Procesos geoquímicos y migración de sustancias

1.1. ¿Qué es la geoquímica de suelos?

La geoquímica de suelos es la ciencia que estudia la distribución y el comportamiento de los elementos químicos en el perfil del suelo, su migración y acumulación bajo la influencia de factores naturales y antropogénicos (Mukha et al., 2003). Es, si se quiere, el «servicio de pasaportes» de los elementos químicos en el suelo: dónde se encuentran, hacia dónde se mueven, en qué formas y por qué.

El suelo no es solo un cúmulo de partículas minerales. Es un sistema policomponente multifásico complejo compuesto por cuatro fases físicas (Mukha et al., 2003):

• Fase sólida: esqueleto mineral y materia orgánica.
• Fase líquida: solución del suelo.
• Fase gaseosa: aire del suelo.
• Fase viva: organismos del suelo.

Es la interacción de estas fases la que crea un entorno único donde los elementos químicos no solo yacen, sino que se mueven activamente, participan en reacciones y cambian sus formas.

1.2. El suelo como sistema bio‑inerte

Vernadsky llamó al suelo un cuerpo bio‑inerte, es decir, un cuerpo donde la materia orgánica (viva) y la inorgánica (inerte) se hallan en unidad indisoluble y en interacción constante (Mukha et al., 2003). Esto es fundamental para comprender la migración, porque son los organismos vivos los principales «directores de orquesta» de este proceso. Extraen del suelo los elementos para construir sus cuerpos y, tras su muerte, los devuelven, pero en forma modificada.

1.3. Ciclos de la materia

Ahora imaginemos el movimiento de los elementos a una escala más amplia. En la naturaleza existen tres ciclos principales de la materia (Mukha et al., 2003):

1. Ciclo geológico (grande) – formación de rocas, meteorización, transporte y redeposición. Es un proceso que abarca millones de años, durante el cual los elementos pasan de las profundidades de la Tierra a las capas superficiales y viceversa.

2. Ciclo biológico (pequeño) – movimiento de elementos en el sistema «plantas → suelo → plantas». Las plantas extraen elementos del suelo, crean biomasa; tras la muerte, los residuos orgánicos se descomponen y los elementos regresan al suelo. La energía solar es la principal fuerza motriz de este proceso.

3. Ciclo antropogénico – movimiento de sustancias como resultado de la actividad humana: extracción de minerales, producción, consumo, generación de residuos, contaminación ambiental. Hoy en día, este ciclo supera a menudo en intensidad a los procesos naturales (Mukha et al., 2003).

Para la edafología, el ciclo biológico pequeño tiene una importancia clave. Es él el que crea la principal diferencia entre el suelo y la roca madre: la acumulación de materia orgánica, humus y elementos biógenos.

1.4. ¿Por qué migran los elementos químicos?

Volvamos a nuestra pregunta principal. Hay varias razones fundamentales:

Primera razón: el desequilibrio termodinámico. El suelo es un sistema abierto que intercambia constantemente materia y energía con el entorno. Los minerales que lo componen se formaron a altas temperaturas y presiones en el interior de la Tierra. En la superficie se encuentran en condiciones completamente diferentes y tienden a alcanzar un estado más estable (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011). A este proceso lo llamamos meteorización y edafogénesis.

Segunda razón: el agua. El agua es un disolvente universal. No solo transporta sustancias, sino que también sirve como medio para las reacciones químicas. Es con el agua que llegan al suelo los iones que «atacan» los minerales y obligan a los elementos a pasar a la solución (Weil and Brady, 2017).

Tercera razón: los organismos vivos. Las raíces de las plantas excretan ácidos orgánicos que disuelven los minerales. Los microorganismos oxidan y reducen los elementos, transformándolos de una forma a otra. La biota crea un entorno geoquímico único que no existe en las rocas sin vida (White, 2006).

Cuarta razón: los gradientes. Los elementos siempre se mueven desde donde hay muchos hacia donde hay pocos (difusión). Se mueven desde regiones de alto potencial hacia regiones de bajo potencial. Ascienden por capilares, descienden con el agua de lluvia, se desplazan lateralmente por las pendientes. El suelo es un medio de gradientes continuos, lo que asegura el movimiento incesante de las sustancias.

Así pues, la estabilidad del suelo es la estabilidad de los procesos, no el reposo de los elementos. El suelo se halla en un estado de equilibrio dinámico, donde la entrada y salida de sustancias, su transformación y desplazamiento están mutuamente equilibrados.

1.5. Geoquímica y edafogénesis

Ahora es importante comprender cómo los procesos geoquímicos se relacionan con la formación de la propiedad más importante del suelo: la fertilidad.

Los elementos químicos, al abandonar la roca madre, recorren un camino complejo. Algunos son extraídos fuera del perfil del suelo (vía de lixiviación), otros se acumulan en determinados horizontes, y otros pasan a formar parte de minerales neoformados y de la materia orgánica. Es esta redistribución de elementos la que crea la diferenciación del perfil: la división del suelo en horizontes que difieren en color, estructura y composición química (Birkeland, 1984).

Durante la edafogénesis, algunos elementos (silicio, calcio, magnesio, sodio, potasio) son relativamente fácilmente lixiviados de la parte superior del perfil, mientras que otros (hierro, aluminio, sustancias húmicas) pueden acumularse en los horizontes medios e inferiores. Esta redistribución selectiva de elementos determina el aspecto de los diferentes tipos de suelos (Buol et al., 2011).

1.6. Fuerzas motrices de los procesos geoquímicos

Ahora que entendemos por qué los elementos se mueven, enumeremos brevemente las principales fuerzas que ponen en marcha ese movimiento:

• Gravedad – obliga al agua y a las sustancias disueltas a moverse hacia abajo, en el interior del perfil.
• Fuerzas capilares – elevan el agua con sustancias disueltas desde las aguas subterráneas hacia arriba.
• Gradientes térmicos – provocan el movimiento del agua en fase de vapor y el transporte de sustancias con los flujos de calor.
• Gradientes de concentración (difusión) – igualan las concentraciones, haciendo que las sustancias se desplacen desde zonas de alto contenido hacia zonas de bajo contenido.
• Gradientes de potencial (matricial, osmótico, hidráulico) – gobiernan el movimiento del agua y, con ella, el de las sustancias disueltas.
• Gradientes electroquímicos – hacen que los iones se muevan hacia las superficies cargadas de las partículas coloidales o se alejen de ellas (White, 2006).
• Actividad biológica – raíces, microorganismos y animales del suelo redistribuyen activamente las sustancias.

2.1. Clasificación de los elementos químicos en el suelo

En edafología se suele dividir los elementos según su contenido en la fase sólida (Mukha et al., 2003; Foth, 1990). Esta clasificación no solo es cuantitativa, sino también funcional: el contenido de un elemento a menudo determina su papel en los procesos edáficos.

Macroelementos – elementos cuyo contenido en el suelo supera el 0,01% (o 100 mg/kg). Incluyen:

• silicio (Si),
• aluminio (Al),
• hierro (Fe),
• calcio (Ca),
• magnesio (Mg),
• sodio (Na),
• potasio (K),
• así como carbono (C), oxígeno (O), hidrógeno (H), nitrógeno (N), fósforo (P) y azufre (S).

Los siete primeros son los principales elementos de la parte mineral del suelo. Su contenido total en la corteza terrestre es aproximadamente del 98% (Mukha et al., 2003). Constituyen el esqueleto mineral del suelo y determinan sus propiedades fisicoquímicas básicas. Nitrógeno, fósforo, potasio, azufre, calcio y magnesio son nutrientes para las plantas, pero desde el punto de vista edafológico interesa cómo pasan de la forma mineral a la forma asimilable y cómo migran en el perfil (Foth, 1990).

Microelementos – elementos cuyo contenido en el suelo oscila entre el 0,001% y el 0,0001% (10–1 mg/kg). Son manganeso (Mn), cobre (Cu), zinc (Zn), cobalto (Co), boro (B), molibdeno (Mo), yodo (I), flúor (F), selenio (Se) y otros (Mukha et al., 2003; Foth, 1990). Su contenido es pequeño, pero son vitales para plantas, animales y microorganismos. En edafología, los microelementos son valiosos porque su comportamiento (movilidad, formas de presencia) es muy sensible a los cambios de pH y de las condiciones redox. Por ello sirven como indicadores de procesos geoquímicos.

Ultramicroelementos – contenido inferior al 0,0001% (menos de 1 mg/kg). Incluyen oro, plata, mercurio, uranio, radio y otros elementos raros. Por lo general no desempeñan un papel significativo en la edafogénesis, salvo en casos de contaminación tecnogénica.

Sin embargo, la clasificación por contenido no es la única. Para nosotros es más importante la que atiende al papel biológico y a la movilidad.

2.2. Elementos biofílicos y no biofílicos

Elementos biofílicos – son aquellos que participan activamente en el ciclo biológico. Forman parte de los organismos vivos, son extraídos del suelo por las plantas y devueltos con la hojarasca (Foth, 1990; Mukha et al., 2003). Incluyen:

• Organógenos: C, H, O, N, P, S – constituyen la base de la materia orgánica.
• Elementos catiónicos: K, Ca, Mg, Fe, Mn, Cu, Zn, Mo, Co, B (en forma de boratos) – necesarios para sistemas enzimáticos y funciones estructurales.

Para la edafología es importante que los elementos biofílicos sean los que se mueven activamente en el ciclo pequeño. Su migración está controlada en gran medida por la biota.

Elementos no biofílicos – no entran en cantidades apreciables en los organismos vivos o no son esenciales. Por ejemplo, titanio (Ti), circonio (Zr), la mayoría de los metales pesados (plomo, cadmio, cromo). Suelen ser inmóviles y se acumulan en el suelo, o bien pueden migrar con flujos tecnogénicos.

2.3. Macroelementos y su papel en la edafogénesis

Consideremos ahora los principales macroelementos desde la perspectiva edafológica, incidiendo en su comportamiento en el perfil del suelo.

2.4. Microelementos y su importancia

Los microelementos, aunque presentes en cantidades ínfimas, desempeñan un papel clave en los sistemas enzimáticos de plantas y microorganismos. Su comportamiento en el suelo es extremadamente sensible a las condiciones geoquímicas, por lo que son excelentes indicadores de los procesos edáficos (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Consideremos los microelementos más importantes en el contexto edafológico.

Manganeso (Mn). El comportamiento del manganeso es similar al del hierro, pero se reduce a un Eh más alto (véase la sección 5). Por ello, en suelos con encharcamiento periódico, el manganeso suele ser más móvil que el hierro y sus concreciones pueden formarse en condiciones reductoras menos pronunciadas (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990). El manganeso forma óxidos negros (pirolusita) y es un fuerte oxidante.

Cobre (Cu), zinc (Zn), cobalto (Co). Estos elementos suelen estar asociados a la materia orgánica y a los óxidos de hierro y manganeso. Su movilidad aumenta bruscamente en condiciones ácidas y en presencia de agentes quelatantes orgánicos (ácidos fúlvicos). En suelos alcalinos suelen estar poco disponibles para las plantas (deficiencia de microelementos) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Boro (B). El boro se encuentra en la solución del suelo como ácido bórico no disociado H₃BO₃ o como ion borato B(OH)₄⁻. Es bastante soluble y se lixivia fácilmente en condiciones húmedas. En condiciones áridas puede acumularse hasta concentraciones tóxicas (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Molibdeno (Mo). A diferencia de la mayoría de los microelementos, el molibdeno es más disponible en suelos alcalinos, donde se encuentra como ion molibdato MoO₄²⁻. En suelos ácidos se adsorbe fuertemente sobre los óxidos de hierro y aluminio (Foth, 1990). Es un caso raro en que un microelemento es más móvil en medio alcalino.

Metales pesados (Pb, Cd, Hg, Cr, As). No son esenciales para las plantas y en concentraciones elevadas son tóxicos. En los suelos suelen estar en formas retenidas – adsorbidos en minerales arcillosos, materia orgánica, óxidos, o como precipitados poco solubles (sulfuros, carbonatos, fosfatos). Su movilidad es generalmente baja, pero puede aumentar con la acidificación, condiciones reductoras o en presencia de agentes quelatantes orgánicos. Esto es importante para comprender el comportamiento de los contaminantes en el suelo (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).

2.5. Relación de los macro y microelementos con los procesos edafogenéticos

Ahora es importante integrar estos conocimientos. La migración de elementos no es un deambular aleatorio, sino un proceso estrictamente regular determinado por un conjunto de factores. Los diferentes procesos edafogenéticos se caracterizan por diferentes combinaciones de elementos migrantes y acumulados (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Podzolización:

• Horizonte eluvial (A₂, Ae): extracción de Fe, Al, Mn, sustancias orgánicas y parcialmente arcilla.
• Horizonte iluvial (Bh, Bs): acumulación de Fe, Al, materia orgánica, a veces Mn.
• Microelementos: los podzoles suelen estar empobrecidos en Cu, Zn, Co, Mo (extraídos con complejos orgánicos).

Proceso de césped (chernozems):

• Acumulación de Ca, Mg, K, P, S, microelementos en el horizonte húmico.
• Lixiviación de sales fácilmente solubles de la parte superior, formación de un horizonte carbonatado (Bk) en la parte media.

Proceso de gleización:

• Reducción de Fe y Mn → su disolución y extracción → formación de tonos grisáceo‑azulados, concreciones de Fe y Mn en el límite redox.
• Acumulación de materia orgánica (descomposición lenta) → aumento del contenido de carbono, nitrógeno y azufre.

Proceso solonetz:

• Acumulación de Na⁺ en el complejo de cambio, dispersión de coloides, deterioro de la estructura.
• Migración descendente de Na⁺ con formación de un horizonte solonetz iluvial.

2.6. Silicio y aluminio como elementos estructurantes

Cabe destacar especialmente el silicio y el aluminio. No son meros macroelementos: son elementos estructurantes de la masa del suelo. Su relación y sus formas determinan el tipo de minerales arcillosos:

• En suelos poco meteorizados (jóvenes, áridos) predominan los minerales arcillosos 2:1 (montmorillonita, illita, vermiculita), con una relación Si:Al alta (alrededor de 2:1).
• En suelos muy meteorizados (trópicos húmedos, podzoles) se produce desilicación – eliminación de silicio y acumulación de aluminio y hierro. Esto lleva a la formación de caolinita (Si:Al = 1:1), gibbsita, hematita (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

Así, la migración del silicio y el aluminio no es solo un proceso químico, sino un criterio de la etapa de edafogénesis. Por la relación Si/Al, por el contenido de formas móviles de estos elementos, podemos juzgar la edad del suelo y la dirección de la meteorización.

2.7. Conocimiento de los elementos para entender la migración

Vemos, pues, que cada elemento tiene su «carácter» y su propia historia en el suelo. Unos elementos (Na, Ca, Mg, Cl, S) abandonan fácilmente el suelo con el agua; otros (Fe, Al, P, metales pesados) suelen quedar retenidos. Pero incluso estos pueden migrar cuando cambian el pH, el Eh o en presencia de ligandos orgánicos.

Para el edafólogo es importante saber:

1. En qué formas se encuentra el elemento en el suelo (mineral, intercambiable, disuelta, orgánica).

2. Qué factores influyen en la transición de una forma a otra (pH, Eh, materia orgánica, biota).

3. Hacia dónde y a qué velocidad puede desplazarse el elemento (hacia abajo, arriba, lateralmente).

4. Dónde y bajo qué condiciones se acumulará (en barreras geoquímicas).

Este conocimiento será la base de nuestra comprensión de las barreras geoquímicas, a las que llegaremos al final de la conferencia.

3.1. Principio: las formas determinan la movilidad

Para la edafología es fundamental la siguiente regla: la movilidad de un elemento está determinada por su forma, no solo por su naturaleza química. Un mismo elemento puede ser:

• Inmóvil – si se encuentra en la red cristalina de un mineral primario. Tal elemento no participa en la migración hasta que el mineral se destruya. Por ejemplo, el potasio en la red del feldespato es inmóvil.

• Débilmente móvil – si forma parte de un mineral secundario o se halla en forma intercambiable (adsorbido en la superficie de los coloides). Este elemento puede ser movilizado cuando cambian las condiciones (cambio de pH, reemplazo de cationes). Por ejemplo, el potasio en forma intercambiable sobre partículas arcillosas ya está disponible para las plantas, pero aún no abandona el suelo.

• Altamente móvil – si se encuentra en la solución del suelo como iones o moléculas. Este elemento se desplaza activamente con el agua y puede ser extraído del perfil (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Además, un elemento puede hallarse en forma orgánica (formando parte del humus, ácidos orgánicos, quelatos) – y entonces su movilidad está determinada por las propiedades de las moléculas orgánicas, no solo por el elemento en sí (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Así, el edafólogo debe preguntarse siempre: ¿en qué forma se encuentra el elemento? Esto es lo que determina si migrará.

3.2. Forma mineral

La forma mineral es la forma más común de presencia de los elementos en la fase sólida del suelo. Incluye todos los elementos que forman parte de los minerales – tanto primarios como secundarios.

3.3. Forma orgánica

La forma orgánica comprende los elementos que forman parte de la materia orgánica del suelo (humus) y de los organismos vivos (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018; Mukha et al., 2003). Es especialmente importante para los elementos biofílicos: carbono, nitrógeno, fósforo, azufre, y también para los microelementos que forman complejos con sustancias orgánicas.

3.4. Forma órgano‑mineral

Merece especial atención la forma órgano‑mineral (Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017). Es la forma en que las sustancias orgánicas se asocian a partículas minerales – minerales arcillosos, óxidos de hierro y aluminio.

¿Cómo ocurre? Las sustancias húmicas tienen la capacidad de adsorberse en la superficie de las partículas minerales. Esto sucede mediante:

• Puentes catiónicos – cationes (Ca²⁺, Mg²⁺, Fe³⁺, Al³⁺) enlazan moléculas orgánicas con carga negativa a superficies de minerales arcillosos también con carga negativa (Weil and Brady, 2017; White, 2006).
• Intercambio de ligandos – aniones orgánicos (por ejemplo, grupos carboxilo) pueden sustituir a grupos OH⁻ en la superficie de óxidos de hierro y aluminio, formando enlaces fuertes (White, 2006; Scheffer et al., 2018).
• Puentes de hidrógeno – enlaces menos fuertes entre grupos polares de moléculas orgánicas y grupos OH superficiales de los minerales (White, 2006).

¿Por qué es importante para la migración?

1. Los complejos órgano‑minerales protegen la materia orgánica de la mineralización. Las moléculas orgánicas adsorbidas en minerales son menos accesibles para los microorganismos. Por ello, en forma órgano‑mineral, el carbono puede conservarse durante cientos y miles de años (Scheffer et al., 2018).

2. Los complejos órgano‑minerales modifican la carga superficial de los minerales. Al adsorberse moléculas orgánicas, aumenta la carga negativa, lo que refuerza la retención de cationes (aumenta la CIC). Es un mecanismo importante, especialmente en suelos ácidos (Foth, 1990; White, 2006).

3. Los complejos órgano‑minerales influyen en la estructura del suelo. Cementan partículas minerales en agregados. Y la agregación determina el espacio poroso, la permeabilidad y las condiciones para la migración del agua y las sustancias disueltas (Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

4. Los complejos órgano‑minerales son «trampas» para microelementos y metales pesados. Los metales pueden unirse tanto a la parte orgánica como a la superficie mineral, y en el complejo órgano‑mineral quedan especialmente fijados (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).

La forma órgano‑mineral es un compromiso entre movilidad e inmovilidad. Se sitúa «entre» los dos polos: iones libres en solución (movilidad total) y minerales en fase sólida (inmovilidad total). Cuando cambian las condiciones (pH, régimen redox, actividad biológica), los complejos órgano‑minerales pueden destruirse, liberando elementos para una migración ulterior. Y a la inversa, pueden formarse, fijando elementos móviles (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

3.5. Solución del suelo

Finalmente, llegamos a la forma más móvil: la solución del suelo (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017). Es el agua que se encuentra en los poros del suelo y contiene sustancias minerales y orgánicas disueltas.

Composición de la solución del suelo:

• Iones inorgánicos: Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, NH₄⁺, H⁺, Al³⁺, Fe²⁺, Mn²⁺ – cationes; HCO₃⁻, SO₄²⁻, Cl⁻, NO₃⁻, H₂PO₄⁻ – aniones.
• Compuestos orgánicos: carbono orgánico disuelto (COD), ácidos orgánicos de bajo peso molecular (cítrico, málico, oxálico), aminoácidos, azúcares, ácidos fúlvicos.
• Moléculas neutras: H₄SiO₄ (ácido silícico), H₃BO₃ (ácido bórico).

Propiedad clave de la solución del suelo: su dinamismo. Su composición cambia constantemente en función de:

• Estación – en primavera y otoño está más diluida, en verano más concentrada (Huang et al., 2012).
• Humedad – tras la lluvia, la concentración disminuye; en período seco aumenta (Weil and Brady, 2017).
• Actividad biológica – las raíces excretan ácidos orgánicos, los microorganismos modifican el pH y el Eh (Huang et al., 2012; Foth, 1990).
• Aplicación de fertilizantes y enmiendas – cambia bruscamente la concentración de ciertos iones (Foth, 1990).

Papel de la solución del suelo en la migración:

1. La solución es el medio donde ocurren las reacciones químicas. Todas las reacciones de meteorización, precipitación, complejación ocurren en la solución.

2. La solución es el medio de transporte. Los iones y moléculas se mueven junto con el agua. Es la principal vía de migración.

3. La solución es la fuente de nutrición vegetal. De la solución, las raíces absorben iones. La concentración en la solución determina la disponibilidad de los elementos (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Sin embargo, no todos los iones en solución son igualmente móviles. Algunos (Cl⁻, NO₃⁻, Na⁺) se mueven con el agua casi sin demora. Otros (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺) pueden adsorberse en coloides y moverse con retraso (debido a procesos de intercambio). Otros (Fe³⁺, Al³⁺) pueden hidrolizarse rápidamente y precipitar si el pH cambia (Huang et al., 2012).

3.6. Forma intercambiable

Llegamos ahora a una forma especial: la forma intercambiable (White, 2006; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990). Es la forma en que los iones se hallan en la superficie de las partículas coloidales (minerales arcillosos, humus) en estado adsorbido. No es una forma sólida (los iones no están en la red cristalina), pero tampoco es solución (los iones no están libres en solución). Es un estado límite.

¿Cómo funciona?

La superficie de las partículas coloidales (minerales arcillosos, materia orgánica) posee una carga eléctrica – casi siempre negativa (Weil and Brady, 2017; White, 2006). Esta carga surge por:

• Sustituciones isomórficas en la red cristalina de los minerales arcillosos (Al³⁺ en lugar de Si⁴⁺, etc.) – carga permanente.
• Disociación de grupos funcionales en la superficie de moléculas orgánicas (—COOH, —OH) – carga dependiente del pH.

Esta carga negativa atrae de la solución a los iones con carga positiva – cationes: Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, NH₄⁺, H⁺, Al³⁺. Se retienen en la superficie electrostáticamente, pero no entran en la estructura. Pueden intercambiarse con otros cationes de la solución – esto es el intercambio catiónico (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Características de la forma intercambiable:

1. Es un «almacén» de elementos disponibles. Aunque los elementos en forma intercambiable no están en solución, pueden pasar rápidamente a solución cuando cambia la composición de esta (por ejemplo, al aplicar fertilizantes o por absorción radicular).

2. Es un «tampón» para la solución del suelo. El complejo de cambio puede absorber el exceso de cationes de la solución o, por el contrario, cederlos, manteniendo una composición relativamente estable de la solución. Es un mecanismo importante de la capacidad tampón del suelo (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

3. La forma intercambiable es resultado de la migración. Los iones que han entrado en solución pueden adsorberse en los coloides y quedar en el camino de una migración ulterior. Y viceversa, los iones de la forma intercambiable pueden desorberse y continuar su movimiento.

Factores que afectan a la capacidad de intercambio:

• Cantidad y tipo de coloides. Cuantos más minerales arcillosos (especialmente del tipo 2:1) y humus, mayor es la capacidad de intercambio (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• pH. En suelos ácidos, parte de las posiciones de cambio están ocupadas por H⁺ y Al³⁺ (acidez de cambio), y la disponibilidad de Ca, Mg, K disminuye (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012).
• Composición de la solución. Los cationes dominantes en la solución determinan qué iones estarán en las posiciones de cambio (ley de masas: cuanto mayor es la concentración de un ion en solución, mayor es su proporción en el complejo de cambio) (White, 2006; Weil and Brady, 2017).

3.7. Transiciones entre formas

Hemos considerado las principales formas de presencia de los elementos. Ahora, la conclusión más importante: estas formas no están aisladas – se transforman constantemente unas en otras (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Principales transiciones:

Mineral → solución: meteorización, disolución. Los elementos se liberan de los minerales (primarios o secundarios) y pasan a la solución del suelo. Este es el primer paso de la migración.

Solución → intercambiable: adsorción de iones en la superficie de los coloides. Esto retiene los elementos en la capa radicular, pero los hace disponibles para las plantas.

Intercambiable → solución: desorción de iones por cambios en la composición de la solución o por competencia de otros iones. Esto permite que los elementos continúen su migración o lleguen a las raíces.

Solución → precipitado: precipitación desde la solución como carbonatos, sulfatos, hidróxidos o minerales secundarios. Esto detiene la migración (barrera geoquímica).

Orgánica ↔ mineral: inmovilización (incorporación a la materia orgánica) o mineralización (liberación desde la orgánica). Los microorganismos son los principales «directores» de esta transición (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Solución → orgánica (complejo): quelatación. Los ácidos orgánicos fijan iones metálicos en solución, creando complejos solubles. Es una vía de migración alternativa que permite a los metales desplazarse en condiciones en que sus iones no podrían (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

Forma órgano‑mineral: «trampa» para sustancias orgánicas y minerales. Esta forma es especialmente importante para la estabilización a largo plazo del carbono y los microelementos (Scheffer et al., 2018).

¿Qué significa esto para la migración?

Cada transición es un paso adelante (hacia la movilidad) o un paso atrás (hacia la fijación). La migración es una secuencia de tales transiciones. Los iones se mueven desde el mineral a la solución, luego a las posiciones de cambio, luego de nuevo a la solución, luego al precipitado o al complejo orgánico – y así sucesivamente. En esto consiste el ciclo geoquímico de los elementos en el suelo (Birkeland, 1984).

3.8. Resumen final

Resumamos las formas de los elementos:

1. Forma mineral: elementos fijados en la red cristalina de minerales primarios o secundarios. Es la forma más inmóvil. La transición a otras formas solo ocurre por meteorización o disolución (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

2. Forma orgánica: elementos en el humus y en los organismos vivos. Esta forma puede ser tanto móvil (ácidos orgánicos, quelatos) como poco móvil (ácidos húmicos protegidos de la descomposición). Las transiciones están controladas por la biota (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

3. Forma órgano‑mineral: unión de partículas orgánicas y minerales. Es una forma muy estable que acumula carbono y microelementos durante largo tiempo (Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

4. Solución del suelo: iones y moléculas en agua. La forma más móvil. Aquí ocurre la migración (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

5. Forma intercambiable: iones en la superficie de los coloides. Forma de transición entre la solución y los minerales. Es una reserva de elementos disponibles y un tampón para la solución (White, 2006; Weil and Brady, 2017).

6. Todas las formas están unidas por transiciones. La migración es un tránsito constante del elemento de una forma a otra. El movimiento de los elementos no es un deambular caótico, sino un proceso regular determinado por las condiciones del medio (Birkeland, 1984).

4.1. ¿Qué es la solución del suelo? Definición y funciones

Solución del suelo – es la fase acuosa del suelo que contiene sustancias minerales y orgánicas disueltas, así como partículas coloidales finas (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). No es simplemente el agua que hay en el suelo, sino una solución compleja y multicomponente cuya composición cambia constantemente por la influencia de procesos físicos, químicos y biológicos.

La solución del suelo cumple varias funciones fundamentales:

• Función de transporte – la solución transporta iones y moléculas de una parte del perfil a otra, asegurando la migración. Sin la solución no habría ni lixiviación ni acumulación – el suelo sería estático.

• Función nutritiva – de la solución, las plantas y los microorganismos absorben los elementos que necesitan. Es la solución la fuente de nutrición, no las propias partículas sólidas, que contienen elementos en formas no disponibles (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

• Medio de reacción – la solución es el medio para las reacciones químicas: meteorización, precipitación, complejación, oxidación, reducción. Sin agua, estas reacciones no ocurren o son muy lentas (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984).

• Función tampón – la solución participa en el mantenimiento de la estabilidad de las propiedades del suelo (pH, concentración de iones), interactuando con la fase sólida y el complejo de cambio (Foth, 1990; White, 2006).

• Función informativa – la solución del suelo es una «ventana» a los procesos edáficos (Huang et al., 2012). Por su composición se puede deducir qué procesos ocurren en el suelo: lixiviación, acumulación, contaminación.

Por tanto, la solución del suelo no es un componente pasivo, sino un medio activo donde ocurren procesos que determinan el destino de los elementos químicos (Foth, 1990; Huang et al., 2012).

4.2. Composición de la solución del suelo

La composición de la solución del suelo es extremadamente variada e incluye componentes tanto inorgánicos como orgánicos (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). Veámoslos sistemáticamente.

4.3. Concentración y fuerza iónica

Una característica importante de la solución del suelo es la fuerza iónica (I) – una medida de la concentración total de todos los iones en la solución (White, 2006; Huang et al., 2012; Foth, 1990).

donde Cᵢ es la concentración del ion i en mol/L y zᵢ su carga.

La fuerza iónica determina la actividad de los iones – su concentración «efectiva» que participa en las reacciones químicas (White, 2006; Huang et al., 2012). La actividad (aᵢ) se relaciona con la concentración mediante el coeficiente de actividad (γᵢ):

En soluciones diluidas, γᵢ es cercano a 1 y la actividad es aproximadamente igual a la concentración. Pero en soluciones concentradas (suelos salinos) o en presencia de iones multivalentes (Al³⁺, Fe³⁺), γᵢ puede disminuir mucho, y la actividad es significativamente menor que la concentración. Esto es importante: al calcular la precipitación, adsorción o toxicidad, hay que considerar la actividad, no la concentración (White, 2006; Huang et al., 2012).

Normalmente, la fuerza iónica de las soluciones del suelo es de 0,001–0,05 mol/L en suelos no salinos y puede alcanzar 0,5 mol/L o más en suelos salinos (Huang et al., 2012; Foth, 1990).

4.4. Factores que determinan la composición de la solución del suelo

La composición de la solución del suelo es el resultado de la interacción compleja de múltiples factores (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017). Enumeremos los principales.

4.5. La solución del suelo como medio de migración

Ahora pasamos a la cuestión clave: ¿cómo asegura la solución la migración de los elementos? Aquí conectamos el material sobre la solución con nuestro tema principal (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

La migración de elementos en el suelo ocurre principalmente en la fase líquida. La fase sólida es el «almacén» del que se toman los elementos y al que regresan, pero el camino entre «almacenes» pasa por la solución.

Principales mecanismos de transporte en solución:

1. Transporte por flujo másico (convección)

Es el transporte de iones y moléculas junto con el agua en movimiento (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). Cuando el agua se infiltra hacia abajo, arrastra sustancias disueltas – es el principal mecanismo de extracción de elementos de la parte superior del perfil. Cuando el agua asciende por capilaridad, puede traer elementos desde las aguas subterráneas hacia arriba. La intensidad de la convección está determinada por el régimen hídrico del suelo: el régimen de lavado favorece la extracción, el estancado la acumulación (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

2. Difusión

Movimiento de iones desde zonas de alta concentración hacia zonas de baja concentración. La difusión es especialmente importante en condiciones de movimiento lento del agua (capas densas, agregados) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012). Por ejemplo, en el centro de un agregado, donde el agua apenas penetra, los iones pueden migrar por difusión. La difusión también es importante en la zona radicular: las raíces absorben iones, creando un gradiente de concentración, y nuevos iones se acercan a la raíz por difusión (Foth, 1990).

3. Dispersión hidrodinámica

Es el «emborronamiento» del frente de una sustancia disuelta cuando el agua se mueve en un medio poroso, porque el agua en diferentes poros se mueve a diferentes velocidades (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012). Como resultado, el frente de la sustancia disuelta no se mantiene nítido, sino que se va difuminando. Esto es importante para la propagación de contaminantes y fertilizantes.

4. Transporte en forma colonial

Parte de las sustancias pueden transportarse no en forma disuelta, sino como partículas coloidales – minerales arcillosos, sustancias húmicas, óxidos (Weil and Brady, 2017; White, 2006). Esto es especialmente importante para elementos poco móviles que se adsorben en coloides y se transportan con ellos.

4.6. La solución del suelo y las barreras geoquímicas

Las barreras geoquímicas, que trataremos en detalle al final de la conferencia, son zonas donde la solución cambia sus propiedades de tal manera que los elementos precipitan o se adsorben (Birkeland, 1984; Mukha et al., 2003). La solución del suelo es el «portador» que lleva los elementos a la barrera.

Ejemplos:

• Barrera oxidativa: una solución reductora rica en Fe²⁺ y Mn²⁺ entra en una zona oxidante (por ejemplo, en la salida de aguas subterráneas). Fe²⁺ y Mn²⁺ se oxidan a Fe³⁺ y Mn⁴⁺ y precipitan como hidróxidos. La concentración de estos iones en solución cae bruscamente. Así se forman concreciones de hierro y manganeso, minerales de hierro de pantano (Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

• Barrera alcalina: una solución ácida o neutra que contiene Ca²⁺ y Mg²⁺ entra en una zona con carbonatos o pH alto. Ca²⁺ y Mg²⁺ se unen a CO₃²⁻ y precipitan como carbonatos. Así se forman los horizontes carbonatados (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

• Barrera de adsorción: una solución que contiene metales pesados o fosfatos atraviesa una capa con alto contenido de minerales arcillosos o humus. Los iones se adsorben en la superficie de los coloides y quedan fijados (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

• Barrera orgánica (complejación): una solución con alto contenido de ácidos orgánicos puede capturar metales en complejos solubles, impidiendo su precipitación. Es una barrera de otro tipo – no precipita, sino que los mantiene en solución (Huang et al., 2012; Scheffer et al., 2018).

Así, la composición de la solución del suelo es una «huella» de las barreras geoquímicas. Donde actúan las barreras, las concentraciones de unos elementos en solución disminuyen y las de otros aumentan. Analizando la composición de la solución en diferentes horizontes, podemos «leer» la historia de la migración de elementos en el suelo (Birkeland, 1984; Huang et al., 2012).

4.7. Métodos de estudio de la solución del suelo

Aunque no es el tema central de nuestra conferencia, vale la pena mencionar brevemente cómo se estudia la solución del suelo (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). Para entender la migración, hay que poder «mirar» dentro de la solución.

Métodos principales:

• Muestreo en campo – uso de lisímetros (de vacío o sin presión) para recoger agua gravitacional de horizontes determinados.
• Métodos de laboratorio – preparación de un extracto acuoso (relación suelo:agua 1:1, 1:2 o 1:5). Da una idea aproximada de la composición de la solución, pero no siempre refleja las condiciones naturales.
• Métodos de desplazamiento – desplazamiento de la solución de una columna de suelo con un líquido inmiscible (por ejemplo, centrifugación con disolvente orgánico).
• Análisis – las concentraciones de iones se determinan por cromatografía iónica, espectroscopia de absorción atómica, espectrometría de masas, pH‑metría y potenciometría.

Es importante entender que cualquier método altera la solución. Por ello, los resultados se interpretan teniendo en cuenta el método de muestreo y las condiciones (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

4.8. La solución del suelo como indicador de procesos edáficos

La composición de la solución del suelo es una valiosa fuente de información sobre los procesos del suelo (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984; Foth, 1990). Permite:

• Evaluar la lixiviación. Si en la solución predominan Ca²⁺, Mg²⁺, Na⁺, K⁺ y el pH es bajo, hay una lixiviación activa de bases.
• Diagnosticar la salinización. Altas concentraciones de Cl⁻, SO₄²⁻, Na⁺ indican salinización.
• Detectar contaminación. La presencia de metales pesados, nitratos, pesticidas en solución es señal de impacto antropogénico.
• Evaluar el estado nutricional. Bajas concentraciones de NO₃⁻, PO₄³⁻, K⁺ pueden indicar deficiencia de elementos.
• Juzgar el tipo de edafogénesis. En suelos podzólicos, en solución hay ácidos orgánicos y Al; en chernozems – Ca²⁺ y HCO₃⁻; en solonetzes – Na⁺ y Cl⁻ (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

4.9. Importancia de la solución del suelo para la agricultura y la ecología

Para el agrónomo, la solución del suelo es un objeto clave de gestión (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017). La concentración de iones en la solución determina la disponibilidad de nutrientes para las plantas. Si es demasiado baja, las plantas pasan hambre. Si es demasiado alta, puede haber toxicidad o shock osmótico (salinización). Gestionando la composición de la solución mediante fertilizantes y enmiendas, gestionamos la nutrición vegetal.

Para el ecólogo, la solución del suelo es la vía de migración de contaminantes hacia las aguas subterráneas (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012). Si los metales pesados o los pesticidas pasan a la solución, pueden llegar a las aguas subterráneas. Por eso, el conocimiento de la composición de la solución y de los factores que la modifican es necesario para predecir la contaminación.

Por último, para el edafólogo‑genetista, la solución del suelo es la «historia viva» del suelo. Por su composición se pueden reconstruir procesos pasados y predecir el desarrollo futuro del suelo (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

4.10. Conclusión

La solución del suelo no es simplemente agua con impurezas. Es un medio altamente dinámico, multicomponente, que conecta todas las fases del suelo en un sistema único. Sin solución no habría migración. Sin migración no habría edafogénesis. Sin edafogénesis no habría fertilidad.

Hemos llegado a una conclusión importante: la solución del suelo es la «sangre» del suelo, que circula por el perfil, llevando nutrientes a las raíces, arrastrando productos de meteorización, formando horizontes y barreras geoquímicas. Y para entender el suelo, hay que entender su solución.

En la siguiente sección continuaremos nuestro camino y consideraremos los procesos redox – esos mismos «motores» que obligan a los elementos a cambiar de una forma a otra y determinan la dirección de su migración.

5.1. ¿Qué son la oxidación y la reducción? Conceptos fundamentales

Comencemos con las definiciones básicas (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Oxidación – es el proceso de pérdida de electrones por parte de un átomo, ion o molécula. En la oxidación, el número de oxidación del elemento aumenta.

Reducción – es el proceso de ganancia de electrones. En la reducción, el número de oxidación del elemento disminuye.

Principio fundamental: la oxidación y la reducción siempre van juntas. Si un elemento cede electrones (se oxida), otro debe aceptarlos (se reduce). Por eso hablamos de reacciones de oxidación‑reducción (redox) (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

Veamos el ejemplo clásico: el paso del hierro de la forma divalente a la trivalente:

Aquí el ion Fe²⁺ pierde un electrón y se convierte en Fe³⁺. Pero el electrón no puede existir solo – debe ser aceptado por alguien. La mayoría de las veces, el «aceptor» de electrones en el suelo es el oxígeno:

En conjunto, estas dos semirreacciones dan la oxidación total del hierro por el oxígeno:

Esta es la reacción clásica que ocurre cuando el hierro se oxida (se herrumba) o cuando el hierro ferroso se oxida en el suelo con buena aireación. El oxígeno actúa como oxidante (aceptor de electrones), y el hierro como reductor (donador de electrones) (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Lo importante para recordar:

1. En cualquier reacción redox hay un donador de electrones (reductor, que se oxida) y un aceptor de electrones (oxidante, que se reduce).

2. Los electrones no pueden existir libres en solución – siempre se transfieren de una sustancia a otra.

3. El paso de un elemento de una forma a otra cambia sus propiedades: solubilidad, toxicidad, capacidad de migración (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984).

5.2. Papel del oxígeno y los microorganismos en los procesos redox

En el suelo, el principal oxidante es el oxígeno (O₂) (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990). ¿Por qué? Porque el oxígeno tiene alta electronegatividad – es «ávido» de electrones y los acepta fácilmente, reduciéndose a agua o iones hidroxilo.

En suelos bien aireados (forestales, esteparios, de cultivo con humedad normal):

• El oxígeno llega constantemente desde la atmósfera.
• La mayoría de los elementos se encuentran en forma oxidada: Fe³⁺, Mn⁴⁺, SO₄²⁻, NO₃⁻.
• Las reacciones se producen activamente, con participación de microorganismos y enzimas (respiración aerobia, nitrificación, oxidación de sulfuros).
• El suelo tiene un alto potencial redox (Eh). Hablaremos de ello más adelante.

En condiciones de deficiencia de oxígeno (suelos encharcados, estancados, pantanos, arrozales):

• La entrada de oxígeno desde la atmósfera es difícil (el agua llena los poros, la difusión de O₂ es 10 000 veces más lenta que en el aire) (Weil and Brady, 2017).
• El oxígeno se consume rápidamente en la respiración de raíces y microorganismos.
• Otras sustancias actúan como «trampas» de electrones: nitratos (NO₃⁻), óxidos de hierro y manganeso (Fe³⁺, Mn⁴⁺), sulfatos (SO₄²⁻), materia orgánica, dióxido de carbono (CO₂).
• Los elementos pasan a formas reducidas: Fe²⁺, Mn²⁺, N₂, NH₄⁺, H₂S, CH₄ (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).
• El suelo tiene un Eh bajo o incluso negativo.

Pero es importante subrayar: las reacciones redox en el suelo no son solo química. Son bioquímica (White, 2006; Foth, 1990; Scheffer et al., 2018). Los microorganismos actúan como catalizadores de estos procesos. ¿Por qué? Porque para ellos, la oxidación y reducción de compuestos inorgánicos es una forma de obtener energía.

Recordemos del curso de biología del suelo (Scheffer et al., 2018; White, 2006):

• Microorganismos aerobios usan el oxígeno como aceptor final de electrones en la cadena respiratoria. Esto les da mucha energía.
• Anaerobios facultativos pueden cambiar a otros aceptores (nitratos, sulfatos) cuando no hay oxígeno.
• Anaerobios estrictos utilizan solo aceptores inorgánicos (por ejemplo, las bacterias reductoras de sulfato reducen SO₄²⁻ a H₂S).
• Quimiolitótrofos (p. ej., nitrificantes, bacterias del hierro) obtienen energía oxidando sustancias inorgánicas (NH₄⁺ → NO₂⁻, Fe²⁺ → Fe³⁺) (White, 2006; Foth, 1990).

Son los microorganismos los que aseguran la reducción secuencial de diferentes compuestos a medida que el Eh disminuye. Sin ellos, estas reacciones serían extremadamente lentas (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

5.3. Potencial redox (Eh) – medida cuantitativa de las condiciones redox

Para caracterizar cuantitativamente las condiciones redox en el suelo se utiliza el potencial redox (Eh) – medido en voltios o milivoltios (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990). El Eh es el potencial eléctrico que se establece en un electrodo inerte (de platino) colocado en el suelo, respecto al electrodo estándar de hidrógeno.

¿Qué indica el Eh?

• Eh positivo alto (generalmente > +0,3 V) – condiciones oxidantes. Hay mucho oxígeno, los elementos están en forma oxidada.
• Eh positivo bajo o negativo (< +0,2 V) – condiciones reductoras. Hay poco o nada de oxígeno, los elementos se reducen (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Rango de Eh en suelos:

• Suelos bien aireados: Eh ≈ +0,4 – +0,7 V (hasta +0,8 V en suelos muy ácidos).
• Suelos con encharcamiento periódico: Eh ≈ +0,3 – +0,1 V.
• Suelos permanentemente encharcados (gley): Eh ≈ 0 – –0,3 V (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

Es importante señalar que el Eh depende fuertemente del pH (Weil and Brady, 2017; White, 2006). Casi todas las reacciones redox en el suelo incluyen protones (H⁺). Cuanto menor es el pH (más ácido), mayor es el Eh al que puede ocurrir la reducción. Por eso en edafología se usa a menudo la consideración conjunta de Eh y pH, por ejemplo en forma de diagramas Eh‑pH (Weil and Brady, 2017; White, 2006). En estos diagramas se muestran los campos de estabilidad de las diferentes formas de los elementos en función del Eh y del pH. Es una herramienta muy útil para predecir el comportamiento de los elementos.

En edafología también se usa el concepto de pe – el logaritmo negativo de la actividad de los electrones (análogo al pH para los electrones) (White, 2006; Foth, 1990). La relación entre Eh y pe es simple:

Cuanto mayor es el pe, menor es la actividad de los electrones y más oxidantes son las condiciones. Pero se usa más el Eh, porque es más fácil de medir (White, 2006; Weil and Brady, 2017).

5.4. Secuencia de reducción – la clave principal para entender los procesos redox

Llegamos ahora al punto más importante para la edafología: la secuencia de reducción de los elementos a medida que el Eh disminuye (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990). Esta secuencia está estrictamente determinada por la termodinámica y refleja la capacidad de las sustancias para aceptar electrones (cuanto mayor es el Eh estándar de la semirreacción, más fácilmente se reduce la sustancia).

A medida que el suelo se satura más de agua y el oxígeno se agota, el Eh pasa secuencialmente por una serie de «escalones», en cada uno de los cuales se reduce un grupo determinado de compuestos (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990; Birkeland, 1984).

Esta es la secuencia (a pH alrededor de 6,5–7):

1. Reducción del oxígeno (O₂ → H₂O). Es la primera y más energéticamente favorable. Mientras haya oxígeno, otras sustancias no se reducen. El proceso ocurre a Eh ≈ +0,38 – +0,32 V. Esta etapa se denomina aerobia. El oxígeno se consume en la respiración (oxidación de la materia orgánica) (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

2. Reducción de nitratos (NO₃⁻ → N₂, NO, N₂O). Una vez agotado el oxígeno, los anaerobios facultativos comienzan a usar los nitratos como aceptores de electrones. Esto es la desnitrificación. Ocurre a Eh ≈ +0,28 – +0,22 V. Como resultado, el nitrógeno se pierde del suelo en forma de gases (N₂, N₂O). Es un proceso importante que reduce la nutrición nitrogenada de las plantas y contribuye al efecto invernadero (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

3. Reducción del manganeso (Mn⁴⁺ → Mn²⁺). Cuando los nitratos se agotan, llega el turno de los óxidos de manganeso (MnO₂, Mn₂O₃). El Mn⁴⁺ se reduce a Mn²⁺, que es soluble y móvil. Esto lleva a la eliminación del manganeso de las zonas reductoras y a la formación de concreciones en barreras oxidantes. El proceso ocurre a Eh ≈ +0,22 – +0,18 V (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984).

4. Reducción del hierro (Fe³⁺ → Fe²⁺). Esta es la etapa clave para la edafología. Los hidróxidos y óxidos de Fe³⁺ se reducen a Fe²⁺, que pasa a solución. Este es el proceso de gleización (reducción). El hierro se vuelve móvil y puede ser extraído de unos horizontes y acumulado en otros, dando al suelo tonos grisáceo‑azulados, verdosos. El proceso ocurre a Eh ≈ +0,11 – +0,08 V. Es la reducción del hierro la que da el color característico a los horizontes gley (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984).

5. Reducción de sulfatos (SO₄²⁻ → H₂S, S²⁻). Cuando casi todo el Fe³⁺ se ha reducido, llega el turno de los sulfatos. Las bacterias reductoras de sulfato reducen SO₄²⁻ a sulfuro de hidrógeno (H₂S) o ion sulfuro (S²⁻). El H₂S es un gas tóxico con olor a huevos podridos. En presencia de Fe²⁺ se forma sulfuro de hierro negro (FeS), que da al suelo un color negro. El proceso ocurre a Eh ≈ –0,14 – –0,17 V (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

6. Reducción del dióxido de carbono (CO₂ → CH₄). Esta es la etapa más profunda de reducción. Las arqueas metanógenas reducen CO₂ a metano (CH₄) – gas de los pantanos. Ocurre a Eh muy bajo (< –0,2 V) en condiciones de estancamiento total de agua y ausencia de otros aceptores. El metano es un potente gas de efecto invernadero (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Conclusión crucial: cada etapa de reducción se «activa» solo después de que se haya agotado el aceptor anterior. Por tanto, a partir del valor del Eh se puede determinar qué procesos ocurren en el suelo en ese momento (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Birkeland, 1984).

5.5. Secuencia de reducción y migración de elementos

Relacionemos ahora la secuencia de reducción con la migración (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).

En la etapa de reducción del oxígeno (condiciones aerobias): la mayoría de los elementos son inmóviles. Fe y Mn están en forma de óxidos insolubles. El nitrógeno en forma de nitratos (móviles) y forma orgánica. El azufre en forma de sulfatos (móviles).

En la etapa de desnitrificación: los nitratos se reducen a nitrógeno gaseoso. El nitrógeno se pierde del suelo – es una pérdida del elemento, no un desplazamiento en el perfil. Pero es importante: la desnitrificación puede ocurrir en microzonas anaerobias dentro de los agregados, incluso en suelos bien aireados (White, 2006; Weil and Brady, 2017).

En la etapa de reducción de Mn y Fe: el manganeso y el hierro se vuelven móviles y pueden migrar con la solución del suelo. Esto produce:

• Extracción de Fe y Mn de horizontes eluviales (podzoles, horizontes gley).
• Acumulación de Fe y Mn en barreras oxidantes (por ejemplo, en la superficie del suelo, en el límite con la zona aireada) en forma de concreciones, ortcines, minerales de hierro de pantano (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).
• Formación de tonos grisáceo‑azulados y verdosos (horizontes gley), donde el hierro se ha extraído y el suelo adquiere el color de los minerales originales (cuarzo, silicatos) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

En la etapa de reducción de sulfatos: se forma H₂S, que puede combinarse con Fe²⁺ para formar FeS negro. Esto da lugar al ennegrecimiento de los horizontes reducidos (por ejemplo, en suelos de pantano, en lodos). El H₂S también es tóxico para las raíces de las plantas (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

En la etapa de metanogénesis: se forma CH₄, que puede liberarse a la atmósfera. Es una importante contribución de los suelos al efecto invernadero (Weil and Brady, 2017; White, 2006).

5.6. Proceso de gleización – ejemplo clásico de la influencia de la reducción en la edafogénesis

El proceso de gleización (gleyificación) es uno de los tipos más importantes de edafogénesis en condiciones de encharcamiento (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017). Ocurre donde el suelo permanece largo tiempo en condiciones de humedad estancada y sufre falta de oxígeno.

¿Cómo se desarrolla el proceso de gleización?

1. El suelo se satura de agua, el acceso de oxígeno disminuye drásticamente.

2. Los microorganismos comienzan a usar los óxidos de Fe y Mn como aceptores de electrones.

3. Fe³⁺ y Mn⁴⁺ se reducen a Fe²⁺ y Mn²⁺, pasando a solución.

4. El Fe²⁺ y Mn²⁺ móviles pueden:

• Ser extraídos fuera del perfil – entonces el horizonte pierde hierro y adquiere un color grisáceo‑azulado o verdoso‑grisáceo (horizonte gley). En tal horizonte predominan los silicatos (cuarzo, feldespatos), que dan el color gris (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).
• Migrar dentro del horizonte – y acumularse como concreciones o manchas en el límite con la zona oxidante (por ejemplo, en la superficie de los agregados, alrededor de las raíces).
• Acumularse en la barrera oxidante – por ejemplo, en la descarga de aguas subterráneas, donde el Fe²⁺ se oxida a Fe³⁺ y precipita como hidróxidos, formando minerales de hierro de pantano u ortcines (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

Rasgos morfológicos de los procesos de gleización:

• Tonos grisáceo‑azulados, verdoso‑grisáceos, azulados‑grisáceos (resultado de la extracción de Fe y Mn y predominio de silicatos).
• Presencia de manchas y concreciones de color pardo‑oxidado, ocre (acumulación de Fe y Mn en barreras oxidantes locales).
• A menudo – presencia de inclusiones negras de sulfuros (FeS) en horizontes fuertemente reducidos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

El proceso de gleización es característico de:

• Suelos de pantanos y humedales.
• Horizontes gley en suelos con aguas subterráneas poco profundas (gleyzems, podzoles gley).
• Suelos podzólicos (podzoles gley) en condiciones de exceso de humedad.
• Suelos de arroz (bajo inundación prolongada) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

5.7. Proceso podzólico y papel de la reducción

El proceso podzólico, que mencionamos en la sección sobre complejación, también está estrechamente relacionado con las condiciones redox (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017). En los suelos podzólicos, especialmente en condiciones de encharcamiento periódico (podzoles gleys), la reducción de Fe y Mn favorece su extracción de la parte superior del perfil.

Pero en el podzol clásico, los ácidos orgánicos (complejación) juegan el papel principal, no los procesos puramente reductores. Sin embargo, en los podzoles gleys, la reducción aumenta la movilidad del Fe y Mn, haciendo que la podzolización sea más intensa (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

5.8. Procesos redox y microelementos: toxicidad y disponibilidad

Los procesos redox influyen fuertemente en el comportamiento de los microelementos, especialmente los que tienen valencia variable (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

• Manganeso (Mn): En condiciones reductoras, el Mn²⁺ es soluble y puede acumularse hasta concentraciones tóxicas para las plantas (especialmente en suelos ácidos encharcados). En condiciones oxidantes, el Mn⁴⁺ forma óxidos insolubles y no está disponible (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

• Hierro (Fe): Similar al manganeso: en condiciones reductoras, el Fe²⁺ es móvil y disponible para las plantas, pero en suelos ácidos puede ser tóxico. En condiciones oxidantes, el Fe³⁺ forma hidróxidos poco disponibles (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

• Cobre (Cu), zinc (Zn), cobalto (Co): Su movilidad también aumenta en condiciones reductoras, ya que pueden formar complejos con ácidos orgánicos y sulfuro de hidrógeno (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

• Arsénico (As): En condiciones oxidantes, el As se encuentra como arseniato (As⁵⁺), que se adsorbe fuertemente sobre los óxidos de Fe. En condiciones reductoras, el As se reduce a arsenito (As³⁺), que es más móvil y tóxico. Esto es importante para suelos contaminados (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

• Cromo (Cr): En condiciones oxidantes, el Cr⁶⁺ (cromato) es muy móvil y tóxico. En condiciones reductoras, el Cr⁶⁺ se reduce a Cr³⁺, que es inmóvil y mucho menos tóxico. Esto se utiliza para la remediación de suelos contaminados (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

5.9. Procesos redox en agronomía y ecología

El conocimiento de los procesos redox tiene una gran importancia práctica (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990; Birkeland, 1984; White, 2006).

Para el agrónomo:

• Evaluación de las condiciones para las plantas. Las condiciones reductoras (Eh bajo) provocan deficiencia de oxígeno en la zona radicular, lo que inhibe la respiración de las raíces. Muchos cultivos (trigo, maíz, patata) no toleran el encharcamiento prolongado (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).
• Gestión de la nutrición nitrogenada. Bajo encharcamiento, se activa la desnitrificación y el nitrógeno se pierde del suelo. Por ello, en condiciones de exceso de humedad, los fertilizantes nitrogenados deben aplicarse con precaución, en forma amoniacal (NH₄⁺) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Diagnóstico de toxicidad. En suelos ácidos encharcados es posible la toxicidad de Mn²⁺ y Al³⁺. Las condiciones reductoras favorecen su acumulación en solución. El encalado y el drenaje ayudan a reducir la toxicidad (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Drenaje y mejora. El secado de suelos encharcados provoca un aumento del Eh, la oxidación del Fe²⁺ y Mn²⁺ y su precipitación. Esto mejora la estructura del suelo, pero puede causar acidificación (liberación de H⁺ en la oxidación) y reducir la disponibilidad de microelementos (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

Para el ecólogo:

• Contaminación por metales pesados. En condiciones reductoras, muchos metales pesados (Cd, Pb, Zn, Cu, Hg) pueden formar sulfuros y volverse inmóviles. Al drenar o cambiar el Eh, pueden volver a ser móviles y contaminar las aguas subterráneas (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).
• Gases de efecto invernadero. La desnitrificación (N₂O) y la metanogénesis (CH₄) son fuentes importantes de gases de efecto invernadero procedentes de los suelos. La gestión del régimen hídrico puede reducir las emisiones de estos gases (Weil and Brady, 2017; White, 2006).
• Tratamiento de aguas residuales. Las condiciones reductoras se utilizan en métodos biológicos de depuración para eliminar nitratos (desnitrificación) y sulfatos (reducción de sulfatos) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

5.10. Resumen final de la sección

Resumamos los procesos redox (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990; Birkeland, 1984).

1. Oxidación – pérdida de electrones, reducción – ganancia. Estos procesos siempre van juntos (reacciones redox). El principal oxidante en el suelo es el oxígeno.

2. El potencial redox (Eh) – caracterización cuantitativa de las condiciones redox. Eh alto – condiciones oxidantes, Eh bajo – reductoras.

3. La secuencia de reducción está estrictamente definida: O₂ → NO₃⁻ → Mn⁴⁺ → Fe³⁺ → SO₄²⁻ → CO₂. Cada aceptor de electrones posterior se «activa» solo después de que el anterior se haya agotado.

4. La reducción de Fe y Mn – proceso clave para la edafología. Provoca el proceso de gleización – extracción de hierro y manganeso del suelo, cambio de color a grisáceo‑azulado, formación de concreciones en barreras oxidantes. El proceso de gleización es la base de la formación de horizontes gley, suelos de pantano y podzólicos.

5. Los procesos redox determinan la movilidad, disponibilidad y toxicidad de muchos elementos: Fe, Mn, N, S, As, Cr, microelementos. Afectan a la nutrición nitrogenada (desnitrificación), a la formación de gases de efecto invernadero (N₂O, CH₄) y a la remediación de suelos y aguas contaminados.

6. En agronomía, el conocimiento de las condiciones redox es necesario para gestionar el drenaje, el encalado, la fertilización, prevenir la toxicidad y las pérdidas de nitrógeno. En ecología – para predecir el comportamiento de los contaminantes y gestionar las emisiones de gases de efecto invernadero.

Hemos analizado los procesos redox. Ahora comprenden que los procesos redox son el «motor» de la migración de muchos elementos. Transforman los elementos de forma inmóvil a móvil y viceversa, determinando la dirección de su desplazamiento en el perfil del suelo. Sin los procesos redox no existirían los suelos gley, los podzoles ni muchos otros tipos genéticos de suelos.

En la siguiente sección pasaremos a la acidez – otro factor clave que determina la migración de los elementos. Si los procesos redox «encienden» y «apagan» la movilidad, el pH controla en qué forma exacta estará el elemento – soluble o insoluble, disponible o tóxico.

6.1. ¿Qué es la acidez del suelo? Definición y esencia

La acidez del suelo es una propiedad del suelo debida a la presencia en la solución del suelo y en la superficie de las partículas coloidales de iones hidrógeno (H⁺) y aluminio (Al³⁺) en formas intercambiables e hidrolizadas (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017). En pocas palabras, la acidez es una medida de lo «ácido» que es el suelo.

La medida cuantitativa de la acidez es el pH – el logaritmo decimal negativo de la actividad de los iones hidrógeno en la solución del suelo (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017):

Donde [H⁺] es la actividad de los iones hidrógeno en mol/L.

• pH = 7 – medio neutro (concentraciones de H⁺ y OH⁻ iguales).
• pH < 7 – medio ácido (H⁺ mayor que OH⁻).
• pH > 7 – medio alcalino (OH⁻ mayor que H⁺).

La mayoría de los suelos tienen un pH entre 3 y 10 (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012). Los valores extremos (pH < 3 o pH > 10) son raros y suelen estar asociados a un fuerte impacto antropogénico (suelos sulfatados ácidos, solonchaks sódicos).

Es importante entender que el pH es una escala logarítmica. Esto significa que un cambio de pH en 1 unidad corresponde a un cambio de diez veces en la concentración de H⁺. Por ejemplo, en un suelo con pH 4, la concentración de H⁺ es 10 veces mayor que a pH 5, y 100 veces mayor que a pH 6 (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017). Esto es muy importante para entender la magnitud de los cambios durante la acidificación o el encalado.

6.2. Acidez activa e intercambiable – dos caras de una misma moneda

En el suelo, la acidez se manifiesta en dos formas, estrechamente relacionadas (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

Acidez activa – es la acidez de la solución del suelo, debida a los iones H⁺ libres en la solución. Se determina midiendo el pH de una suspensión acuosa o salina del suelo. La acidez activa es con la que se enfrentan directamente las raíces y los microorganismos. Es la que determina el hábitat de los organismos vivos y la velocidad de las reacciones químicas en la solución (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012).

Acidez intercambiable – es la acidez asociada a los cationes de cambio H⁺ y Al³⁺ en la superficie de las partículas coloidales (minerales arcillosos y humus). Estos iones no están en solución, pero pueden ser desplazados por otros cationes (por ejemplo, al añadir una sal neutra). La acidez intercambiable determina la capacidad potencial del suelo para acidificar la solución (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; White, 2006).

Relación entre la acidez activa y la intercambiable:

La acidez activa y la intercambiable están en equilibrio dinámico. Cuando las plantas absorben cationes (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺) de la solución, liberan H⁺. Esto aumenta la acidez activa. En respuesta, parte del H⁺ se adsorbe en los coloides, desplazando a otros cationes hacia la solución. La acidez intercambiable aumenta. Al encalar (añadir CaCO₃), neutralizamos primero la acidez activa y luego la intercambiable, reemplazando H⁺ y Al³⁺ por Ca²⁺ (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

¿Cómo se mide el pH?

En el laboratorio, el pH se mide en una suspensión acuosa del suelo (pH(H₂O)) o en una suspensión con CaCl₂ 0,01 M (pH(CaCl₂)). El pH(CaCl₂) suele ser de 0,3 a 0,7 unidades menor que el pH(H₂O), porque el Ca²⁺ desplaza H⁺ y Al³⁺ del complejo de cambio hacia la solución. El pH(CaCl₂) es más estable y refleja mejor la acidez real de la solución del suelo (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017). Últimamente, muchos laboratorios han pasado a medir el pH en CaCl₂ 0,01 M, especialmente en suelos ácidos.

6.3. Fuentes de acidez – ¿de dónde proviene el H⁺?

La acidez en los suelos puede provenir de varias fuentes (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

6.4. El aluminio como principal fuente de acidez en suelos ácidos

En suelos ácidos (pH < 5,5), la principal fuente de acidez no es el H⁺, sino el aluminio (Foth, 1990; White, 2006; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017). ¡Este es un punto clave que hay que recordar bien!

¿Cómo funciona?

1. En un medio ácido (pH < 5,5), los minerales arcillosos y los óxidos de aluminio comienzan a descomponerse y los iones Al³⁺ se liberan en solución.

2. En solución acuosa, el Al³⁺ se hidroliza inmediatamente, uniendo OH⁻ y liberando H⁺ (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; White, 2006):

¡Cada ion aluminio puede liberar hasta tres iones hidrógeno! Por lo tanto, los suelos ácidos son esencialmente suelos «de aluminio». Es el aluminio, no el H⁺ libre, la principal causa del bajo pH y de la capacidad tampón de los suelos ácidos (White, 2006; Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012).

¿Qué significa esto para la migración y la toxicidad?

• El Al³⁺ y sus complejos hidroxilo (AlOH²⁺, Al(OH)₂⁺) se adsorben en la superficie de los coloides, bloqueando posiciones de cambio y desplazando Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺. Esto reduce la disponibilidad de estos elementos para las plantas (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• El Al³⁺ libre en solución es tóxico para las raíces: inhibe el crecimiento celular, altera la absorción de agua y nutrientes. Es una de las principales causas de la inhibición de las plantas en suelos ácidos (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).
• Al encalar (añadir CaCO₃ o Ca(OH)₂), el Al³⁺ precipita como Al(OH)₃ insoluble y la toxicidad desaparece. Por tanto, el encalado de suelos ácidos no es solo la neutralización del H⁺, sino la precipitación del aluminio (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

¿Cómo diagnosticar la acidez alumínica?

• Por el alto contenido de Al³⁺ de cambio (determinado por extracción con KCl 1 M).
• Por el pH bajo (generalmente < 5,0–5,5).
• Por la relación entre pH(H₂O) y pH(KCl): en suelos donde domina Al³⁺, el pH(KCl) suele ser significativamente más bajo que el pH(H₂O) (diferencia > 0,5–1,0) (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

6.5. Capacidad tampón – ¿por qué el pH no cambia bruscamente?

Una de las propiedades más importantes del suelo es la capacidad tampón (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017). Es la capacidad del suelo para resistir cambios de pH cuando se añaden ácidos o bases. La capacidad tampón es la «reserva de resistencia» del suelo contra la acidificación o la alcalinización.

¿Qué proporciona la capacidad tampón?

1. Presencia de cationes de cambio (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, H⁺, Al³⁺). Cuando se añade un ácido a la solución, el H⁺ desplaza el Ca²⁺ y el Mg²⁺ de las posiciones de cambio, uniéndose a los coloides. Esto reduce la concentración de H⁺ en la solución y evita una caída brusca del pH. Cuando se añade una base, el OH⁻ neutraliza el H⁺ del complejo de cambio y el Ca²⁺ pasa a solución – el pH se mantiene estable (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

2. Presencia de carbonatos (CaCO₃). En suelos carbonatados, la capacidad tampón se debe a la reacción: CaCO₃ + 2H⁺ → Ca²⁺ + H₂O + CO₂↑. Mientras haya CaCO₃, el pH no baja de 7–8, porque cualquier H⁺ es neutralizado inmediatamente por el carbonato (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Presencia de minerales arcillosos (especialmente del tipo 2:1). Tienen una alta capacidad de intercambio y pueden retener grandes cantidades de cationes, lo que aumenta la capacidad tampón (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

4. Presencia de materia orgánica. El humus tiene una capacidad de intercambio muy alta (2–5 veces mayor que los minerales arcillosos) y puede retener grandes cantidades de H⁺ y Al³⁺ (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018; Bloom and Skyllberg, 2012).

5. Hidrólisis del aluminio. Como ya hemos dicho, el Al³⁺ puede liberar o absorber H⁺ según el pH, creando una capacidad tampón adicional en el rango ácido (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; White, 2006).

¿Qué suelos tienen alta capacidad tampón?

• Suelos con alto contenido de minerales arcillosos (especialmente tipo 2:1) – chernozems, suelos castaños, suelos grises.
• Suelos con alto contenido de materia orgánica – chernozems, suelos de césped, turbas.
• Suelos que contienen carbonatos (pH > 7) – chernozems carbonatados, suelos grises, rendzinas.

¿Qué suelos tienen baja capacidad tampón?

• Suelos arenosos con bajo contenido de arcilla y humus – podzoles, suelos sod‑podzólicos, suelos grises forestales.
• Suelos con predominio de minerales arcillosos 1:1 (caolinita) y óxidos – suelos rojos, suelos ferralíticos.

La baja capacidad tampón significa que estos suelos se acidifican rápidamente bajo impacto antropogénico (lluvia ácida, fertilizantes) y requieren encalados frecuentes (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

6.6. Influencia del pH en la migración de elementos

Llegamos ahora al punto más importante para nuestro tema: cómo afecta el pH a la migración de los elementos (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017). Es un punto clave que conecta la acidez con los procesos geoquímicos.

En medio ácido (pH < 5,5–6,0):

• Fe, Al, Mn pasan a solución y se vuelven móviles. Fe³⁺ y Al³⁺ se hidrolizan, pero permanecen en solución como hidroxocomplejos.
• Esto produce: 1) Extracción de Fe y Al de la parte superior del perfil (podzolización). 2) Acumulación de Fe y Al en horizontes iluviales en forma de hidróxidos (horizonte Bs) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Scheffer et al., 2018). 3) Formación de concreciones de Fe y Mn en barreras oxidantes. 4) Toxicidad de Al³⁺ y Mn²⁺ para las plantas (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Los microelementos (Cu, Zn, Co, Mo) se vuelven más disponibles, pero pueden alcanzar concentraciones tóxicas (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• La solubilidad de los fosfatos disminuye (fijación con Fe y Al). Esto provoca carencia de fósforo en suelos ácidos (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• El calcio, magnesio y potasio se lixivian y se extraen del perfil (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• La materia orgánica se vuelve más móvil (formación de complejos solubles). Esto intensifica la podzolización (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

En medio neutro (pH 6,0–7,5):

• La mayoría de los elementos se encuentran en formas óptimas para la nutrición vegetal.
• Fe y Al son inmóviles, en forma de hidróxidos (insolubles).
• La migración es moderada, los elementos no se extraen demasiado intensamente.
• Condiciones favorables para los microorganismos (nitrificación, descomposición de orgánicos).
• El fósforo es más disponible (fijación mínima) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

En medio alcalino (pH > 7,5):

• Fe, Mn, Cu, Zn se vuelven inmóviles (forman hidróxidos, carbonatos, fosfatos insolubles). Las plantas sufren deficiencias (clorosis – amarilleo de las hojas por falta de Fe) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Ca y Mg pueden acumularse como carbonatos (CaCO₃, CaMg(CO₃)₂), formando horizontes carbonatados (Bk, K) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• El fósforo se fija con el calcio, formando fosfatos de calcio poco disponibles (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• La movilidad de la materia orgánica disminuye, el humus se estabiliza (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).
• El molibdeno se vuelve más disponible (a diferencia de la mayoría de los microelementos) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Así, un mismo elemento se comporta de manera completamente diferente según el pH. Por eso el pH es el «director de orquesta» de la migración – determina en qué forma se encontrarán los elementos y si se moverán (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Aquí tienes la traducción al español del fragmento, manteniendo la marca Markdown y la estructura original:

6.7. Acidez y barreras geoquímicas

Como ya hemos dicho, las barreras geoquímicas son zonas donde las condiciones cambian drásticamente y los elementos precipitan desde la solución o se adsorben (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003). La acidez juega un papel clave en la formación de estas barreras.

Barrera alcalina (carbonatada):

Es una de las barreras más comunes. Surge donde aguas ácidas o neutras entran en contacto con carbonatos (CaCO₃, MgCO₃) o llegan a una zona con pH elevado (Birkeland, 1984; Foth, 1990). Al aumentar el pH (por ejemplo, al contacto con carbonatos), muchos elementos precipitan:

• Ca²⁺ + CO₃²⁻ → CaCO₃↓ (calcita)
• Mg²⁺ + CO₃²⁻ → MgCO₃↓ (magnesita)
• Fe³⁺ + OH⁻ → Fe(OH)₃↓
• Al³⁺ + OH⁻ → Al(OH)₃↓
• PO₄³⁻ + Ca²⁺ → Ca₃(PO₄)₂↓ (fosfato de calcio)

Precisamente la barrera alcalina explica:

• La formación de horizontes carbonatados en suelos de regiones semiáridas y áridas.
• La acumulación de carbonatos, yeso y sales fácilmente solubles en la parte inferior del perfil.
• La acumulación de fosfatos de calcio en suelos carbonatados (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Barrera ácida:

Surge al pasar de un medio alcalino o neutro a uno ácido. Al disminuir el pH pueden precipitar:

• Sílice (SiO₂) — a pH < 9 el ácido silícico polimeriza y precipita.
• Sustancias húmicas — al acidificarse, los ácidos húmicos coagulan.
• Algunos microelementos (Cu, Zn) — a pH muy bajo pueden precipitar como sulfuros (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Barrera de adsorción (dependiente del pH):

La adsorción de cationes en coloides con carga negativa aumenta con el pH (ya que aumenta la carga negativa). La adsorción de aniones (fosfatos, sulfatos) en superficies con carga positiva (óxidos de Fe, Al en medio ácido) aumenta al disminuir el pH (Foth, 1990; White, 2006; Weil and Brady, 2017).

6.8. Importancia práctica de la acidez en agronomía y ecología

El conocimiento de la acidez y la capacidad de manejarla son la base de la agricultura moderna y el monitoreo ecológico (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Bloom and Skyllberg, 2012).

Para el agrónomo:

1. Selección de cultivos. Diferentes plantas tienen distinta tolerancia a la acidez. La alfalfa, la remolacha y el trigo prefieren suelos neutros; la patata, el centeno y el altramuz toleran suelos ácidos. El conocimiento del pH ayuda a elegir los cultivos adecuados (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

2. Encalado. En suelos ácidos es necesario aplicar cal (CaCO₃, Ca(OH)₂, CaMg(CO₃)₂). Esto eleva el pH, reduce la toxicidad del Al y el Mn, mejora la disponibilidad de Ca, Mg, P y activa los microorganismos. La dosis de cal se determina según el pH y la capacidad amortiguadora del suelo (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Elección de fertilizantes. En suelos ácidos no se recomiendan fertilizantes fisiológicamente ácidos (amoniacales, potásicos). Son preferibles los de reacción neutra o alcalina (nitrato cálcico-amoniacal, harina de fosfato) (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

4. Diagnóstico de deficiencias. El pH bajo suele acompañarse de deficiencia de Ca, Mg, Mo y exceso de Al, Mn (toxicidad). El análisis del pH ayuda a diagnosticar estas alteraciones (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Para el ecólogo:

1. Contaminación por metales pesados. En suelos ácidos, los metales pesados (Pb, Cd, Zn, Cu) son más móviles y pueden migrar a las aguas subterráneas o ser absorbidos por las plantas. Por tanto, en suelos ácidos el riesgo de contaminación es mayor (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

2. Lluvia ácida. En regiones con precipitaciones ácidas, los suelos con baja capacidad amortiguadora se acidifican más rápidamente, lo que lleva a la degradación de los ecosistemas forestales y a la acidificación de las aguas (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Gestión del pH para la descontaminación de suelos. El aumento del pH (encalado) puede reducir la movilidad de los metales pesados y su absorción por las plantas. La disminución del pH (aplicación de azufre) puede utilizarse para movilizar elementos en fitorremediación (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

6.9. Resumen final de la sección

Resumamos lo dicho sobre la acidez (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006).

1. La acidez del suelo es una propiedad debida a la presencia de H⁺ y Al³⁺ en la solución y en el complejo de intercambio. Su medida es el pH.

2. Se distingue entre acidez activa (en solución) y acidez de intercambio (en coloides). Están en equilibrio dinámico.

3. La principal fuente de acidez en suelos ácidos (pH < 5,5) es el aluminio. El Al³⁺ se hidroliza liberando H⁺ y es tóxico para las plantas. Por eso el encalado precipita el aluminio.

4. Fuentes de acidificación: naturales (CO₂, ácidos orgánicos, hidrólisis del Al, lavado de bases) y antropogénicas (lluvia ácida, fertilizantes fisiológicamente ácidos, intensificación de la mineralización).

5. Capacidad amortiguadora — capacidad del suelo para resistir cambios de pH. Está determinada por cationes de intercambio, carbonatos, minerales arcillosos y humus. Los chernozems y suelos carbonatados tienen alta capacidad amortiguadora; los podzoles arenosos, baja.

6. El pH determina la migración de elementos:

• Medio ácido: móviles Fe, Al, Mn, microelementos; se pierden Ca, Mg, K; la disponibilidad de P disminuye.
• Medio neutro: disponibilidad óptima para la mayoría de los elementos; migración moderada.
• Medio alcalino: poco móviles Fe, Mn, Cu, Zn; se acumulan Ca, Mg y fosfatos de calcio.

7. Importancia práctica: el pH determina la elección de cultivos, la necesidad de encalado, la elección de fertilizantes, el riesgo de toxicidad y contaminación.

En conclusión, la acidez es el "director de orquesta" que controla la migración de elementos. Determina en qué forma se encontrarán los elementos, si se moverán en el perfil o se fijarán, y si estarán disponibles para las plantas o serán tóxicos. Por ello, el conocimiento del pH y de los factores que lo determinan es imprescindible para cualquier agrónomo, ecólogo y edafólogo.

En la siguiente sección pasaremos a la complejación — otro mecanismo fundamental que permite a los elementos migrar incluso en condiciones en las que su forma iónica es insoluble. Si el pH y el Eh son el "director de orquesta" y el "motor", la complejación es el "astuto camino de rodeo" que permite a los elementos sortear las barreras.

7.1. ¿Qué es un complejo? Conceptos básicos

Empecemos con una definición (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Complejo (o compuesto de coordinación) es una partícula química formada por un átomo o ion central (generalmente un metal) unido a un número determinado de moléculas o iones que lo rodean, llamados ligandos (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). El ion central se denomina ion central o agente complejante, y los ligandos que lo rodean forman la esfera de coordinación.

El ejemplo más sencillo y ubicuo es la hidratación de iones metálicos en disolución acuosa. El ion metálico está rodeado por moléculas de agua que actúan como ligandos. Por ejemplo, el ion Fe³⁺ en disolución acuosa existe como acuocomplejo:

Aquí, seis moléculas de agua están coordinadas alrededor del ion central Fe³⁺ (Huang et al., 2012; Foth, 1990). Este es un complejo hidratado. Las moléculas de agua son los ligandos más comunes en las soluciones del suelo.

Pero los ligandos pueden ser otras moléculas e iones: inorgánicos (Cl^-, SO₄^2-, F⁻, HCO₃^-, H₂PO₄⁻) y orgánicos (citrato, oxalato, ácidos fúlvicos) (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017). Cuando un metal se une a un ligando orgánico, se forma un complejo metal-orgánico.

¿Por qué es tan importante la complejación para la migración?

Porque la complejación puede cambiar drásticamente las propiedades del ion metálico:

• Solubilidad: muchos metales (Fe³⁺, Al³⁺) en su forma iónica libre se hidrolizan fácilmente y precipitan. En forma de complejo, pueden permanecer en solución y migrar (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).
• Carga: el metal en el complejo puede tener una carga efectiva diferente, lo que afecta su adsorción en coloides y su capacidad de migración (White, 2006; Huang et al., 2012).
• Toxicidad: el metal en complejo puede ser menos tóxico que el ion libre (o, en algunos casos, más tóxico) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

7.2. Tipos de complejos: de esfera externa y de esfera interna

En edafología y química de soluciones acuosas se distinguen dos tipos principales de complejos: de esfera externa y de esfera interna (Huang et al., 2012; White, 2006; Weil and Brady, 2017).

Complejos de esfera externa (pares iónicos):

Son complejos en los que el ligando y el ion central están separados por una o varias moléculas de agua. El ligando no entra en la primera esfera de coordinación del metal, sino que se mantiene a cierta distancia por atracción electrostática (Huang et al., 2012; White, 2006). Es un enlace relativamente débil.

Ejemplos de complejos de esfera externa en soluciones del suelo:

• CaSO₄⁰ (sulfato de calcio)
• MgSO₄⁰
• NaSO₄⁻
• CaHCO₃⁺
• CuCl⁺ (Huang et al., 2012; Foth, 1990)

Los complejos de esfera externa son generalmente menos estables que los de esfera interna y se disocian más fácilmente. Son importantes para el transporte de iones en solución, pero no para la migración a largo plazo (White, 2006; Huang et al., 2012).

Complejos de esfera interna (quelatos):

Son complejos en los que el ligando se une directamente al ion central, desplazando las moléculas de agua de su esfera de coordinación (Huang et al., 2012; White, 2006; Weil and Brady, 2017). Entre el ligando y el metal se forma un enlace de coordinación directo (generalmente a través de átomos de oxígeno, nitrógeno o azufre). Es un enlace mucho más fuerte que en los complejos de esfera externa.

Un caso especial de complejos de esfera interna son los quelatos (del griego chele — pinza). Son complejos en los que un solo ligando (quelatante) se une al metal a través de dos o más grupos donadores, formando una estructura cíclica (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017). Los quelatos suelen ser mucho más estables que los complejos de esfera interna simples.

Ejemplos de complejos de esfera interna y quelatos en suelos:

• Fe³⁺-citrato (hierro unido al ácido cítrico a través de varios grupos carboxilo)
• Al³⁺-oxalato (aluminio unido al ácido oxálico)
• Cu²⁺-fulvato (cobre unido al ácido fúlvico — un quelatante de alto peso molecular)
• Fe³⁺-sideróforos (quelatantes específicos secretados por microorganismos) (Huang et al., 2012; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017)

7.3. Ligandos en la solución del suelo: inorgánicos y orgánicos

En la solución del suelo hay numerosos ligandos potenciales. Se pueden dividir en dos grupos: inorgánicos y orgánicos (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

7.4. Mecanismo de complejación: ¿cómo funciona?

Veamos ahora cómo ocurre la complejación a nivel molecular (Huang et al., 2012; White, 2006; Weil and Brady, 2017).

Principio básico: el ligando "ataca" al ion metálico, desplazando las moléculas de agua de su esfera de coordinación.

Tomemos como ejemplo el ion Fe³⁺ en solución acuosa. En ausencia de ligandos orgánicos, el Fe³⁺ existe como acuocomplejo \text{Fe(H}2\text{O})6^{3+} . En este estado, tiende a hidrolizarse y precipitar.

Cuando un ácido orgánico (por ejemplo, el cítrico) llega a la solución, sus grupos carboxilo (—СООН) se disocian, formando iones carboxilato con carga negativa (—СОО⁻). Estos aniones son "atraídos" por el Fe³⁺ con carga positiva y desplazan una o varias moléculas de agua de la esfera de coordinación (Huang et al., 2012; White, 2006; Weil and Brady, 2017):

El resultado es un complejo de esfera interna Fe³⁺-citrato, en el que el ion Fe³⁺ está directamente unido a los átomos de oxígeno de los grupos carboxilo del ácido cítrico. Este complejo es estable, soluble y puede migrar con la solución del suelo (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

La estabilidad del complejo está determinada por varios factores (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017):

1. Naturaleza del metal: Cuanto mayor es la carga y menor el radio iónico, más fuerte es el complejo (serie de Irving-Williams: Mg²⁺ < Mn²⁺ < Fe²⁺ < Co²⁺ < Ni²⁺ < Cu²⁺ > Zn²⁺). Fe³⁺ y Al³⁺ forman complejos especialmente estables (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

2. Naturaleza del ligando: Cuantos más grupos donadores (carboxilo, fenólicos, amino) y más favorable sea su disposición espacial para formar anillos quelatantes, más fuerte será el complejo. Los ácidos fúlvicos y los sideróforos son algunos de los quelatantes más potentes (Huang et al., 2012; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

3. pH: En medio ácido, la mayoría de los ligandos orgánicos están protonados (—СООН en lugar de —СОО⁻) y se unen peor a los metales. En medio neutro y débilmente alcalino, la complejación se intensifica. Sin embargo, a pH muy alto los metales pueden hidrolizarse y competir con los ligandos (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

4. Competencia con otros iones: Ca²⁺, Mg²⁺ pueden competir con Fe³⁺ y Al³⁺ por los ligandos orgánicos, reduciendo la estabilidad de los complejos de metales pesados (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

5. Fuerza iónica: Una alta concentración de sales puede reducir la actividad de los iones y debilitar la complejación (Huang et al., 2012; White, 2006).

7.5. Importancia de la complejación para la migración de elementos

Llegamos al punto más importante: ¿cómo afecta la complejación a la migración? (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Efecto principal: la complejación convierte los elementos en formas solubles y móviles, sorteando las barreras de precipitación y adsorción.

Veamos algunos ejemplos clásicos.

7.6. Complejación y barreras geoquímicas

La complejación está estrechamente relacionada con las barreras geoquímicas (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017).

La complejación es un mecanismo "anti-barrera". Permite a los elementos sortear las barreras que los retendrían en su forma iónica. Por ejemplo, Fe y Al en complejos orgánicos pueden atravesar barreras de adsorción (minerales arcillosos) y barreras oxidantes (precipitación de hidróxidos).

Sin embargo, los propios complejos pueden crear barreras en otro lugar. Por ejemplo, en el proceso podzólico, la complejación provoca la eliminación de Fe y Al de la parte superior del perfil, pero su acumulación ocurre en una barrera geoquímica en la parte inferior (cambio de pH, Eh, concentración de metales, destrucción de complejos) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

La barrera de destrucción de complejos surge donde:

• El pH cambia bruscamente (por ejemplo, al contacto con carbonatos).
• El Eh cambia bruscamente (por ejemplo, al entrar en una zona oxidante).
• Aumenta la concentración de iones competidores (Ca²⁺, Mg²⁺).
• La degradación microbiana del ligando orgánico es intensa (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

En la zona de destrucción de complejos, los metales precipitan o se adsorben, formando horizontes de acumulación (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

7.7. Complejación y toxicidad de los elementos

Un aspecto importante de la complejación es su influencia en la toxicidad de los elementos (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Bloom and Skyllberg, 2012).

Los iones metálicos libres (Fe³⁺, Al³⁺, Cu²⁺, Pb²⁺, Cd²⁺, Zn²⁺) suelen ser más tóxicos que sus complejos. La toxicidad está determinada por la actividad del ion libre en solución, no por la concentración total del metal. Por tanto, la complejación puede reducir la toxicidad al unir los iones tóxicos en complejos poco activos.

Esto es especialmente importante para:

• Aluminio (Al³⁺): En suelos ácidos, el Al³⁺ es tóxico para las raíces. Los ácidos orgánicos (especialmente los fúlvicos) se unen al Al³⁺, reduciendo su toxicidad. Por ello, en suelos con alto contenido de materia orgánica, la toxicidad del Al se manifiesta a pH más bajos (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).
• Metales pesados (Cd, Pb, Cu, Zn): Su toxicidad en suelos suele estar determinada por la actividad de los iones libres. La materia orgánica (humus) se une a los metales pesados, reduciendo su toxicidad para plantas y microorganismos (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).
• Cobre (Cu²⁺): El Cu²⁺ libre es muy tóxico para los microorganismos (por eso el cobre se usa como fungicida). En suelos con alto contenido de materia orgánica, el Cu se une en complejos y su toxicidad disminuye (Huang et al., 2012; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

7.8. Importancia práctica de la complejación

El conocimiento de la complejación tiene una gran importancia práctica en agronomía y ecología (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

En agronomía:

1. Manejo de microelementos. Los microelementos (Fe, Mn, Zn, Cu) suelen aplicarse como complejos quelatados (por ejemplo, Fe-EDTA, Zn-EDTA). Esto evita su fijación y aumenta su disponibilidad para las plantas (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

2. Movilización de fósforo. La aplicación de abonos orgánicos (estiércol, abonos verdes, compost) aumenta el contenido de ácidos orgánicos, que movilizan el fósforo de fosfatos poco solubles (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

3. Reducción de la toxicidad del Al. El encalado (aumento del pH) y la adición de materia orgánica reducen la toxicidad del Al mediante la complejación (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

En ecología:

1. Descontaminación de suelos. Para eliminar metales pesados de los suelos se utilizan la fitoextracción (plantas hiperacumuladoras) y la quelatoterapia (aplicación de quelatantes que movilizan los metales para su posterior extracción) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

2. Predicción de la migración de contaminantes. Conociendo la capacidad de complejación de los suelos, se puede predecir si los metales pesados y radionucleidos se fijarán en el suelo o migrarán a las aguas subterráneas (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Tratamiento de aguas residuales. Los quelatantes se utilizan para fijar y eliminar metales pesados de efluentes industriales (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

7.9. Resumen final de la sección

Resumamos lo dicho sobre la complejación (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018; White, 2006).

1. Un complejo es una partícula formada por un ion metálico central (agente complejante) y los ligandos (moléculas o iones) que lo rodean.

2. Se distinguen complejos de esfera externa (pares iónicos, débiles) y de esfera interna (fuertes). Los quelatos son un caso especial de complejos de esfera interna con estructura cíclica.

3. Ligandos en las soluciones del suelo: inorgánicos (OH⁻, CO₃²⁻, HCO₃^-, Cl^-, SO₄^2-, F⁻, H₂PO₄⁻) y orgánicos (ácidos de bajo peso molecular, ácidos fúlvicos, ácidos húmicos, sideróforos). Los ligandos orgánicos suelen ser quelatantes más eficaces.

4. La complejación aumenta la solubilidad y movilidad de los metales, permitiéndoles migrar en condiciones en las que su forma iónica es insoluble. Es la base del proceso podzólico, de la migración de microelementos y metales pesados.

5. La complejación reduce la toxicidad de los metales, uniéndolos en complejos poco activos. Es especialmente importante para el Al y los metales pesados.

6. Las barreras geoquímicas suelen estar asociadas a la destrucción de complejos (cambio de pH, Eh, competencia, degradación microbiana del ligando), lo que provoca la precipitación de los metales.

7. Importancia práctica: uso de fertilizantes quelatados, movilización de fósforo, reducción de la toxicidad del Al, fitorremediación y predicción de la contaminación.

En resumen, la complejación es el "astuto camino de rodeo" para la migración de elementos. Permite a los metales moverse en solución, sorteando las barreras que los retendrían. Sin complejación, no existirían los podzoles, no se moverían muchos microelementos en los suelos, y el nivel de toxicidad de muchos metales sería mucho mayor. La complejación es otra herramienta con la que la naturaleza gestiona la migración de elementos en el suelo.

En la siguiente sección pasaremos a la migración como proceso integral — a cómo todos los mecanismos considerados (soluciones, pH, Eh, complejación) se integran en una imagen única del movimiento de elementos en el perfil del suelo. Si ya hemos analizado los "motores" y los "caminos de rodeo", ahora necesitamos entender todo el recorrido en su conjunto.

8.1. ¿Qué es la migración? Definición y tipos

La migración de elementos químicos en el suelo es el desplazamiento de elementos dentro del perfil del suelo, entre horizontes del suelo o fuera del suelo, bajo la acción de diversos factores físicos, químicos y biológicos (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017). La migración no es un deambular caótico, sino un proceso regular que viene determinado por la combinación de las condiciones ambientales y las propiedades de los elementos.

La migración puede clasificarse según varios criterios.

Según la dirección del movimiento:

1. Migración vertical — movimiento de elementos hacia arriba o hacia abajo en el perfil del suelo (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018). Es el tipo principal de migración, que forma la diferenciación del perfil.

• Migración descendente — con aguas de infiltración (precipitaciones, aguas de deshielo). Es la principal vía de eliminación de elementos de la parte superior del perfil en condiciones húmedas (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• Migración ascendente — con ascenso capilar del agua freática o con flujo evaporativo. Es la principal vía de acumulación de sales, carbonatos y yeso en condiciones áridas (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

2. Migración horizontal (lateral) — movimiento de elementos dentro de un mismo horizonte o sobre la superficie del suelo. Es especialmente importante:

• En laderas — con escorrentía superficial y movimiento lateral subsuperficial (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).
• En llanuras aluviales — durante las crecidas de los ríos.
• En ecosistemas pantanosos — con el movimiento lateral de las aguas subterráneas (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

3. Migración radial — movimiento desde las raíces de las plantas hacia el suelo y viceversa (migración biogénica). Es parte del ciclo biológico (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Según la forma de transporte:

1. Migración iónica — movimiento de iones en la solución del suelo. Es la principal forma de transporte para la mayoría de los elementos (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

2. Migración coloidal — transporte de elementos en partículas coloidales (minerales arcillosos, sustancias húmicas, óxidos). Es especialmente importante para Fe, Al, P y metales pesados (White, 2006; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

3. Migración en complejos orgánicos — transporte de metales en forma de quelatos metal-orgánicos. Es el "astuto camino de rodeo" que discutimos en la sección 7 (Huang et al., 2012; Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

4. Migración gaseosa — transporte de elementos en forma gaseosa (CO₂, CH₄, N₂O, NH₃, H₂S). Es importante para el carbono, nitrógeno y azufre (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

5. Migración mecánica — transporte de partículas sólidas (erosión, deflación, bioturbación). Es importante para la formación del suelo en general, pero no suele considerarse migración química (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

8.2. Fuerzas motrices de la migración — ¿qué hace que los elementos se muevan?

La migración es siempre el resultado de la acción de una o varias fuerzas motrices (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984; White, 2006). Vamos a enumerarlas de nuevo, pero ahora en el contexto del perfil del suelo.

1. Fuerzas hidrodinámicas — flujo de agua.

Es la principal fuerza motriz de la migración en el suelo. El agua es el "transportador" que lleva las partículas disueltas y en suspensión.

• Infiltración — movimiento del agua hacia abajo por gravedad. Es el principal mecanismo de migración descendente. La intensidad depende de la permeabilidad del suelo y de la cantidad de precipitación (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).
• Ascenso capilar — movimiento del agua hacia arriba por fuerzas capilares. Es el principal mecanismo de migración ascendente en condiciones áridas y en suelos con nivel freático cercano (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• Flujo horizontal — movimiento del agua a lo largo de laderas o en acuíferos. Es la base de la migración lateral (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

2. Fuerzas gravitatorias.

Actúan siempre y en todas partes. La gravedad hace que el agua se mueva hacia abajo y, con ella, las sustancias disueltas. Es parte integrante del flujo hidrodinámico (Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

3. Difusión.

Movimiento de iones y moléculas desde una zona de alta concentración a otra de baja concentración. La difusión es especialmente importante en condiciones de movimiento lento del agua (capas densas, partes internas de los agregados) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012). Esta:

• Permite igualar las concentraciones entre la solución y el complejo de intercambio.
• Lleva iones a las raíces de las plantas en la rizosfera.
• Favorece el movimiento de iones dentro de los agregados del suelo (Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).

4. Fuerzas electroquímicas (adsorción y desorción).

La adsorción de iones en la superficie de los coloides (minerales arcillosos, humus, óxidos) y su desorción es un mecanismo que puede retener o liberar elementos (White, 2006; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990). La adsorción es una "trampa" que ralentiza la migración. La desorción es una "liberación" que permite al elemento continuar su camino.

5. Factores biológicos.

• Las raíces de las plantas absorben activamente elementos de la solución, creando un gradiente de concentración y aumentando la difusión y el flujo másico hacia las raíces (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Los microorganismos y animales del suelo mezclan el suelo (bioturbación), modificando las condiciones para la migración (Scheffer et al., 2018; Foth, 1990).
• La liberación de ácidos orgánicos y sideróforos por las raíces es una gestión activa de la migración (movilización de elementos) (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

6. Gradientes de temperatura.

Provocan el movimiento del agua en fase vapor (termodifusión) y el transporte de sustancias disueltas con los flujos térmicos. Esto es especialmente importante en condiciones áridas (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012; Foth, 1990).

7. Gradientes químicos (pH, Eh, concentración de ligandos).

Los cambios bruscos de pH, Eh o concentración de sustancias orgánicas crean zonas donde los elementos precipitan o, por el contrario, pasan a la solución. Esta es la base de las barreras geoquímicas (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

8.3. Procesos eluviales e iluviales — base de la diferenciación del perfil

Pasamos ahora a un concepto clave de la edafología: eluviación e iluviación (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017). Estos dos procesos — "eliminación" y "acumulación" — son el resultado de la migración y forman el perfil del suelo.

Eluviación es el proceso de eliminación de sustancias de un horizonte hacia los horizontes subyacentes. El horizonte del que se produce la eliminación se denomina eluvial (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003). En él disminuye el contenido de:

• Materia orgánica (humus) — en el proceso podzólico.
• Partículas arcillosas — en la lessivage (menos de 0,01 mm).
• Óxidos de hierro, aluminio, manganeso — en los procesos podzólico y gleyico.
• Carbonatos — por lavado.
• Sales fácilmente solubles — por lavado.

Los horizontes eluviales suelen tener un color claro (blanquecino, grisáceo, pálido) debido a la eliminación de compuestos coloreados (Fe, humus) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018). Ejemplos clásicos: А₂ (podzol), Аl (paraburonaem), Аe (eluvial).

Iluviación es el proceso de acumulación de sustancias eliminadas de los horizontes superiores. El horizonte en el que se produce la acumulación se denomina iluvial (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003). En él aumenta el contenido de:

• Partículas arcillosas — en la lessivage (acumulación de arcilla) — Bt.
• Óxidos de Fe y Al y materia orgánica — en el proceso podzólico — Bh, Bs.
• Carbonatos — por lavado (en la parte inferior del perfil) — Bk, K.
• Yeso y sales fácilmente solubles — en condiciones áridas — By, Bz.

Los horizontes iluviales suelen tener un color más oscuro (Bh), rojizo o pardo (Bs, Bt) y una consistencia más compacta (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

La combinación de procesos eluviales e iluviales forma la diferenciación del perfil — la división del suelo en horizontes que difieren en composición, color y estructura. Esta es la base de la clasificación de los suelos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

8.4. Tipos de migración según la composición de las sustancias eliminadas

Según las sustancias que se eliminan de la parte superior del perfil, se distinguen varios tipos de migración (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

1. Tipo de migración podzólica (ácida, compleja).

Característica de los suelos podzólicos y podzoles. Se eliminan:

• Fe, Al, Mn, y parcialmente Si en forma de complejos metal-orgánicos (formados por ácidos orgánicos de la hojarasca).
• Materia orgánica (humus) en forma de ácidos fúlvicos solubles.
• Resultado: horizonte eluvial (А₂, Ае) — claro, empobrecido en Fe, Al, humus; horizonte iluvial (Bh, Bs) — oscuro (humus) o pardo-rojizo (Fe, Al) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

2. Tipo de migración por lessivage (salina, arcillosa).

Característica de suelos lessivados (paraburonaems, suelos grises forestales). Se elimina:

• Fracción arcillosa (menos de 0,001–0,002 mm) en forma de suspensión y coloides.
• Junto con la arcilla se eliminan Fe, Al, microelementos adsorbidos en las partículas arcillosas.
• Resultado: horizonte eluvial (Аl) — empobrecido en arcilla, más claro; horizonte iluvial (Bt) — enriquecido en arcilla, más compacto, pardo-rojizo (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

3. Tipo de migración carbonatada (alcalina, bicarbonatada).

Característica de los suelos de regiones semiáridas y áridas (chernozems, castaños, serozems). Se eliminan:

• Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺ en forma de bicarbonatos.
• En la parte inferior del perfil, al aumentar el pH, estos iones precipitan como carbonatos (CaCO₃, CaMg(CO₃)₂) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Resultado: formación de un horizonte carbonatado (Bk, K) — a menudo con pseudomicelio, concreciones ("gránulos"), a veces con una capa carbonatada continua (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

4. Tipo de migración salina (halógena).

Característica de las regiones áridas (solonchaks). Se eliminan:

• Sales fácilmente solubles (NaCl, Na₂SO₄, Na₂CO₃, CaCl₂, etc.).
• En condiciones de barrera evaporativa, se acumulan en la parte superior del perfil, formando un horizonte salino (Bz) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Resultado: salinización del suelo, formación de solonchaks.

5. Tipo de migración gleyica (reductora).

Característica de suelos anegados (suelos gleyicos, suelos pantanosos). Se eliminan:

• Fe²⁺, Mn²⁺ en forma reducida y móvil.
• En zonas oxidantes (en la superficie, alrededor de las raíces) precipitan como hidróxidos (Fe³⁺, Mn⁴⁺) (Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• Resultado: horizonte eluvial — gris azulado, empobrecido en Fe y Mn; horizonte iluvial — con concreciones (ortsteins, ortzands) o una capa continua de hidróxidos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

8.5. Factores que controlan la migración

La intensidad y la dirección de la migración vienen determinadas por la combinación de varios factores (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018; Huang et al., 2012).

1. Régimen hídrico:

Es el factor principal que determina la dirección e intensidad de la migración.

• Régimen de lavado (precipitaciones > evaporación): predomina la migración descendente (se eliminan Ca, Mg, K, Na, Fe, Al, materia orgánica). Es característico de las regiones húmedas (podzoles, suelos podzólicos, suelos pardos forestales) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• Régimen no lavado (precipitaciones ≈ evaporación): la migración es limitada, los elementos se acumulan en el perfil (carbonatos, yeso). Es característico de las regiones semiáridas (chernozems, castaños) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).
• Régimen de exudación (evaporación > precipitaciones): predomina la migración ascendente (ascenso capilar desde el nivel freático). Se acumulan sales fácilmente solubles. Es característico de las regiones áridas (solonchaks) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

2. Acidez (pH):

Ya lo hemos discutido en detalle en la sección 6. El pH determina la forma en que se encuentran los elementos y, por tanto, su movilidad (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Condiciones redox (Eh):

Determinan el estado de valencia de Fe, Mn, S, N, As, Cr y su movilidad (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990). Las condiciones reductoras aumentan la movilidad de Fe y Mn; las oxidantes la reducen.

4. Contenido de materia orgánica:

• El humus es un potente adsorbente de cationes. Un alto contenido de humus ralentiza la migración de cationes (Ca, Mg, K, NH₄, metales pesados) (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).
• Los ácidos orgánicos (fúlvicos) son poderosos quelatantes que aumentan la movilidad de Fe, Al y metales pesados (Birkeland, 1984; Huang et al., 2012; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

5. Composición granulométrica y permeabilidad:

• Suelos arenosos: alta permeabilidad → migración descendente intensa, lavado intenso (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).
• Suelos arcillosos: baja permeabilidad → migración lenta, posible estancamiento de agua y proceso gleyico. Alta capacidad de adsorción (arcilla) → fijación de cationes (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).
• La presencia de capas densas (suela de labor, horizonte iluvial) crea una barrera para el movimiento del agua y puede provocar la acumulación local de elementos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

6. Actividad biológica:

• Las raíces de las plantas extraen activamente elementos y pueden transportarlos hacia arriba (migración biológica). Esto crea un "ciclo biogénico" y puede contrarrestar la eliminación de elementos (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).
• Los microorganismos aceleran la meteorización, la descomposición de la materia orgánica, la nitrificación, la desnitrificación — todo esto afecta a la migración (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

8.6. Clasificación de los elementos según su capacidad de migración

Los elementos difieren mucho en su capacidad de migración en diferentes condiciones. Se pueden distinguir varios grupos (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; White, 2006).

Elementos con alta capacidad de migración en la mayoría de las condiciones:

• Cl, Br, I, B (como boratos), S (como SO₄^2-), Na, Ca, Mg. Se lavan fácilmente en condiciones húmedas y se acumulan en condiciones áridas (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Elementos con capacidad de migración media:

• K, Si (como ácido silícico), materia orgánica (como DOC), Sr, Ba. Su movilidad depende mucho del pH y del Eh (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Elementos con baja capacidad de migración en la mayoría de las condiciones:

• Fe, Al, Ti, Mn (en condiciones oxidantes), P, Pb, Cd, Cu, Zn, Co, Ni (a menudo en forma de precipitados poco móviles o adsorbidos en coloides). Su migración solo es posible en condiciones específicas: pH bajo (Fe, Al, Mn, metales pesados), condiciones reductoras (Fe, Mn), complejación (Fe, Al, metales pesados) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

Elementos cuya migración depende de la biota:

• C, N, P, S (en forma orgánica). Su migración está determinada por el ciclo biológico y puede ser intensa incluso con baja solubilidad de las formas minerales (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Importante: la capacidad de migración de un mismo elemento puede cambiar en órdenes de magnitud al variar las condiciones. Por ejemplo, el Fe en condiciones oxidantes es prácticamente inmóvil, mientras que en condiciones reductoras y ácidas se vuelve muy móvil (Weil and Brady, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

8.7. Migración y formación de horizontes del suelo

Veamos ahora cómo la migración conduce a la formación de horizontes específicos del suelo (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017).

Horizonte de humus (А, Аh): se forma por migración biogénica — acumulación de materia orgánica en la parte superior del perfil. Simultáneamente, puede producirse la eliminación (eluviación) de Fe, Al, Ca, Mg si existe un régimen de lavado (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Horizonte eluvial (А₂, Ае, Аl): resultado de la eliminación (eluviación) de Fe, Al, humus, arcilla. Suele ser claro, blanquecino, arenoso (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Horizonte iluvial (Bh, Bs, Bt, Bk, By): resultado de la acumulación (iluviación) de sustancias eliminadas de la parte superior. Los diferentes tipos de horizontes iluviales reflejan la diferente composición de las sustancias eliminadas (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017):

• Bh — acumulación de humus (proceso podzólico).
• Bs — acumulación de Fe y Al (proceso podzólico).
• Bt — acumulación de arcilla (lessivage).
• Bk — acumulación de carbonatos (iluviación calcárea).
• By — acumulación de yeso (iluviación yesífera).

Horizonte gleyico (G): resultado del proceso gleyico — reducción y eliminación de Fe y Mn en condiciones de anegamiento estancado. Color gris azulado, gris verdoso (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

Horizonte carbonatado (Bk, K): resultado de la migración carbonatada — acumulación de CaCO₃ en la zona de lavado insuficiente (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Horizonte salino (Bz, Cca): resultado de la migración salina — acumulación de sales fácilmente solubles en condiciones de barrera evaporativa (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

8.8. Migración y barreras geoquímicas (relación con la sección 9)

La migración y las barreras geoquímicas son dos caras de un mismo proceso (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003). La migración es el movimiento. La barrera es la parada. Sin migración no habría barreras (no habría nada que detener). Sin barreras, la migración conduciría a la eliminación total de todos los elementos del suelo. Su relación:

1. La migración "lleva" los elementos a la barrera. La solución que contiene iones o complejos se mueve por el perfil hasta que encuentra una zona donde cambian las condiciones (pH, Eh, concentración, capacidad de adsorción) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

2. La barrera "detiene" los elementos, transformándolos en una forma inmóvil (precipitación, adsorción). Esto conduce a la acumulación de elementos en un horizonte determinado (iluviación) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

3. Tras la parada en la barrera, la migración puede reanudarse si cambian las condiciones (por ejemplo, al acidificar el horizonte carbonatado, al drenar el horizonte gleyico). Esto hace que el suelo sea un sistema dinámico (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

8.9. Importancia práctica del conocimiento sobre la migración

La comprensión de la migración tiene una enorme importancia práctica (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

En agronomía:

1. Diagnóstico de la fertilidad. El análisis de la composición de la solución del suelo y de las formas de los elementos permite evaluar la disponibilidad de nutrientes para las plantas y la necesidad de aplicar fertilizantes (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

2. Predicción de pérdidas de elementos. Conociendo el régimen hídrico y la capacidad de migración de los elementos, se puede predecir la pérdida de nitrógeno (desnitrificación), el lavado de calcio, magnesio y potasio (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

3. Gestión de la fertilidad. Regulando el pH, la humedad, añadiendo materia orgánica y enmiendas, se gestiona la migración y se dirigen los elementos hacia la capa radicular (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Birkeland, 1984).

En ecología:

1. Evaluación del riesgo de contaminación. Conociendo la capacidad de migración de los contaminantes (metales pesados, plaguicidas), se puede predecir su llegada a las aguas subterráneas y a las plantas (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

2. Remediación de suelos. Utilizando el conocimiento de la migración, se pueden desarrollar métodos de descontaminación (fitorremediación, lavado, fijación de contaminantes) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

3. Monitoreo del estado de los suelos. El análisis de la migración de elementos (especialmente de formas móviles) permite evaluar el estado actual de los suelos y el grado de su alteración antropogénica (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990).

8.10. Resumen final de la sección

Resumamos lo dicho sobre la migración (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018; Huang et al., 2012; White, 2006; Muja et al., 2003).

1. La migración es el desplazamiento de elementos químicos dentro del perfil del suelo o fuera de él. Puede ser vertical (hacia abajo o hacia arriba), horizontal (lateral) y biogénica (a través de las plantas).

2. Formas de migración: iónica (en solución), coloidal (en partículas en suspensión), en complejos orgánicos (quelatos), gaseosa, mecánica (erosión, bioturbación).

3. Fuerzas motrices de la migración: flujo hidrodinámico del agua (infiltración, ascenso capilar), gravedad, difusión, fuerzas electroquímicas (adsorción/desorción), factores biológicos (raíces, microorganismos), gradientes térmicos y químicos (pH, Eh).

4. Eluviación e iluviación son dos procesos opuestos que resultan de la migración. La eluviación es la eliminación de sustancias de un horizonte. La iluviación es su acumulación en otro horizonte. La combinación de estos procesos forma la diferenciación del perfil.

5. Tipos de migración según la composición de las sustancias eliminadas: podzólica (Fe, Al, humus), por lessivage (arcilla), carbonatada (Ca, Mg), salina (sales fácilmente solubles), gleyica (Fe, Mn en condiciones reductoras).

6. La intensidad y dirección de la migración están determinadas por el régimen hídrico, el pH, el Eh, el contenido de materia orgánica, la composición granulométrica y la actividad biológica.

7. La capacidad de migración de los elementos varía mucho: unos elementos se eliminan fácilmente (Cl, Na, Ca, Mg), otros son poco móviles (Fe, Al, Ti, P, metales pesados), pero su movilidad puede cambiar drásticamente al variar las condiciones (pH, Eh, complejación).

8. La migración y las barreras geoquímicas están indisolublemente unidas: la migración lleva los elementos a las barreras, y las barreras los detienen, creando horizontes de acumulación.

9. Importancia práctica: gestión de la fertilidad (regulación de la migración de nutrientes), predicción y prevención de la contaminación, remediación de suelos.

En resumen, la migración es la "circulación sanguínea" del suelo, que integra todos los procesos geoquímicos en un solo sistema. Es el proceso que transforma la roca madre en suelo con su perfil característico, horizontes y fertilidad. Sin migración, no existirían ni los podzoles, ni los chernozems, ni los solonchaks — no existiría la diversidad de suelos en la Tierra.

En la siguiente y última sección, examinaremos las barreras geoquímicas — esas "paradas" que completan el camino de la migración y conducen a la acumulación de elementos en horizontes específicos. Son las barreras las que conectan toda la geoquímica con los procesos edáficos concretos y la formación de los tipos de suelo.

9.1. ¿Qué es una barrera geoquímica? Definición y esencia

Barrera geoquímica es una zona en el perfil del suelo o en el paisaje donde se produce un cambio brusco de las condiciones físico-químicas, como resultado del cual la velocidad de migración de los elementos químicos se ralentiza drásticamente y su acumulación en la fase sólida aumenta drásticamente (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017). En pocas palabras, es el lugar donde "las sustancias se detienen" y se acumulan.

El mecanismo de funcionamiento de la barrera es siempre el mismo: al cambiar las condiciones, el elemento pasa de una forma móvil a una forma inmóvil (Birkeland, 1984; Foth, 1990). Esto puede ser:

• Precipitación — de la solución a la fase sólida.
• Adsorción — fijación en la superficie de los coloides.
• Inclusión en minerales secundarios — cristalización.
• Absorción por organismos — acumulación biogénica (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

¿Por qué surgen las barreras?

Las barreras surgen donde cambian bruscamente las condiciones de migración (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017):

• pH — paso de un medio ácido a otro alcalino o viceversa.
• Eh — paso de un medio oxidante a otro reductor o viceversa.
• Concentración de iones — saturación de la solución, a partir de la cual comienza la precipitación.
• Composición y actividad de las sustancias orgánicas — aparición o desaparición de complejantes.
• Composición granulométrica — cambio brusco del tamaño de los poros, que modifica la permeabilidad y la capacidad de adsorción.
• Temperatura y humedad — evaporación, congelación, cambio de solubilidad.

El cambio de estas condiciones puede ocurrir:

• Verticalmente — al moverse el agua hacia abajo por el perfil (por ejemplo, al encontrar una roca carbonatada o una capa densa).
• Horizontalmente — al moverse el agua lateralmente (por ejemplo, al aflorar el agua freática en la superficie).
• En el espacio y el tiempo — por cambios estacionales de humedad, temperatura, nivel freático (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

9.2. Clasificación de las barreras geoquímicas

Las barreras geoquímicas se pueden clasificar según varios criterios. La clasificación más común es según el tipo de cambio de condiciones (Birkeland, 1984; Muja et al., 2003; Weil and Brady, 2017; Foth, 1990; White, 2006; Bloom and Skyllberg, 2012).

9.3. Combinación de barreras y formación de horizontes complejos

En la naturaleza, las barreras raramente actúan por separado. Suelen combinarse, creando zonas de acumulación complejas (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Ejemplo 1 — proceso podzólico:

• En la parte superior del perfil — barrera ácida y compleja: los ácidos orgánicos unen Fe y Al en complejos, impidiendo su precipitación y favoreciendo su migración (eluviación).
• En la parte inferior del perfil, donde el pH es más alto y la concentración de metales es mayor, los complejos se destruyen — surge una barrera de destrucción de complejos. Fe y Al se hidrolizan y precipitan — barrera oxidante y alcalina (iluviación) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

Ejemplo 2 — proceso gleyico:

• En la parte inferior del perfil (zona de anegamiento estancado) — barrera reductora: Fe³⁺ y Mn⁴⁺ se reducen a Fe²⁺ y Mn²⁺, pasan a solución y migran (eluviación de Fe y Mn).
• En la parte superior del perfil (zona de aireación) — barrera oxidante: Fe²⁺ y Mn²⁺ se oxidan a Fe³⁺ y Mn⁴⁺ y precipitan como hidróxidos (iluviación) (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Ejemplo 3 — proceso carbonatado en suelos semiáridos:

• En la parte superior del perfil (zona de lavado) — eliminación de Ca²⁺ y Mg²⁺ como bicarbonatos.
• En la parte media del perfil (zona de acumulación) — barrera alcalina: al aumentar el pH (por disminución de CO₂, evaporación) Ca²⁺ y Mg²⁺ precipitan como carbonatos (iluviación) (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

9.4. Barreras y edafogénesis: relación con los tipos genéticos de suelos

Resumamos cómo las barreras "funcionan" en diferentes tipos de suelos (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003).

Suelos podzólicos: barreras compleja (eluviación) + ácida/oxidante (iluviación). Se forma un horizonte eluvial (empobrecido en Fe, Al, humus) y uno iluvial (Bh, Bs — con acumulación de Fe, Al, humus) (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Weil and Brady, 2017).

Suelos sódico-podzólicos: barrera biogénica (horizonte de humus) + compleja + ácida/oxidante. El horizonte de humus es menos potente que en los chernozems, pero el horizonte iluvial (Bh, Bs) está presente (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Chernozems y suelos castaños: barrera biogénica (horizonte de humus) + alcalina (carbonatada) en la parte media del perfil. Horizonte de humus potente, oscuro; horizonte carbonatado (Bk) en forma de pseudomicelio o concreciones (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Serozems (suelos áridos): barreras alcalina (carbonatada, yesífera) y evaporativa. Carbonatos y yeso se acumulan en la parte superior del perfil, sales fácilmente solubles en la inferior o en la superficie (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Solonchaks: barrera evaporativa. Sales fácilmente solubles se acumulan en la superficie (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

Suelos gleyicos: barreras reductora (eluviación de Fe, Mn) + oxidante (iluviación de Fe, Mn). Horizonte eluvial gris azulado y concreciones de Fe/Mn en la zona oxidante (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

9.5. Importancia práctica de las barreras geoquímicas

El conocimiento de las barreras geoquímicas tiene una enorme importancia práctica en agronomía, ecología y diagnóstico edáfico (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

En agronomía:

1. Diagnóstico de suelos. Las barreras ayudan a identificar los tipos de suelo y a evaluar su fertilidad. Por ejemplo, la presencia de un horizonte carbonatado indica déficit hídrico y posible deficiencia de microelementos (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

2. Gestión de la fertilidad. Conociendo las barreras, podemos gestionar la migración de elementos: por ejemplo, el encalado crea una barrera alcalina para Al y Mn (precipitación), reduciendo su toxicidad (Foth, 1990; Bloom and Skyllberg, 2012; Weil and Brady, 2017).

3. Aplicación de fertilizantes. Las barreras pueden potenciar o reducir la eficacia de los fertilizantes. Por ejemplo, en suelos carbonatados, el fósforo se fija como fosfatos de calcio (poco disponibles), por lo que los fertilizantes fosfatados deben aplicarse en dosis mayores o como quelatos (Foth, 1990; Weil and Brady, 2017).

En ecología:

1. Predicción de la contaminación. Las barreras determinan si los contaminantes (metales pesados, plaguicidas) se fijarán en el suelo o migrarán a las aguas subterráneas. Por ejemplo, en suelos ácidos los metales pesados son más móviles (ausencia de barrera), mientras que en neutros y alcalinos se fijan (barreras alcalina y de adsorción) (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

2. Descontaminación de suelos. Se pueden utilizar barreras para fijar contaminantes (por ejemplo, añadir cal para precipitar metales pesados) o, por el contrario, para movilizarlos (por ejemplo, acidificar para fitoextracción) (Weil and Brady, 2017; Huang et al., 2012).

3. Evaluación del riesgo. Las barreras ayudan a evaluar el riesgo de entrada de contaminantes en las cadenas alimentarias (Huang et al., 2012; Weil and Brady, 2017).

En diagnóstico edáfico:

1. Identificación de horizontes del suelo. Las barreras crean rasgos morfológicos característicos: horizontes carbonatados, concreciones, horizontes gleyicos, horizontes iluviales (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003).

2. Evaluación de la edad y el estadio de desarrollo del suelo. La presencia de barreras bien desarrolladas (por ejemplo, un horizonte carbonatado potente, un horizonte iluvial profundo) indica un desarrollo prolongado del suelo (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

3. Diagnóstico de cambios antropogénicos. La alteración de las barreras (por ejemplo, la eliminación de carbonatos por lluvia ácida, la acidificación) indica degradación del suelo (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

9.6. Barreras como "memoria" del suelo

Las barreras geoquímicas no son solo zonas de acumulación. Son la "memoria" del suelo (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017). Conservan información sobre las condiciones pasadas de la edafogénesis:

• Horizontes carbonatados — "huellas" de condiciones semiáridas y áridas.
• Horizontes iluviales — "huellas" de procesos podzólicos y de lessivage.
• Horizontes gleyicos — "huellas" de anegamiento prolongado.
• Horizontes salinos — "huellas" de condiciones áridas y nivel freático cercano.
• Horizontes de humus — "huellas" del ciclo biológico y la fertilidad (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Paleobarreras (barreras relicticas) pueden conservarse en suelos tras cambios climáticos o de condiciones. Por ejemplo, horizontes carbonatados en suelos que actualmente se encuentran en condiciones húmedas (paleocarbonatos) — evidencia de fases áridas pasadas (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Así, las barreras geoquímicas no son solo paradas en el camino de la migración. Son un "archivo" de la historia del suelo que podemos leer a través de rasgos morfológicos, químicos y mineralógicos (Birkeland, 1984; Weil and Brady, 2017).

9.7. Resumen final de la sección

Resumamos lo dicho sobre las barreras geoquímicas (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil and Brady, 2017; Scheffer et al., 2018; Muja et al., 2003; White, 2006; Huang et al., 2012; Bloom and Skyllberg, 2012).

1. Barrera geoquímica — zona de cambio brusco de condiciones donde la migración de elementos se ralentiza o se detiene, y estos se acumulan en la fase sólida.

2. Clasificación de barreras: alcalina (carbonatada), ácida, oxidante, reductora, de adsorción (sorción), evaporativa, biogeoquímica, mecánica.

3. Las barreras determinan la formación de horizontes del suelo: eluviales (eliminación) e iluviales (acumulación). La combinación de barreras crea perfiles característicos de diferentes tipos de suelo.

4. Las barreras son la "memoria" del suelo. Conservan información sobre las condiciones pasadas de la edafogénesis (clima, régimen hídrico, actividad biológica).

5. Importancia práctica: diagnóstico de suelos, gestión de la fertilidad, predicción y descontaminación, evaluación del riesgo de degradación.

9.8. Palabra final: barreras y fertilidad

Hemos recorrido un largo camino — desde la geoquímica de los suelos a través de macro y microelementos, formas de presencia, soluciones, procesos redox, acidez, complejación, migración — y finalmente llegamos a las barreras geoquímicas. Y ahora podemos responder a la pregunta principal con la que empezamos: ¿Por qué los elementos químicos no se quedan en su sitio?

No se quedan en su sitio porque el suelo es un sistema biótico-inerte dinámico, donde constantemente ocurren procesos de meteorización, disolución, transporte, precipitación, adsorción, complejación, oxidación y reducción. La migración es el resultado de la acción de múltiples fuerzas: agua, gravedad, difusión, pH, Eh, biota. Y esta migración no es caótica — está controlada por barreras geoquímicas, que detienen los elementos en lugares determinados, creando horizontes y formando la fertilidad.

Precisamente las barreras geoquímicas aseguran la acumulación de fertilidad en el suelo. Sin barreras, los elementos serían completamente eliminados del suelo y este quedaría estéril. Las barreras son "trampas" que retienen los nutrientes en la capa radicular, haciéndolos disponibles para las plantas. Las barreras carbonatadas acumulan calcio y fósforo. La barrera húmica acumula nitrógeno, fósforo, azufre y microelementos. Las barreras de adsorción retienen potasio, amonio y microelementos.

Así, la fertilidad del suelo es el resultado del trabajo de las barreras geoquímicas. Y gestionando las condiciones (riego, drenaje, encalado, aporte de materia orgánica, fertilizantes), podemos influir en las barreras, dirigir la migración y mantener la fertilidad de los suelos.

Hemos recorrido todo el camino de los elementos químicos en el suelo — desde su presencia en la fase sólida hasta su parada en las barreras geoquímicas. Espero que ahora vean el suelo no como un cuerpo estático, sino como un sistema vivo, que respira, se mueve, donde cada átomo está en constante movimiento.