientes tipos químicos de salinización (White, 2006; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Salinización clorurada (predomina NaCl, CaCl₂, MgCl₂). La más tóxica para las plantas, ya que el Cl⁻ en altas concentraciones causa shock osmótico y toxicidad iónica específica. Característica de zonas costeras y algunos salares interiores.

2. Salinización sulfatada (predominan CaSO₄·2H₂O, Na₂SO₄, MgSO₄). Menos tóxica que la clorurada, pero también inhibe el crecimiento de las plantas a altas concentraciones. Característica de áreas áridas continentales con rocas yesíferas.

3. Salinización carbonatada y bicarbonatada (predominan Na₂CO₃, NaHCO₃). Conduce a la salinización alcalina (pH > 8,5) y a la solonetzación. Estas sales son especialmente peligrosas, ya que el ambiente alcalino es tóxico para las raíces y favorece la dispersión de la arcilla (ver siguiente sección — solonetzación).

4. Salinización mixta (la más común en la naturaleza). Suele ser una mezcla de cloruros, sulfatos y bicarbonatos con predominio de uno u otro componente según las condiciones específicas.

Salinización secundaria (antropogénica)

Es la salinización causada por la actividad humana (Weil, 2017; Eash et al., 2016; Birkeland, 1984). Las causas más frecuentes son:

• Riego inadecuado sin drenaje: El agua se evapora y las sales traídas con el agua de riego se acumulan en el horizonte superior. Es especialmente peligroso el riego con aguas de alta mineralización (CEw > 1,5–2 dS/m) (Weil, 2017).
• Ascenso del nivel freático: Sin un buen drenaje, el nivel freático se eleva y las sales de horizontes profundos son atraídas hacia la superficie por capilaridad.
• Alteración del balance hídrico natural: Por ejemplo, al crear embalses, construir presas, drenar pantanos, lo que cambia la dirección de los flujos de agua salina (Foth, 1990).

La salinización secundaria es un problema grave en muchas regiones irrigadas del mundo (Asia Central, China, India, Pakistán, EE. UU., Australia). Según algunas estimaciones, se pierden anualmente hasta 1–2 millones de hectáreas de tierras irrigadas debido a la salinización secundaria (Weil, 2017).

Patrones de distribución de sales en el perfil

Dependiendo del régimen hídrico y el tipo de salinización, las sales se distribuyen de manera diferente en el perfil del suelo (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• En suelos automórficos (secos): El máximo de sales suele estar en el horizonte superior (0–20 cm) o en la parte media del perfil, donde se produce la máxima evaporación. Por debajo, la salinización disminuye.

• En suelos hidromórficos (freático-capilares): El máximo suele estar en la superficie (costra salina), luego una fuerte disminución, pero las sales pueden aparecer en todo el perfil, especialmente si el agua subterránea está altamente mineralizada.

• Bajo riego: Característica la acumulación de sales en los 10–30 cm superiores, especialmente en los entre-surcos, donde la evaporación es máxima. Bajo los surcos de riego — zona de desalinización (Foth, 1990; Eash et al., 2016).

Efecto de la salinización en las plantas

La salinización tiene un impacto negativo complejo en las plantas (Eash et al., 2016; Weil, 2017):

1. Efecto osmótico: Las sales en la solución del suelo crean una alta presión osmótica que dificulta la absorción de agua por las raíces. La planta gasta energía adicional para mantener el equilibrio hídrico.

2. Efecto tóxico de iones individuales: Particularmente peligrosos son Na⁺, Cl⁻, HCO₃⁻ (tóxicos para muchos cultivos), así como B (boro), Se (selenio), que pueden estar presentes en concentraciones tóxicas en suelos salinizados.

3. Alteración de la nutrición mineral: El exceso de Na⁺ compite con K⁺ y Ca²⁺ por la absorción radicular, causando deficiencia de potasio y calcio.

4. Deterioro de las propiedades físicas del suelo: Durante la solonetzación (ver siguiente sección), la dispersión de la arcilla conduce a compactación, formación de costras, deterioro de la aireación e infiltración.

La sensibilidad de las plantas a la salinización varía. Las más sensibles (CEe < 2 dS/m) — judías, guisantes, lechuga, fresas. Las más tolerantes (CEe > 10 dS/m) — cebada, algodón, remolacha azucarera, algunos sorgos (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Recuperación de suelos salinizados

Los principales métodos para combatir la salinización (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Lavado — riego abundante repetido (hasta 2–3 mil m³/ha) seguido de la eliminación del agua salina a través de la red de drenaje. Se utiliza con buen drenaje y suficiente disponibilidad de agua.

2. Drenaje — creación de sistemas de drenaje (drenaje cerrado, abierto, drenaje vertical) para eliminar el agua subterránea salina y prevenir su ascenso capilar.

3. Aplicación de yeso (CaSO₄·2H₂O) — para reemplazar el Na⁺ intercambiable por Ca²⁺ en la salinización sódica y la solonetzación. El yeso favorece el desplazamiento del Na⁺ y su lavado como sal neutra (Na₂SO₄) (White, 2006; Weil, 2017).

4. Biorecuperación — cultivo de cultivos tolerantes a la sal y plantas halófitas que absorben sales y pueden ser retiradas de los campos, reduciendo gradualmente la salinización.

5. Prácticas agrotécnicas — nivelación de campos, alternancia de riego con lavados, uso de agua de riego con baja mineralización, retención de residuos vegetales en la superficie (mulching) para reducir la evaporación.

Relación con otros PEE: salinización, solonetzación y solodización

La salinización a menudo conduce al desarrollo de la solonetzación (con acumulación de Na⁺ y sales alcalinas) y la solodización (con la consiguiente desalinización, lavado de sales y degradación ácida). Estos procesos están estrechamente relacionados y a menudo se consideran como una serie genética:

Solonchak (salinización) → Solonetzación → Solodización

Esta transición refleja la evolución de los suelos en condiciones de cambio del régimen hídrico (por ejemplo, con el aumento de la humedad) o durante medidas de recuperación (Birkeland, 1984; White, 2006). La solonetzación será el tema de la siguiente sección de nuestra conferencia.

Distribución geográfica de los suelos salinizados

Los suelos salinizados están ampliamente distribuidos (Weil, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984):

• Zona de desiertos y semidesiertos: África (Sahel, Desierto de Namib), Oriente Medio (Península Arábiga, Irán, Irak), Asia Central (Karakum, Kyzylkum, desiertos de China), Australia, EE. UU. (Great Basin, California), América del Sur (Atacama, Patagonia).
• Zona de estepas secas y estepas forestales: Sur de Rusia, Ucrania, Kazajistán, Mongolia, norte de China.
• Zona de riego de todos los continentes (salinización secundaria).
• Tierras bajas costeras y marismas (zona intermareal, manglares).

En los sistemas de clasificación de suelos, la salinización es un rasgo diagnóstico para la identificación de Solonchaks (WRB) , Salids (Soil Taxonomy) , así como muchos suelos con horizontes salinos (Aridisoles, Gypsisoles, Calcisoles) (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Definición y esencia del proceso

La solonetzación es el proceso de acumulación de sodio intercambiable (Na⁺) en el complejo de intercambio del suelo, acompañado del deterioro de las propiedades físicas del suelo (dispersión de partículas de arcilla, destrucción de agregados, formación de un horizonte denso sin estructura) y aumento de la alcalinidad (pH > 8,5) (Birkeland, 1984; White, 2006).

El término proviene del nombre ruso de estos suelos — "солонцы" (solonets). Es uno de los procesos más insidiosos y difíciles de recuperar, ya que afecta no solo a la composición química sino que también cambia fundamentalmente la estructura física del suelo, haciéndolo prácticamente impermeable al agua, al aire y a las raíces (Weil, 2017; Scheffer et al., 2018).

La solonetzación está estrechamente relacionada con la salinización, pero es la siguiente etapa de evolución de los suelos salinizados al cambiar las condiciones de humedad. Si la salinización es la acumulación de sales fácilmente solubles (cloruros, sulfatos, carbonatos de sodio, calcio, magnesio), la solonetzación es el reemplazo de cationes calcio y magnesio por sodio en el complejo de intercambio después de la eliminación (lavado) de las sales neutras (White, 2006; Birkeland, 1984).

Diferencia entre solonetzación y salinización

Es importante establecer de inmediato una clara distinción entre estos dos procesos, ya que a menudo se mencionan juntos pero tienen diferente naturaleza y diferentes consecuencias:

(Weil, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984)

Base química: mecanismo de la solonetzación

La solonetzación se desarrolla en varias etapas (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Salinización primaria de tipo sódico: En el suelo ingresan o se forman sales que contienen Na⁺ e iones carbonato o bicarbonato (Na₂CO₃, NaHCO₃). Esto puede ocurrir durante la meteorización de silicatos que contienen sodio (por ejemplo, plagioclasas), durante la interacción química de sales sódicas neutras con CaCO₃ (con formación de Na₂CO₃) o con la entrada de soda desde aguas subterráneas.

2. Adsorción de Na⁺ por coloides del suelo: En presencia de Na⁺ en solución (especialmente en presencia de carbonatos), se produce el reemplazo de Ca²⁺ y Mg²⁺ por Na⁺ en la superficie de las partículas de arcilla y las sustancias húmicas:

Esta reacción es reversible, pero a alta concentración de Na⁺ en solución (especialmente a pH > 8,5) se desplaza hacia la derecha. La proporción de Na⁺ intercambiable en la capacidad de intercambio catiónico (CIC) se denomina "porcentaje de sodio intercambiable" (ESP). Con ESP > 15%, el suelo se considera solonetzico (White, 2006; Weil, 2017).

3. Dispersión de partículas de arcilla: El Na⁺, que tiene una carga pequeña y una gran capa de hidratación, se atrae débilmente a la superficie de la arcilla con carga negativa. Esto conduce a la expansión de la capa difusa y a la repulsión de las partículas entre sí. Los coloides arcillosos pasan a un estado sol (estado disperso), lo que conduce a la destrucción de agregados, compactación y pérdida de porosidad (Birkeland, 1984; White, 2006).

4. Formación de un horizonte solonetzico denso: La arcilla dispersada migra hacia abajo con el agua de infiltración (durante las lluvias periódicas) y se deposita en la parte media del perfil, formando un horizonte denso, sin estructura, columnar o prismático (Bn). Es este horizonte denso el que hace que los Solonetz sean casi impermeables a las raíces y al agua (Scheffer et al., 2018).

Rasgos diagnósticos de los Solonetz en el perfil

Los Solonetz tienen un perfil bien expresado y fácilmente reconocible (Foth, 1990; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Horizonte superior (A o E): A menudo claro, arenoso, eluviado, de 5–20 cm de espesor. Es pobre en humus y nutrientes.

2. Horizonte solonetzico (Bn, Bna o Btna): Este es el horizonte de diagnóstico principal. Tiene una estructura característica columnar o prismática — agregados verticales con "capiteles" redondeados en la parte superior. El horizonte es denso, compacto, arcilloso, a menudo con signos de gleyzación (tonos gris azulados). Al secarse, se agrieta en grandes terrones. Aquí es donde el contenido de Na⁺ intercambiable es máximo (ESP a menudo > 30–50%) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

3. Horizonte de transición inferior (BC o C): A menudo carbonatado, yesífero, salino, ya que la parte inferior del perfil puede conservar restos de la salinización primaria.

4. Reacción: pH del extracto acuoso > 8,5, a veces hasta 10,5 y superior. Esto se debe a la hidrólisis de los Na-coloides:

El NaOH formado alcaliniza el medio (White, 2006; Weil, 2017).

Tipos morfológicos de Solonetz

Dependiendo de las condiciones de formación, se distinguen varios tipos morfológicos de Solonetz (Birkeland, 1984; White, 2006; Scheffer et al., 2018):

1. Solonetz de pradera-estepa — se forman en condiciones de humedecimiento periódico (salinización temporal) y posterior lavado. Son característicos de las zonas de estepa seca y estepa forestal (sur de Rusia, Ucrania, Kazajistán). Tienen un horizonte columnar bien desarrollado.

2. Solonetz-Solonchaks — tipo transicional, donde junto con el Na⁺ intercambiable también hay sales libres (generalmente en la parte inferior del perfil). Con una mayor desalinización, pueden transformarse en Solonetz típicos.

3. Solonetz "ciegos" o "costrosos" — ocurren en regiones desérticas y semidesérticas, donde el horizonte superior está fuertemente compactado, a menudo con una costra superficial y grietas.

4. Solonetz relictos — Solonetz antiguos conservados en superficies donde las condiciones modernas no favorecen su formación (por ejemplo, en terrazas, en áreas con climas húmedos modernos). Representan paleosuelos.

Condiciones necesarias para la solonetzación

Para el desarrollo de la solonetzación se necesita un complejo de factores (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Presencia de Na⁺ en la solución del suelo (salinización inicial o aporte desde aguas subterráneas).

2. Humedecimiento periódico suficiente para lavar las sales neutras (cloruros, sulfatos) de la parte superior del perfil, pero insuficiente para la eliminación completa del Na⁺ de las posiciones de intercambio. Esto es posible durante la transición de un clima árido a uno semiárido o durante cambios en el régimen hidrológico (por ejemplo, después del cese del riego).

3. Presencia de minerales arcillosos con alta capacidad de intercambio catiónico (predominantemente 2:1 — montmorillonita, vermiculita, hidromicas), capaces de dispersarse e hincharse.

4. Carbonatos en el material parental (CaCO₃, MgCO₃) — actúan como un amortiguador durante el reemplazo de Ca²⁺ por Na⁺, ya que el Ca²⁺ liberado puede reaccionar con los carbonatos, manteniendo un alto nivel de Na⁺ en solución.

Diferencia de la solonetzación de otros procesos

La solonetzación a menudo se confunde con el lessivage y la podzolización debido a la presencia de un horizonte superior claro y un horizonte inferior denso. Sin embargo, existen diferencias claras:

(White, 2006; Birkeland, 1984; Weil, 2017)

Serie evolutiva: Solonchak → Solonetz → Solod

La solonetzación es parte de una serie genética de suelos que refleja la evolución en condiciones de cambio del régimen hídrico o recuperación (Birkeland, 1984; White, 2006; Scheffer et al., 2018):

1. Solonchak: Acumulación de sales libres, suelos estructurados, pH generalmente < 8,5.

2. Solonetz: Lavado de sales neutras → acumulación de Na⁺ intercambiable → dispersión → formación de horizonte columnar, pH > 8,5.

3. Solod (o Solonetz solodizado): Con un mayor humedecimiento y lavado, el Na⁺ se desplaza y se elimina, la acidez aumenta (el pH disminuye), el horizonte columnar se destruye y se forma un perfil ácido, gleyzado y arenoso. Esta es la etapa final de la degradación del Solonetz.

Esta serie está especialmente bien expresada en los suelos del sur de Rusia, Ucrania, Kazajistán, así como en Australia (White, 2006; Birkeland, 1984).

Efecto de la solonetzación en las plantas y propiedades físicas

La solonetzación es uno de los factores de degradación más fuertes (Weil, 2017; Eash et al., 2016; Foth, 1990):

1. Baja permeabilidad al agua: Debido a la dispersión de la arcilla y la hinchazón de los Na-coloides, el suelo se vuelve prácticamente impermeable al agua. El agua se estanca en la superficie sin penetrar en profundidad. Esto conduce al encharcamiento superficial y al desarrollo de gleyzación (ver Sección 6).

2. Mala aireación: La ausencia de poros y agregados conduce a la deficiencia de oxígeno en la zona radicular.

3. Toxicidad de Na⁺ y OH⁻: El pH alto y el exceso de Na⁺ en la solución del suelo causan estrés osmótico y efectos tóxicos específicos en las raíces.

4. Alteración de la nutrición: El Na⁺ compite con K⁺ y Ca²⁺ por la absorción, causando deficiencia de potasio y calcio.

5. Formación de una costra densa: Al secarse, la superficie del Solonetz a menudo se cubre con una costra dura que impide la germinación de las semillas.

Recuperación de Solonetz

La restauración de los Solonetz es un proceso complejo y costoso. Métodos principales (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Aplicación de yeso (CaSO₄·2H₂O): Este es el principal método químico. El yeso aporta Ca²⁺, que desplaza al Na⁺ del complejo de intercambio. El sulfato de sodio formado (Na₂SO₄) se lava fácilmente durante el lavado:

Las dosis de yeso se calculan en función del ESP inicial y el valor final deseado (generalmente se requieren 5–10 t/ha o más) (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

2. Lavado con drenaje: Después de la aplicación de yeso, se necesita un lavado intensivo del suelo para eliminar las sales neutras formadas (Na₂SO₄, NaCl). Se requiere un buen drenaje y suficiente agua.

3. Aplicación de azufre o ácido sulfúrico: En algunos casos (en presencia de carbonatos), se puede utilizar azufre elemental (S), que se oxida a ácido sulfúrico, uniendo carbonatos y liberando Ca²⁺, que luego desplaza al Na⁺.

4. Biorecuperación: Cultivo de cultivos tolerantes a la sal y al sodio (por ejemplo, algunas variedades de trigo, cebada, alfalfa, así como halófitas) que absorben Na⁺ y contribuyen a la mejora de la estructura a través de las raíces.

5. Labranza profunda: En algunos casos, ayuda a romper mecánicamente el horizonte solonetzico denso, pero sin la recuperación química, el efecto es de corta duración.

Distribución geográfica

Los Solonetz están ampliamente distribuidos (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• Zonas de estepa seca y semidesierto del cinturón templado: Sur de Rusia, Ucrania, Kazajistán, Mongolia, norte de China, EE. UU. (Great Plains, especialmente Dakota del Norte, Montana), Canadá (sur de Alberta y Saskatchewan), Argentina (Pampas).

• Zonas de sabana tropical y subtropical con humedecimiento estacional: África (Sahel, África Oriental), India (provincias con aluviones salinos), Australia (extensas áreas).

• Áreas de agricultura irrigada con recuperación inadecuada (solonetzación secundaria) — Asia Central, China, Egipto, Pakistán, EE. UU. (Valle de California) (Weil, 2017).

En los sistemas de clasificación de suelos, la solonetzación es un rasgo diagnóstico para la identificación de Solonetz (WRB) y subgrupos Natric en varios órdenes (Alfisoles, Aridisoles, Molisoles) en Soil Taxonomy (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014).

Definición y esencia del proceso

La carbonatización es el proceso de acumulación en el perfil del suelo de carbonatos de calcio y magnesio (principalmente CaCO₃, así como CaMg(CO₃)₂ — dolomita), formados como resultado de la precipitación secundaria de la solución del suelo que ingresa con la precipitación atmosférica, el agua subterránea o se libera durante la meteorización de rocas carbonatadas (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

A diferencia de la salinización, donde se acumulan sales fácilmente solubles (cloruros, sulfatos), la carbonatización es un proceso de acumulación de sales poco solubles del ácido carbónico. El carbonato de calcio tiene una solubilidad de solo alrededor de 0,001 g/100 g de agua (a 25 °C), que es cientos y miles de veces menor que la del NaCl o Na₂SO₄ (Birkeland, 1984; White, 2006). Por lo tanto, los carbonatos se acumulan en los suelos ya con un pequeño déficit de humedad — en condiciones semiáridas y subhúmedas, mientras que para la acumulación de sales fácilmente solubles se necesita un clima más seco (árido y extraárido) (Scheffer et al., 2018).

La carbonatización es un proceso opuesto al lavado. En condiciones húmedas, los carbonatos se lavan completamente del suelo. En condiciones áridas y semiáridas, se acumulan, formando horizontes carbonatados (Bk, Ck, K) — uno de los rasgos diagnósticos más comunes de los suelos de regiones secas (Foth, 1990; Weil, 2017).

Base química: equilibrio del sistema carbonatado

La carbonatización es el resultado de un complejo equilibrio químico que involucra dióxido de carbono, agua y carbonatos (Birkeland, 1984; Weil, 2017; White, 2006):

1. Disolución del CO₂ en el aire del suelo: En el suelo se libera constantemente CO₂ como resultado de la respiración de raíces y microorganismos. La presión parcial de CO₂ en el aire del suelo puede ser 10–100 veces mayor que la atmosférica (hasta 1–3 kPa frente a 0,04 kPa en la atmósfera). El CO₂ se disuelve en la humedad del suelo, formando ácido carbónico:

2. Disolución de carbonatos: El ácido carbónico reacciona con los carbonatos (por ejemplo, CaCO₃), convirtiéndolos en bicarbonatos solubles:

Esta reacción avanza hacia la derecha con un alto contenido de CO₂ (en la parte superior, biológicamente activa, del perfil) (White, 2006; Weil, 2017).

3. Transporte: Los bicarbonatos solubles Ca(HCO₃)₂ y Mg(HCO₃)₂ migran con el flujo de agua descendente hacia los horizontes inferiores.

4. Precipitación de carbonatos: Cuando disminuye la presión parcial de CO₂ (por debajo de la zona de actividad radicular activa), al aumentar el pH o al evaporarse el agua, el equilibrio se desplaza hacia la izquierda y los carbonatos precipitan:

Es así como se forma el horizonte de acumulación de carbonatos (Bk o Ck) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Condiciones necesarias para la carbonatización

Para una carbonatización activa, es necesaria la combinación de los siguientes factores (Birkeland, 1984; Weil, 2017; White, 2006):

1. Fuente de Ca²⁺ y Mg²⁺. Estos pueden ser:

• Rocas madre carbonatadas (calizas, dolomitas, margas, morenas carbonatadas, loess).
• Meteorización de silicatos que contienen calcio y magnesio (plagioclasas, anfíboles, piroxenos) en la parte superior del perfil.
• Precipitación atmosférica y polvo (especialmente en regiones áridas, donde el polvo es rico en carbonatos).
• Agua subterránea saturada con Ca(HCO₃)₂.

2. Clima semiárido o subhúmedo con balance hídrico positivo o cercano a cero (evapotranspiración ≥ precipitación). En estas condiciones, el flujo de agua descendente es suficiente para la disolución y el transporte de bicarbonatos, pero insuficiente para su lavado completo más allá del perfil.

3. Suficiente actividad biológica para la producción de CO₂ en la parte superior del perfil (para la disolución de carbonatos).

4. Presencia de carbonatos en los horizontes subyacentes o en el agua subterránea — para proporcionar la "semilla" durante la precipitación.

Fuentes de carbonatos en los suelos

Los carbonatos que se acumulan en los suelos pueden tener diferentes orígenes (Birkeland, 1984; Weil, 2017; Scheffer et al., 2018):

1. Litomórficos (heredados): Carbonatos que permanecen del material parental (por ejemplo, durante el lavado incompleto de calizas). Se distribuyen de manera desigual en el perfil, a menudo en forma de fragmentos o concreciones.

2. Pedogénicos (secundarios): Carbonatos precipitados de la solución del suelo durante la carbonatización. Son estos los que forman horizontes carbonatados de diagnóstico (Bk, K). Tienen una morfología característica: películas delgadas, pseudomicelio, concreciones, capas continuas (Birkeland, 1984).

3. Atmosférico-pulvíreos: Carbonatos que ingresan con el polvo eólico (especialmente en desiertos y semidesiertos, donde se depositan hasta 100–200 kg/ha/año de CaCO₃). En algunas regiones (sur de EE. UU., Norte de África, Asia Central), esta fuente puede ser dominante (Weil, 2017; Birkeland, 1984).

4. Hidromórficos: Carbonatos precipitados del agua subterránea durante su ascenso capilar y evaporación. Este mecanismo es especialmente importante en llanuras aluviales, deltas y depresiones endorreicas.

Etapas morfológicas de la carbonatización

La carbonatización es un proceso a largo plazo que pasa por una serie de etapas, cada una con rasgos morfológicos característicos (Birkeland, 1984; Gile et al., 1966; Weil, 2017):

Etapa I (inicial): Aparecen revestimientos delgados individuales (películas) de carbonatos en la superficie inferior de piedras y guijarros (en suelos de textura gruesa) o hilos delgados individuales (pseudomicelio) en la matriz (en suelos de textura fina). El contenido de CaCO₃ suele ser < 5%.

Etapa II (moderada): Las películas de carbonato se vuelven continuas, cubriendo la mayoría de las piedras; aparecen concreciones pequeñas individuales (de hasta 1–2 cm) en la matriz. Contenido de CaCO₃ — 5–15%. Comienza a aparecer el blanqueamiento del suelo.

Etapa III (desarrollada): Las películas sobre las piedras se vuelven gruesas (de varios milímetros), a menudo con capas internas; las concreciones se agrandan y su número aumenta. La matriz está significativamente blanqueada (los carbonatos ocupan el 30–70% del volumen). Contenido de CaCO₃ — 15–25%.

Etapa IV (intensa): Se forma un horizonte carbonatado continuo (K o petrocálcico) — los carbonatos cementan la matriz y las piedras en una masa densa. Aparecen capas laminares (estratificadas) — costras de carbonato delgadas, a menudo horizontales, densas, formadas como resultado de la inundación y evaporación periódicas. Contenido de CaCO₃ — 25–50% o más (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Etapas V–VI (calcreta): Se forma una placa de calcreta gruesa, densa, casi monolítica — una costra carbonatada de hasta varios metros de espesor, a menudo con signos de redeposición, brechificación y cementación secundaria. El contenido de CaCO₃ puede alcanzar el 80–90% (Gile et al., 1966; Birkeland, 1984).

Horizontes carbonatados de diagnóstico

En los sistemas de clasificación de suelos, se distinguen dos horizontes carbonatados de diagnóstico principales (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014):

1. Horizonte cálcico (Bk o Ck): Horizonte con clara acumulación secundaria de carbonatos, pero aún no cementado en un monolito. Contenido de CaCO₃ > 15%, y al menos un 5% más que en el horizonte subyacente. Espesor no inferior a 15 cm.

2. Horizonte petrocálcico (K o Bkm): Un horizonte carbonatado cementado (endurecido) — placa de calcreta. Es tan denso que no se deshace en agua y no puede ser penetrado por las raíces. Espesor no inferior a 10 cm. Actúa como una capa impermeable que puede causar agua colgada y gleyzación por encima en el perfil.

Relación con otros procesos: lugar de la carbonatización en la serie de acumulación

La carbonatización es solo una etapa de la serie acumulativa en suelos áridos y semiáridos. Con la profundidad, a medida que disminuye la humedad y aumenta la concentración de sales, se acumulan secuencialmente compuestos cada vez más solubles (Weil, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006):

Parte superior del perfil (más lavada): Acumulación de compuestos relativamente inmóviles — SiO₂ (ópalo, calcedonia) — podzolización (en condiciones ácidas) o silificación (en condiciones alcalinas).

Parte media (zona de carbonatización): Acumulación de CaCO₃ (la menos soluble de las sales comunes) — horizonte cálcico (Bk).

Más abajo (zona de acumulación de yeso y sales): Con una mayor disminución de la humedad, se acumula el yeso más soluble (CaSO₄·2H₂O) — horizonte yésico (By).

Parte más baja (o superficie en condiciones extremadamente áridas): Acumulación de las sales más solubles — cloruros, sulfatos de sodio y magnesio — horizonte salino (Bz, sálico).

Esta serie refleja el aumento secuencial de la solubilidad: CaCO₃ (0,001 g/100 g) → CaSO₄·2H₂O (0,2 g/100 g) → NaCl (35,7 g/100 g) y Na₂SO₄ (4,8–12 g/100 g) (Weil, 2017; Birkeland, 1984).

Carbonatización y zonación climática

La profundidad del horizonte carbonatado es un indicador climático fiable (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• En regiones húmedas (precipitación > 600–800 mm/año): Los carbonatos se lavan completamente del perfil. La profundidad hasta un posible horizonte carbonatado relicto puede superar los 2–3 m.

• En regiones semiáridas (precipitación 400–600 mm/año): El horizonte carbonatado se encuentra a 50–150 cm de profundidad. Estos son los Chernozems clásicos y los suelos castaños con un horizonte carbonatado en la parte inferior del perfil.

• En regiones áridas (precipitación 200–400 mm/año): El horizonte carbonatado asciende hacia la superficie — a 20–50 cm de profundidad. Suelos — pardos semidesérticos, serozems.

• En regiones extraáridas (precipitación < 200 mm/año): El horizonte carbonatado puede llegar a la superficie, formando costras de calcreta o "caliza del desierto" (Birkeland, 1984; Weil, 2017).

Importancia ecológica y agronómica de la carbonatización

La carbonatización tiene un doble efecto sobre la fertilidad del suelo (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Foth, 1990):

Aspectos positivos:

• Los carbonatos sirven como fuente de Ca y Mg para las plantas (aunque en forma poco disponible a pH > 8).
• El horizonte carbonatado amortigua la acidez, evitando la acidificación incluso durante el lavado prolongado (por lo tanto, los suelos carbonatados suelen tener una reacción neutra o ligeramente alcalina).
• En etapas iniciales, la carbonatización mejora la estructura (las películas de carbonato cementan los agregados), aumentando la permeabilidad al agua.

Aspectos negativos:

• Con un alto contenido de carbonatos (especialmente con la formación de calcreta), la permeabilidad al agua y la aireación se deterioran, y se forma una capa impermeable.
• En condiciones alcalinas (pH > 7,5–8), disminuye la disponibilidad de micronutrientes — Fe, Zn, Mn, Cu, B (pasan a formas poco disponibles). Esto conduce a clorosis típicas (amarillamiento de las hojas por deficiencia de hierro) y otros trastornos de la nutrición mineral en suelos carbonatados (Weil, 2017; Eash et al., 2016).
• El fósforo (P) en condiciones alcalinas se fija en fosfatos cálcicos poco solubles (apatitos, hidroxiapatitos), reduciendo su disponibilidad.

Recuperación de suelos carbonatados

Los suelos carbonatados (especialmente con calcreta) requieren prácticas especiales de mejora (Eash et al., 2016; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Labranza profunda (la aplicación de yeso no es efectiva): El horizonte carbonatado, a diferencia del solonetzico, no requiere recuperación química. La destrucción mecánica de la placa de calcreta densa es suficiente para mejorar la permeabilidad al agua y el acceso de las raíces.

2. Aplicación de fertilizantes ácidos: Para aumentar la disponibilidad de micronutrientes y fósforo en suelos carbonatados alcalinos, se utilizan fertilizantes fisiológicamente ácidos (sulfato de amonio, superfosfato) o azufre elemental, que acidifican la rizosfera (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

3. Quelatación de micronutrientes: La aplicación de Fe, Zn, Mn en forma de quelatos (complejos orgánicos) permite evitar el problema de su fijación por los carbonatos.

4. Selección de cultivos tolerantes: En suelos carbonatados crecen bien muchos cereales (trigo, cebada, sorgo), alfalfa (debido al sistema radicular profundo) y girasol. Crecen mal las patatas, judías y muchos árboles frutales (manzano, peral) debido a la clorosis.

Distribución geográfica y clasificación

Los suelos carbonatados están ampliamente distribuidos (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

• Zona de estepa seca y estepa forestal: Chernozems (meridionales), suelos castaños, serozems — sobre loess carbonatado, margas.
• Zona de semidesierto y desierto: Suelos pardos desértico-esteparios, takyrs, suelos gris pardos desérticos.
• Regiones mediterráneas: Suelos rojos y pardos sobre calizas (terra rossa, terra fusca).
• Paisajes kársticos de todas las zonas climáticas (donde el material parental es caliza o dolomita).

En los sistemas de clasificación de suelos, la carbonatización es un rasgo diagnóstico para la identificación de Calcisoles (WRB) , subgrupos Cálcicos en varios órdenes (Aridisoles, Molisoles, Inceptisoles) en Soil Taxonomy, así como calificadores Calcaric y Calcic en WRB (Buol et al., 2011; IUSS Working Group WRB, 2014). La presencia de un horizonte petrocálcico es la base para la identificación de Calcisoles Petrocálcicos.

Definición y esencia del proceso

La ferralitización (del latín ferrum — hierro y alumen — aluminio) es el proceso de meteorización química profunda de minerales aluminosilicatados en climas tropicales y subtropicales húmedos, que conduce a la destrucción casi completa de los silicatos primarios, la eliminación de sílice (SiO₂) y de las bases alcalinas y alcalinotérreas (Ca, Mg, K, Na) con la acumulación relativa en el perfil del suelo de hidróxidos y óxidos de hierro (Fe₂O₃·nH₂O) y aluminio (Al₂O₃·nH₂O) relativamente inmóviles, y, en algunos casos, caolinita (Birkeland, 1984; White, 2006).

El término "ferralitización" fue propuesto por edafólogos franceses para describir el proceso característico de los suelos ferralíticos (Oxisoles en Soil Taxonomy, Ferralsoles en WRB) — suelos que son el producto final de la meteorización a largo plazo (millones de años) en climas cálidos y húmedos (Scheffer et al., 2018; Weil, 2017).

La ferralitización es el proceso más profundo y prolongado de transformación química de la parte mineral del suelo. Como resultado de su acción, la roca original puede transformarse a una profundidad de 50 a 100 metros o más, convirtiéndose en una gruesa capa compuesta casi exclusivamente de minerales resistentes a la meteorización: óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, y (dependiendo de las condiciones) caolinita (Foth, 1990; White, 2006).

Base química: desilicación e hidrólisis

El proceso químico clave en la ferralitización es la desilicación, es decir, la eliminación de sílice (en forma de ácido silícico soluble H₄SiO₄) del perfil del suelo (Birkeland, 1984; White, 2006; Huang et al., 2012).

En condiciones de humedad abundante y altas temperaturas, la hidrólisis de los aluminosilicatos primarios (feldespatos, micas, anfíboles, piroxenos) se produce con alta intensidad:

Sin embargo, durante la ferralitización, este proceso va aún más profundo: incluso la caolinita formada (silicato de capas 1:1) en condiciones de fuerte lavado puede destruirse con la eliminación completa de sílice:

Como resultado, se forman gibbsita (Al(OH)₃) — hidróxido de aluminio, y goethita (FeOOH) o hematita (Fe₂O₃) — óxidos e hidróxidos de hierro (White, 2006; Weil, 2017; Birkeland, 1984).

Por lo tanto, la ferralitización incluye tres etapas secuenciales:

1. Destrucción de silicatos primarios (feldespatos, micas, anfíboles) con liberación y eliminación de álcalis (K, Na, Ca, Mg) y parte de la sílice.

2. Formación de minerales arcillosos secundarios (caolinita, halloisita) — en esta etapa, todavía se conserva algo de sílice en la estructura de los minerales.

3. Destrucción de la caolinita y eliminación casi completa de la sílice — formación de la composición mineralógica de óxidos e hidróxidos (hematita, goethita, gibbsita).

Este proceso tiene un carácter direccional: con la profundidad (más cerca del material parental), se conserva más caolinita e incluso minerales primarios; más cerca de la superficie, predominan los óxidos e hidróxidos de Fe y Al (Foth, 1990; White, 2006).

Condiciones necesarias para la ferralitización

La ferralitización es un proceso estrictamente condicionado por el clima. Para su desarrollo activo se necesita la combinación de los siguientes factores (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Clima cálido con altas temperaturas medias anuales (> 20 °C). La alta temperatura acelera las reacciones químicas (regla de Van't Hoff: la velocidad de las reacciones se duplica al aumentar la temperatura en 10 °C). Esto hace que los trópicos y subtrópicos sean los más favorables para la meteorización intensiva.

2. Humedad abundante y uniforme (precipitación > 1000–1500 mm/año) con régimen hídrico de lavado. El flujo constante de agua descendente asegura la eliminación de los productos de meteorización (sílice, álcalis) más allá del perfil, evitando su precipitación secundaria.

3. Buen drenaje. El agua debe infiltrarse y eliminarse libremente; el estancamiento de agua (como en la gleyzación) impide la eliminación de los productos de meteorización y puede conducir a la reducción del hierro y su eliminación (en lugar de acumulación).

4. Largo tiempo de desarrollo. La ferralitización es un proceso excepcionalmente lento. Se requieren cientos de miles a millones de años para la formación de un perfil ferralítico maduro. Por esta razón, los suelos ferralíticos se limitan a superficies de planificación antiguas (penillanuras) en escudos continentales estables (África, América del Sur, Australia, Indostán) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

5. Reacción ácida o neutra. A pH alto (condiciones alcalinas), la sílice es menos móvil y puede precipitar como ópalo u otras formas, impidiendo la desilicación completa. Por lo tanto, la ferralitización es más intensa en rocas ácidas y neutras (granitos, gneises, cuarcitas), pero también puede desarrollarse en rocas básicas (basaltos) con la condición de un lavado prolongado (White, 2006).

Rasgos morfológicos de la ferralitización

La ferralitización deja en el perfil rasgos característicos y fácilmente diagnosticables (Foth, 1990; Weil, 2017; Birkeland, 1984):

1. Perfil profundo y potente. El espesor de la capa ferralítica puede alcanzar decenas de metros. La parte superior (el suelo propiamente dicho) suele tener un espesor de 1–3 m, por debajo hay una gruesa corteza de meteorización (saprolito) del mismo espesor.

2. Coloración brillante y saturada. Predominan los tonos rojos, rojo anaranjados, amarillos y pardos, debido al alto contenido de óxidos e hidróxidos de hierro (la hematita da tonos rojos, la goethita — amarillo pardos). El color es a menudo uniforme en todo el perfil (débil diferenciación de horizontes).

3. Composición textural uniforme. Caracterizado por un alto contenido de fracción arcilla (a menudo > 50–70%), representada predominantemente por caolinita y óxidos de Fe y Al. Al mismo tiempo, el suelo a menudo tiene una estructura pseudoarenosa — agregados pequeños (0,2–2 mm), fuertes, que no se deshacen en agua (concreciones), que al tacto recuerdan a la arena (Weil, 2017; White, 2006).

4. Débil diferenciación de horizontes. A diferencia de los Podzoles o suelos lessivados, los suelos ferralíticos a menudo tienen una horizontación débilmente expresada. El horizonte húmico superior (A) puede ser delgado; debajo hay un horizonte de óxidos potente y uniforme (Bw o Bo), que pasa gradualmente a saprolito (C). Este es el resultado de un proceso de meteorización largo y unidireccional, durante el cual el perfil se "homogeneiza" (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

5. Baja capacidad de intercambio catiónico (CIC). Dado que la mayor parte de los minerales arcillosos está representada por caolinita (1:1) y óxidos de Fe y Al, que tienen una CIC muy baja (generalmente 2–5 cmol(c)/kg), los suelos ferralíticos tienen una capacidad extremadamente baja para retener cationes (Ca, Mg, K, Na). Esto los hace muy pobres y requiere un suministro constante de nutrientes de la materia orgánica en descomposición (Foth, 1990; Weil, 2017).

6. Baja capacidad de fijación de fósforo. El alto contenido de óxidos de Fe y Al (especialmente amorfos) conduce a una fuerte fijación de fósforo en forma de fosfatos de Fe y Al poco solubles. Este es uno de los principales problemas agronómicos de los suelos ferralíticos (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Indicadores de diagnóstico de la ferralitización

Para el diagnóstico cuantitativo del grado de ferralitización, se utilizan varios índices químicos (Birkeland, 1984; White, 2006; Weil, 2017):

1. Relación molar SiO₂/Al₂O₃ (o Si/Al). En rocas frescas, esta relación suele ser 3–5 (para feldespatos — 3, para micas — 3–4). Durante la ferralitización, disminuye a 2 (caolinita) e incluso a 1–1,5 (con formación de gibbsita). Cuanto menor es la relación, más fuerte es la ferralitización. En suelos ferralíticos maduros, esta relación suele ser < 1,8–2,0 (Birkeland, 1984; White, 2006).

2. Relación SiO₂/(Al₂O₃ + Fe₂O₃) (índice de Pedro). Se utiliza para evaluar el grado de desilicación: cuanto menor es el valor, más fuerte es la eliminación de sílice.

3. Contenido de óxidos "libres" de Fe y Al (extraíbles con ditiónito u oxalato) — refleja el grado de acumulación de minerales secundarios.

Ferralitización y otros procesos

La ferralitización es la etapa final de la evolución a largo plazo en condiciones de meteorización tropical. A menudo se superpone a otros procesos o los precede (Birkeland, 1984; White, 2006):

• En etapas iniciales (con meteorización menos intensa), puede desarrollarse la fersialitización — un proceso en el que se conservan minerales arcillosos de capas 2:1 (montmorillonita, vermiculita) y la sílice no se elimina por completo. Esto es característico de suelos con lavado menos intenso (subtrópicos, trópicos estacionalmente húmedos).

• Con el aumento de la humedad, la fersialitización pasa a ferralitización — la caolinita y los óxidos se vuelven dominantes. Esta transición se observa al pasar de las sabanas a los bosques tropicales húmedos.

• Con el encharcamiento estacional en suelos ferralíticos, puede desarrollarse la gleyzación (reducción del Fe y su eliminación), lo que conduce a la aparición de manchas grises y gris azuladas entre la matriz roja (moteado) (Weil, 2017).

• Con la erosión prolongada, la parte superior del perfil ferralítico puede ser truncada, exponiendo la laterita — una costra de óxidos más densa, a menudo cementada (ver Sección 11). Por lo tanto, la ferralitización y la lateritización están estrechamente relacionadas.

Diferencia de la ferralitización