Régimen térmico de los suelos

La fuente principal: el Sol

La fuente absoluta y prácticamente única de energía para el régimen térmico del suelo es la radiación solar (Mukha et al., 2003). El calor interno de la Tierra, la energía de desintegración radiactiva o el calor liberado durante la descomposición de la materia orgánica son insignificantes en comparación con el flujo de energía que recibimos del Sol, y a la escala del horizonte superficial del suelo pueden despreciarse (Mukha et al., 2003).

Sin embargo, el camino de la energía solar hacia la superficie del suelo no es rectilíneo. Sigámoslo paso a paso.

1. Constante solar y atmósfera terrestre

Fuera de la atmósfera terrestre, el flujo de energía solar sobre una superficie perpendicular es prácticamente constante. Este valor se denomina constante solar y es de aproximadamente 1366 W/m² (Huang et al., 2012). Esta es la energía que podría llegar a la Tierra si no tuviera atmósfera.

Pero la atmósfera es un filtro potente. Al atravesarla, los rayos solares interactúan con moléculas de gases, vapor de agua, aerosoles y nubes. Como resultado, parte de la energía:

• Se absorbe (por ejemplo, la capa de ozono absorbe la radiación ultravioleta; el vapor de agua y el dióxido de carbono absorben la radiación infrarroja).
• Se dispersa (por moléculas de aire y aerosoles, lo que crea el azul del cielo y proporciona radiación difusa).
• Se refleja de vuelta al espacio (especialmente por las nubes).

Finalmente, a la superficie terrestre en un día despejado llega solo alrededor del 75% de la energía, y en regiones nubladas incluso menos, aproximadamente el 35–40% (Weil & Brady, 2017). La energía que alcanza la superficie se denomina radiación total (global). Consta de dos componentes:

• Radiación directa: rayos que provienen directamente del disco solar.
• Radiación difusa: rayos que han cambiado de dirección en la atmósfera y llegan desde toda la bóveda celeste.

La proporción de radiación directa y difusa depende del estado de la atmósfera. En un día despejado predomina la directa; en un día nublado, la difusa.

2. Interacción de la radiación con la superficie del suelo

Al llegar a la superficie, la radiación total no se utiliza toda para calentar. Parte se refleja inmediatamente. Esta capacidad de la superficie para reflejar la energía solar, como ya hemos mencionado, se denomina albedo.

Albedo es un factor clave que determina qué proporción de energía se destinará al calentamiento y qué proporción se perderá de inmediato por reflexión.

Los factores que determinan el albedo están indisolublemente ligados a las propiedades del propio suelo y la vegetación, lo que ilustra nuestra tesis principal: el calentamiento no depende solo del sol.

• Color del suelo. Es el factor más obvio. Los suelos ricos en humus (por ejemplo, los chernozems) tienen un color oscuro y un albedo del 8–14%. Los suelos claros, como los suelos grises o las arenas, reflejan entre el 25 y el 40% o más (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017). La diferencia en la energía absorbida entre un suelo oscuro y uno claro puede alcanzar el 10–15% o más.

• Humedad del suelo. Es un factor interesante e importante. El suelo mojado con agua se vuelve visualmente más oscuro y su albedo disminuye. Por ejemplo, el albedo del chernozem seco es de aproximadamente el 14%, mientras que el del húmedo desciende al 8% (Mukha et al., 2003). La arena húmeda puede tener un albedo de 0.09–0.20 frente a 0.35–0.45 de la arena seca (Huang et al., 2012; Shukla, 2023). Parecería que el suelo húmedo debería calentarse más, pero aquí entra en juego el efecto del calor latente (evaporación), que discutimos en el capítulo anterior. Así, la humedad tiene un efecto dual.

• Rugosidad de la superficie. Una superficie lisa y uniforme refleja más que una superficie irregular y rugosa. Por ejemplo, un campo recién arado tiene un albedo más bajo y se calienta más rápido que uno compactado.

• Cobertura vegetal. El albedo de las plantas es en promedio del 15–25%, comparable al albedo de muchos suelos. Sin embargo, la vegetación cambia radicalmente el balance de radiación. No solo refleja parte de la energía, sino que también la absorbe para la fotosíntesis y crea sombra, protegiendo la superficie del suelo del calentamiento directo (Huang et al., 2012; White, 2006). Así, incluso si el albedo de la vegetación y el suelo son iguales, la cantidad de energía que alcanza la propia superficie del suelo será radicalmente diferente.

• Ángulo de incidencia de los rayos solares (latitud y hora del día). En las horas de la mañana y la tarde, así como en invierno, el sol está bajo sobre el horizonte. Los rayos atraviesan un camino atmosférico más largo, se dispersan más y llegan a la superficie con un ángulo agudo. En consecuencia, el flujo de energía por unidad de superficie disminuye y el calentamiento es más lento (Weil & Brady, 2017).

Fuentes secundarias: intercambio de calor con la atmósfera

Además de absorber la radiación solar directa y difusa, el suelo intercambia energía con el aire y otros cuerpos. Este flujo, que denotamos como H en la ecuación de balance, es una fuente o sumidero secundario de energía.

• Radiación de onda larga. El suelo, como cualquier cuerpo caliente, emite energía en el rango infrarrojo (térmico). Este flujo de calor depende de la temperatura de la superficie y de sus propiedades. Por la noche, cuando no hay sol, el suelo puede enfriarse cediendo calor a la atmósfera. Este fenómeno se denomina radiación efectiva.
• Radiación contrarrestante de la atmósfera. La atmósfera, a su vez, también irradia calor de vuelta al suelo. Esto tiene especial importancia en las noches nubladas, cuando las nubes actúan como una "manta", reflejando el calor y retrasando el enfriamiento (Eash et al., 2016).

Resumen sobre las fuentes de energía

Así, vemos que la cantidad de energía que realmente ingresa al suelo para su calentamiento está determinada por un conjunto complejo de factores, no solo por la intensidad de la luz solar. Estos factores se pueden dividir en tres grupos principales:

1. Factores atmosféricos (nubosidad, humedad del aire, presencia de aerosoles), que regulan la transparencia de la atmósfera a los rayos solares.

2. Factores geométricos (latitud, época del año, hora del día, ángulo de inclinación de la superficie), que determinan el ángulo de incidencia de los rayos.

3. Propiedades de la propia superficie (color, humedad, rugosidad, presencia de vegetación), que determinan qué proporción de la energía que alcanza la superficie será absorbida.

Es precisamente el tercer punto el que nos da a los edafólogos la clave para entender por qué, bajo el mismo tiempo soleado, los suelos tienen diferentes temperaturas. Esto también abre posibilidades para gestionar el régimen térmico, como veremos más adelante.

Conexión con los capítulos anteriores y siguientes

Ahora que hemos analizado la primera mitad del balance energético —de dónde proviene la energía—, podemos pasar a la segunda mitad: cómo el suelo percibe esa energía.

En el próximo capítulo consideraremos las propiedades térmicas fundamentales del suelo. La primera de ellas será la capacidad calorífica: la capacidad del suelo para acumular calor. Es la capacidad calorífica la que determina cuánto aumentará la temperatura del suelo al absorber una cantidad determinada de energía. Veremos que esta propiedad depende tanto de la composición del suelo (y, en particular, del contenido de agua) como el albedo.

Componentes del suelo y su capacidad calorífica

El suelo es un sistema trifásico compuesto por fases sólida (partículas minerales y materia orgánica), líquida (agua) y gaseosa (aire). Cada una de estas fases tiene su propia capacidad calorífica, y las diferencias entre ellas son enormes (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Veamos los valores de capacidad calorífica volumétrica de los principales componentes del suelo (valores aproximados a temperatura ambiente):

(Datos de: Foth, 1990; Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018)

¡Observe la enorme diferencia en los valores! La capacidad calorífica del agua es aproximadamente 4 veces mayor que la de las partículas minerales y casi 3500 veces mayor que la del aire (Eash et al., 2016; Shukla, 2023). Esto significa que para calentar el mismo volumen de agua se necesita 4 veces más energía que para calentar el mismo volumen de partículas minerales, y miles de veces más que para calentar aire.

Cálculo de la capacidad calorífica del suelo

Dado que el suelo es una mezcla, su capacidad calorífica volumétrica se calcula como la suma ponderada de las capacidades caloríficas de todos sus componentes, teniendo en cuenta sus fracciones volumétricas (Shukla, 2023; Scheffer et al., 2018).

La fórmula de cálculo es la siguiente:

Donde:

• C_v es la capacidad calorífica volumétrica buscada del suelo.
• C_min, C_org, C_agua, C_aire son las capacidades caloríficas volumétricas de los respectivos componentes.
• θ_min, θ_org, θ_agua, θ_aire son sus fracciones volumétricas en el suelo.

La contribución del aire a la capacidad calorífica del suelo a menudo puede despreciarse debido a su valor insignificante.

Conclusión práctica: Dado que la fracción volumétrica de agua en el suelo puede variar mucho (desde casi 0 hasta 50% o más), la humedad es el factor principal que determina la capacidad calorífica del suelo (Huang et al., 2012; Shukla, 2023).

Ejemplo:

Consideremos dos suelos con el mismo volumen y la misma composición mineral, pero con diferente humedad.

• Suelo A (seco): contiene un 10% de agua (θ_agua = 0.10).
• Suelo B (húmedo): contiene un 30% de agua (θ_agua = 0.30).

La capacidad calorífica del suelo seco A será significativamente menor que la del suelo húmedo B. Esto significa que, con el mismo aporte de energía solar, el suelo seco A se calentará más rápido y alcanzará una temperatura más alta que el suelo húmedo B. Es por eso que los suelos húmedos se calientan más lentamente en primavera y se consideran "fríos", mientras que los suelos arenosos secos se consideran "cálidos" (Weil & Brady, 2017).

Papel de la materia orgánica

La materia orgánica del suelo, a pesar de su volumen generalmente pequeño (solo unos pocos por ciento), también contribuye a la capacidad calorífica. Su capacidad calorífica es mayor que la de las partículas minerales, pero menor que la del agua. Por lo tanto, los suelos ricos en humus también tienen una capacidad calorífica algo mayor. Sin embargo, la contribución de la materia orgánica no suele ser tan grande como la del agua (Marshall et al., 1996).

Influencia de la densidad aparente

La capacidad calorífica volumétrica también se ve afectada por la densidad aparente (o densidad seca) del suelo (Scheffer et al., 2018). Cuanto más densamente empaquetadas están las partículas sólidas en una unidad de volumen, mayor es la masa de material mineral y, por tanto, mayor es la capacidad calorífica volumétrica. Sin embargo, este efecto es mucho más débil que la influencia de la humedad y a menudo se considera un factor secundario (Huang et al., 2012).

Resumen sobre la capacidad calorífica

Así, nos hemos acercado a la respuesta a nuestra pregunta principal desde un nuevo ángulo.

¿Por qué la temperatura del suelo no depende solo de la luz solar? Porque, incluso si reciben la misma cantidad de energía solar, diferentes suelos se calentarán de manera diferente. Esto depende de su capacidad calorífica:

1. El factor principal es la humedad. El agua tiene una capacidad calorífica anormalmente alta. Cuanta más agua hay en el suelo, más calor se necesita para calentarlo y más lentamente se calienta.

2. Factores secundarios: el contenido de materia orgánica y la densidad. También afectan la capacidad calorífica, pero en mucho menor grado.

Esta propiedad explica muchas observaciones cotidianas: por qué la arena mojada es más fría que la seca, por qué el suelo se enfría después de la lluvia y por qué los suelos arcillosos húmedos permanecen fríos durante mucho tiempo en primavera.

En el próximo capítulo consideraremos otra propiedad crítica que determina la rapidez con que el calor se propaga a través del perfil del suelo. Esta propiedad es la conductividad térmica. Veremos que una alta capacidad calorífica retrasa el calentamiento, mientras que una alta conductividad térmica favorece la rápida propagación del calor hacia el interior.

Componentes del suelo y su conductividad térmica

Al igual que con la capacidad calorífica, la conductividad térmica del suelo es una propiedad integral que depende de la conductividad térmica de sus componentes individuales. Pero aquí la situación es radicalmente diferente: las diferencias en conductividad térmica entre los componentes son aún más llamativas que en la capacidad calorífica (Foth, 1990; Marshall et al., 1996).

(Datos de: Foth, 1990; Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018)

Observe:

1. Las partículas minerales, especialmente el cuarzo, tienen una conductividad térmica muy alta. Son excelentes conductores del calor.

2. El agua conduce el calor peor que los minerales, pero mucho mejor que el aire.

3. El aire es un excelente aislante térmico. Su conductividad térmica es más de 20 veces menor que la del agua y cientos de veces menor que la de los minerales.

¿Qué determina la conductividad térmica del suelo?

Dado que el suelo es una mezcla de partículas sólidas, agua y aire, su conductividad térmica total dependerá de cómo estos componentes están en contacto entre sí. Aquí entran en juego dos factores principales:

1. Humedad del suelo.

Este es, sin duda, el factor más importante (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). En el suelo seco, los poros están llenos de aire. El calor se transmite principalmente a través de contactos entre partículas sólidas, los cuales son escasos, y además el aire en los poros actúa como aislante, dificultando la transmisión de calor entre partículas. Por lo tanto, la conductividad térmica del suelo seco es muy baja.

Cuando el suelo se humedece, el agua comienza a llenar los poros. Desplaza el aire y, lo que es más importante, crea puentes de agua entre las partículas sólidas en sus puntos de contacto. El agua, al tener una conductividad térmica mucho mayor que el aire, se convierte en un canal adicional para la transferencia de calor. La conductividad térmica del suelo aumenta bruscamente con el aumento de la humedad (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017). Este efecto es especialmente pronunciado en la transición de un estado muy seco a uno moderadamente húmedo.

2. Densidad aparente y estructura.

Cuanto más densamente empaquetadas están las partículas, más contactos hay a través de los cuales se puede transmitir el calor. Por lo tanto, el suelo compactado generalmente tiene una conductividad térmica más alta que el suelo suelto (Scheffer et al., 2018). Esto también se debe a que en el suelo compactado hay menos poros llenos de aire aislante (Weil & Brady, 2017).

3. Composición mineralógica.

Como se ve en la tabla, el cuarzo es un conductor de calor excepcionalmente bueno. Por lo tanto, los suelos arenosos, compuestos principalmente de cuarzo, tienen, en igualdad de condiciones, una conductividad térmica más alta que los suelos arcillosos, donde predominan otros minerales.

4. Materia orgánica.

La materia orgánica tiene una conductividad térmica baja, por lo que su acumulación en los horizontes superiores reduce la capacidad del suelo para conducir el calor (Marshall et al., 1996).

Relación entre capacidad calorífica y conductividad térmica

Estas dos propiedades trabajan en conjunto y determinan cómo cambiará exactamente la temperatura en el tiempo y con la profundidad. Para describir la velocidad de propagación de la temperatura se utiliza una característica compleja: la difusividad térmica (o coeficiente de difusividad térmica).

Difusividad térmica *(α) = λ / C_v*

Donde:

• α es la difusividad térmica (m²/s o cm²/s).
• λ es la conductividad térmica.
• C_v es la capacidad calorífica volumétrica.

La difusividad térmica indica la rapidez con que se propaga una onda de temperatura en el suelo. Una alta conductividad térmica favorece la rápida propagación del calor, pero una alta capacidad calorífica, por el contrario, retarda este proceso, ya que gran parte de la energía se gasta en calentar el propio suelo (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023).

Ejemplo: En el agua y el cuarzo, la relación entre conductividad térmica y capacidad calorífica es tal que la difusividad térmica del suelo a menudo alcanza un máximo con una humedad intermedia, no con la saturación total. Con una mayor humectación, el aumento de la capacidad calorífica comienza a superar el aumento de la conductividad térmica.

Resumen sobre la conductividad térmica

Hemos dado un paso más hacia la comprensión de la pregunta principal.

¿Por qué la temperatura del suelo no depende solo de la luz solar? Porque la capacidad del suelo para conducir el calor, al igual que su capacidad para almacenarlo, depende en gran medida de su composición y estado, y por tanto de los factores que podemos observar y medir:

1. La humedad es el factor de control principal. El agua no solo aumenta la capacidad calorífica (retrasando el calentamiento), sino que también multiplica la conductividad térmica, acelerando la transferencia de calor desde la superficie hacia el interior.

2. La densidad aparente afecta al número de contactos entre partículas y al volumen de poros llenos de aire aislante.

3. La estructura y la composición mineralógica determinan el nivel base de conductividad térmica.

En el próximo capítulo analizaremos una consecuencia de estas propiedades: los gradientes de temperatura. Veremos cómo exactamente la diferencia en conductividad térmica y capacidad calorífica crea ese comportamiento "retrasado" de la temperatura con la profundidad que observamos cada día.

¿Qué es un gradiente de temperatura?

Gradiente de temperatura es una magnitud física vectorial que indica con qué rapidez y en qué dirección cambia la temperatura en el espacio. En el caso más simple unidimensional (con la profundidad del suelo), el gradiente es el cambio de temperatura por unidad de longitud (por ejemplo, por 1 cm o 1 m de profundidad). Se denota como dT/dz, donde T es la temperatura y z la profundidad (Eash et al., 2016; Huang et al., 2012).

Según la ley de Fourier (del capítulo anterior), es precisamente la magnitud del gradiente de temperatura la fuerza motriz del flujo de calor. Cuanto más pronunciado es el gradiente (más rápido cambia la temperatura con la profundidad), más intenso es el flujo de calor.

Tipos de gradientes de temperatura en el suelo

En el perfil del suelo se pueden distinguir dos tipos fundamentalmente diferentes de distribución de temperatura, que se alternan a lo largo del día y del año.

1. Gradiente de verano (diurno) o gradiente de calentamiento.

En la estación cálida, especialmente en días soleados, la temperatura de la superficie es significativamente más alta que la de las capas subyacentes. El calor llega desde arriba y se propaga hacia el interior. En este caso:

• Dirección del flujo de calor: hacia abajo, desde la superficie hacia el subsuelo.
• La temperatura disminuye con la profundidad. Las temperaturas más altas están en la superficie, las más bajas a cierta profundidad.
• El gradiente de temperatura está dirigido hacia abajo. Esto significa que al aumentar la profundidad, la temperatura disminuye. Este gradiente se denomina positivo o directo (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

2. Gradiente de invierno (nocturno) o gradiente de enfriamiento.

En la estación fría, así como por la noche, la superficie del suelo se enfría más rápido que las capas profundas. El calor comienza a moverse de abajo hacia arriba, hacia la superficie, para compensar las pérdidas por radiación y calentamiento del aire. En este caso:

• Dirección del flujo de calor: hacia arriba, desde el subsuelo hacia la superficie.
• La temperatura aumenta con la profundidad. Las temperaturas más bajas están en la superficie, las más altas en profundidad.
• El gradiente de temperatura está dirigido hacia arriba. Al aumentar la profundidad, la temperatura aumenta. Este gradiente se denomina negativo o inverso (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

La transición de un tipo de gradiente a otro ocurre en las horas de la mañana y la tarde, cuando las temperaturas de la superficie y de las capas profundas se igualan. En ese momento, el flujo de calor se detiene y el gradiente se acerca a cero (el llamado estado isotérmico).

Ondas de temperatura: diarias y anuales

Dado que el calentamiento y enfriamiento de la superficie ocurren cíclicamente (alternancia día‑noche, estaciones), en el suelo se generan oscilaciones periódicas de temperatura que se propagan hacia el interior en forma de ondas de temperatura (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

Una onda de temperatura diaria tiene un período de 24 horas. Es causada por el calentamiento diurno y el enfriamiento nocturno de la superficie.

Una onda de temperatura anual tiene un período de 365 días. Es causada por el cambio de estaciones: calentamiento en verano y enfriamiento en invierno.

Leyes básicas de la propagación de la onda de temperatura

La propagación de una onda de temperatura en el suelo obedece a dos leyes fundamentales, que son consecuencia de la acción conjunta de la capacidad calorífica y la conductividad térmica (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023; Weil & Brady, 2017):

1. Amortiguación de la amplitud con la profundidad.

Cuanto más profundo penetramos en el suelo, menores son las fluctuaciones de temperatura alrededor del valor medio. La amplitud máxima (diferencia entre la temperatura más alta y la más baja) se observa en la propia superficie. A 10–20 cm de profundidad, la amplitud de las oscilaciones diarias se reduce varias veces, y a unos 50 cm las fluctuaciones diarias prácticamente desaparecen (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017). La onda anual, al ser mucho más larga, penetra mucho más profundamente, hasta 10–15 metros (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

Esto ocurre porque, en el camino de propagación del calor, el suelo actúa como un "filtro": parte de la energía se gasta en calentar el propio material (efecto de la capacidad calorífica) y parte en superar la resistencia (conductividad térmica limitada). Como resultado, la energía de la onda se "disipa" gradualmente.

2. Desfase (retraso) con la profundidad.

La onda de temperatura no solo se amortigua, sino que también se "retrasa" en fase. Esto significa que el pico de temperatura máxima (o mínima) en profundidad se produce más tarde que en la superficie. Por ejemplo, si en la superficie la temperatura máxima se observa a las 14:00 horas, a 20 cm de profundidad puede ocurrir solo al atardecer, y a 1 metro de profundidad, con un retraso de varios días (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

Para la onda anual, este desfase es aún más notable: las temperaturas más altas en la superficie se dan en julio, mientras que a 2–3 metros de profundidad pueden observarse solo en septiembre u octubre (Huang et al., 2012; Marshall et al., 1996). Esto se explica porque el calor necesita tiempo para "atravesar" el espesor del suelo. La velocidad de propagación de la onda depende de la difusividad térmica del suelo: cuanto mayor es, más rápido se mueve la onda y menor es el retraso.

El factor que determina la propagación de la onda: la difusividad térmica

La velocidad de propagación y amortiguación de la onda de temperatura están determinadas por la propiedad compleja que ya hemos mencionado: la difusividad térmica (α). Recordemos:

Donde:

• λ es la conductividad térmica (capacidad de conducir calor).
• C_v es la capacidad calorífica volumétrica (capacidad de almacenar calor).

Cuanto mayor es la difusividad térmica (por ejemplo, en suelos densos y buenos conductores del calor), más rápido se propaga la onda y más profundo penetra. Cuanto menor es la difusividad térmica (por ejemplo, en suelos sueltos y secos con baja conductividad térmica), más lenta es la onda y más rápido se amortigua (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023).

Ejemplo: El suelo arenoso, al tener una alta conductividad térmica, conduce la onda térmica más rápida y profundamente que, por ejemplo, un suelo arcilloso húmedo. Sin embargo, la alta capacidad calorífica del suelo arcilloso húmedo retrasa su calentamiento, pero también retrasa su enfriamiento. Esto hace que en el suelo arcilloso las fluctuaciones diarias de temperatura se amortigüen más rápido, pero las fluctuaciones anuales pueden ser más suavizadas.

Resumen sobre los gradientes de temperatura

Hemos completado el análisis de las propiedades físicas clave que determinan el régimen térmico del suelo. La respuesta a nuestra pregunta principal ahora suena completa y bien fundamentada.

¿Por qué la temperatura del suelo no depende solo de la luz solar?

Porque:

1. La entrada de energía depende del albedo de la superficie, que está determinado por el color, la humedad, la estructura y la cobertura vegetal (capítulo 2).

2. El almacenamiento de energía depende de la capacidad calorífica del suelo, que está determinada principalmente por el contenido de agua (capítulo 3).

3. La propagación de la energía depende de la conductividad térmica, que también está fuertemente influenciada por la humedad y la densidad del suelo (capítulo 4).

4. La dinámica temporal y espacial (gradientes, ondas, retraso) está determinada por la difusividad térmica: la relación entre conductividad térmica y capacidad calorífica (capítulo 5).

Así, la misma energía solar se transforma de manera diferente en el régimen térmico de diferentes suelos. Este conocimiento nos da la clave no solo para comprender la naturaleza, sino también para gestionar el estado térmico del suelo.

En el próximo capítulo dedicaremos especial atención al papel del agua, ya que, como hemos comprobado repetidamente, es el principal "director de orquesta" del régimen térmico.

1. Agua y albedo (entrada de energía)

Como ya hemos dicho, el agua modifica la capacidad reflectante de la superficie. El suelo húmedo siempre es más oscuro que el seco, por lo que su albedo disminuye (Huang et al., 2012; Mukha et al., 2003). Esto significa que el suelo húmedo absorbe más energía solar que el seco. Parecería que esto debería favorecer el calentamiento. Sin embargo, como veremos a continuación, otros efectos del agua compensan con creces este.

2. Agua y capacidad calorífica (almacenamiento de energía)

Este es quizás el efecto más conocido y significativo del agua. Como recordamos del capítulo 3, la capacidad calorífica volumétrica del agua es aproximadamente 4 veces mayor que la de las partículas minerales y miles de veces mayor que la del aire (Eash et al., 2016; Scheffer et al., 2018).

Esto significa que:

• El suelo húmedo requiere significativamente más energía para calentarse que el suelo seco. Por eso los suelos húmedos se calientan lentamente en primavera y se consideran "fríos".
• El suelo húmedo se enfría más lentamente. El calor almacenado durante el día se liberará a la atmósfera durante la noche durante más tiempo que desde el suelo seco. Esto crea un efecto de suavizado, reduciendo las fluctuaciones diarias y estacionales de temperatura (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Conclusión práctica: Si queremos que el suelo se caliente más rápido en primavera, debemos favorecer la eliminación del exceso de agua (drenaje, caballones). Si queremos proteger el suelo del sobrecalentamiento en verano, conservamos la humedad (acolchado).

3. Agua y conductividad térmica (transferencia de energía)

El agua también cambia drásticamente la conductividad térmica del suelo. En el suelo seco, el aire en los poros actúa como aislante térmico y el calor se transmite principalmente a través de los escasos contactos entre partículas. Cuando el suelo se humedece, el agua:

• Llena los poros, desplazando el aire con su conductividad térmica extremadamente baja.
• Crea puentes de agua entre las partículas sólidas, lo que genera nuevas vías continuas para la transferencia de calor (Foth, 1990; Marshall et al., 1996).

Como resultado, la conductividad térmica del suelo aumenta bruscamente con el aumento de la humedad, especialmente en la etapa inicial de humectación (Weil & Brady, 2017). Esto significa que el calor absorbido en la superficie se transfiere más rápida y eficazmente a las capas más profundas. El suelo húmedo no solo se calienta más lentamente, sino que también conduce este calor más rápidamente hacia el interior.

4. Agua y difusividad térmica (velocidad de propagación del calor)

La acción conjunta del agua sobre la capacidad calorífica y la conductividad térmica produce un efecto complejo y no lineal sobre la difusividad térmica (α = λ / C_v).

Con baja humedad, la adición de una pequeña cantidad de agua aumenta significativamente la conductividad térmica, mientras que afecta débilmente a la capacidad calorífica. Como resultado, la difusividad térmica aumenta — la onda térmica se propaga más rápido. Sin embargo, con un aumento adicional de la humedad, el crecimiento de la capacidad calorífica comienza a superar al de la conductividad térmica, y la difusividad térmica puede disminuir (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023).

Así, la dependencia de la difusividad térmica con la humedad tiene forma de campana, con un máximo en una humedad intermedia, que a menudo se aproxima a la capacidad de campo (Weil & Brady, 2017).

5. Agua y transiciones de fase (calor latente)

Este es quizás el efecto más potente y dramático del agua sobre el régimen térmico. El agua en el suelo puede existir en tres fases: líquida, sólida (hielo) y gaseosa (vapor de agua). La transición de una fase a otra va acompañada de la absorción o liberación de una enorme cantidad de energía: el calor latente (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

• Evaporación (líquido → gas). Para evaporar 1 gramo de agua se necesitan aproximadamente 2,5 kJ de energía. Esta energía se toma del suelo, lo que provoca su enfriamiento. Por eso el suelo húmedo, del que el agua se evapora activamente, siempre está más frío que el suelo seco, incluso con el mismo aporte de energía solar. Este efecto es especialmente importante en tiempo caluroso (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

• Condensación (gas → líquido). Cuando el vapor de agua se condensa en el suelo (por ejemplo, por la noche, cuando la superficie se enfría), se libera la misma cantidad de calor. Esto contribuye al calentamiento del suelo. La condensación es una fuente de calor importante pero a menudo subestimada en las capas superiores del suelo (Foth, 1990).

• Congelación (líquido → sólido). Cuando el agua se congela, se liberan alrededor de 0,33 kJ por 1 gramo (calor de cristalización). Esto retrasa la congelación del suelo, ya que el calor liberado se opone al enfriamiento adicional (Weil & Brady, 2017). Por eso los suelos húmedos se congelan más lentamente que los secos.

• Fusión (sólido → líquido). Este proceso requiere la absorción de la misma cantidad de calor. Por lo tanto, el deshielo primaveral del suelo es un proceso que consume mucha energía y que retrasa su calentamiento (Foth, 1990).

6. Agua y transporte de calor (convección)

Además de la conductividad térmica, el calor puede transportarse en el suelo junto con el agua en movimiento: es el transporte convectivo (Huang et al., 2012; White, 2006). El agua de lluvia que se infiltra, que puede estar más caliente o más fría que el suelo, transporta consigo energía térmica. Lo mismo ocurre con el movimiento de la humedad del suelo en los capilares. Aunque este mecanismo es menos importante para el régimen estacionario, puede ser muy relevante en períodos de precipitaciones activas o riego.

Resumen sobre el papel del agua

Así, el agua afecta al régimen térmico del suelo en todos los aspectos:

1. Aumenta la absorción de energía (disminuye el albedo).

2. Aumenta la capacidad calorífica (retrasa el calentamiento y el enfriamiento).

3. Aumenta la conductividad térmica (acelera la transferencia de calor hacia el interior).

4. Afecta de manera no lineal a la difusividad térmica, pasando por un máximo.

5. Modifica el balance térmico a través de transiciones de fase, provocando enfriamiento en la evaporación, calentamiento en la condensación, retraso en la congelación y retraso en el deshielo.

6. Genera transporte convectivo de calor con el agua en movimiento.

El agua es el factor que hace que el régimen térmico del suelo sea complejo, dinámico y, lo más importante, manejable. Al comprender estos mecanismos, podemos responder a la pregunta de por qué, con el mismo clima, los suelos tienen diferentes temperaturas, y podemos influir intencionadamente en este proceso.

Conexión con los capítulos anteriores y siguientes

Hemos examinado los fundamentos físicos del régimen térmico, desde la entrada de energía hasta su propagación, y hemos comprobado que el agua es el eslabón central. Ahora pasamos al siguiente aspecto importante: la influencia de la estructura del suelo. ¿Cómo afectan exactamente el estado agregado, la densidad aparente y la presencia de macro y microporos a las propiedades térmicas y a la distribución del agua en ellos? Ese es el tema del próximo capítulo.

¿Cómo afecta la estructura al régimen térmico?

La influencia de la estructura en el régimen térmico se manifiesta a través de varios mecanismos clave, que consideraremos en orden.

1. Densidad aparente y contactos entre partículas

La densidad aparente (o densidad seca) es, en esencia, un indicador de la compacidad de las partículas sólidas en una unidad de volumen de suelo. Este parámetro afecta directamente a la conductividad térmica (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

• Cuanto más denso es el suelo, más puntos de contacto hay entre las partículas minerales. El calor en la fase sólida se transmite precisamente a través de estos contactos (la llamada "conductividad térmica de contacto"). Cuantos más contactos, más eficiente es la transferencia de calor.
• Cuanto más denso es el suelo, menos poros grandes llenos de aire hay. El aire, como recordamos, es un excelente aislante térmico. La reducción de su volumen disminuye el efecto aislante y aumenta la conductividad térmica (Weil & Brady, 2017).

Así, el suelo compactado y bien agregado generalmente tiene una conductividad térmica más alta que el suelo suelto y sin estructura. Sin embargo, también hay que recordar la capacidad calorífica. La compactación aumenta la masa de material sólido por unidad de volumen, lo que aumenta ligeramente la capacidad calorífica, pero este efecto suele ser mucho más débil que el efecto sobre la conductividad térmica.

2. Espacio poroso: macro y microporos

La estructura del suelo crea una jerarquía de poros de diferentes tamaños. Esta división en macroporos (grandes, > 50–75 µm) y microporos (pequeños, < 30 µm) tiene una importancia enorme para el régimen térmico (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

• Los macroporos son grandes vacíos entre agregados, grietas, galerías de lombrices y raíces. Generalmente están llenos de aire, a menos que el suelo esté saturado. El aire en los macroporos actúa como aislante térmico, retardando la transferencia de calor entre agregados (Weil & Brady, 2017).
• Los microporos son poros pequeños dentro de los agregados y entre partículas finas. En ellos se retiene la mayor parte del agua capilar. Esta agua, al tener una alta conductividad térmica, crea puentes de agua continuos que conectan las partículas dentro del agregado y favorecen la transferencia eficiente de calor (Marshall et al., 1996).

La relación entre macro y microporos determina la intensidad con que se manifiesta el efecto del agua. En un suelo bien estructurado con muchos macroporos, el agua se acumulará principalmente en los microporos, sin bloquear completamente el aire aislante en los poros grandes. Esto puede llevar a un calentamiento más rápido de las capas superiores, ya que el calor se transmitirá dentro de los agregados a través del agua, pero el aislamiento entre agregados se mantendrá.

3. Papel de la agregación

Los agregados son unidades estructurales formadas por muchas partículas primarias unidas entre sí. La agregación crea una doble porosidad: dentro de los agregados (microporos) y entre ellos (macroporos). Esto conduce a una heterogeneidad de las propiedades térmicas incluso dentro de un mismo horizonte (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

• Dentro del agregado, los microporos suelen estar llenos de agua, lo que garantiza una alta conductividad térmica dentro del propio agregado.
• Entre los agregados, los macroporos están llenos de aire, creando capas aislantes.

Como resultado, la onda térmica se propaga de manera diferente a través de los agregados y a través de los espacios inter‑agregados. Esto da lugar a un patrón de temperatura más complejo y suavizado en comparación con el suelo homogéneo y sin estructura. Además, los agregados actúan como una especie de "amortiguadores": se calientan y enfrían lentamente, suavizando las fluctuaciones diarias bruscas de temperatura en la superficie (Weil & Brady, 2017).

4. Influencia de la estructura en el régimen hídrico y las transiciones de fase

La estructura no solo determina dónde se encuentra el agua, sino también cómo se mueve. Una estructura agregada bien desarrollada con macroporos asegura un drenaje rápido del exceso de humedad en primavera. Esto, a su vez, acelera el calentamiento del suelo, ya que reduce su capacidad calorífica y la evaporación (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). Por el contrario, un suelo sin estructura y compactado con predominio de microporos retendrá el agua por más tiempo, se calentará más lentamente y se enfriará más debido a la evaporación.

Además, la estructura afecta la profundidad y el carácter de la congelación. Los macroporos grandes llenos de aire son malos conductores del calor, por lo que el suelo con una buena macroestructura se congela más lentamente y hasta una profundidad menor que el suelo denso y sin estructura (Weil & Brady, 2017). La presencia de agregados también crea interfaces adicionales donde el vapor de agua puede condensarse, liberando calor y retrasando la congelación.

Resumen sobre la influencia de la estructura

La estructura del suelo no es solo un "esqueleto" sobre el que se construye el perfil del suelo. Es un elemento activo que determina cómo interactúan el agua y el calor en el suelo. La influencia de la estructura en el régimen térmico es multifacética:

1. Determina la densidad aparente y, en consecuencia, el número de contactos entre partículas, afectando a la conductividad térmica.

2. Crea una jerarquía de poros (macro y microporos), que determina dónde está el agua y dónde el aire, y por tanto genera una heterogeneidad de las propiedades térmicas.

3. Media el efecto del agua sobre el régimen térmico, determinando su distribución y su velocidad de drenaje.

4. Suaviza las fluctuaciones de temperatura, especialmente en los horizontes superiores, gracias a la presencia de agregados que actúan como amortiguadores térmicos.

Así, la estructura es la "interfaz" que conecta todos los factores considerados (albedo, capacidad calorífica, conductividad térmica, agua). Al modificar la estructura (por ejemplo, mediante laboreo, aplicación de fertilizantes orgánicos, creación de cobertura vegetal), podemos influir en el régimen térmico de forma indirecta, a través de la redistribución del agua y de los cambios en las propiedades físicas.

En el próximo capítulo final consideraremos cómo los factores de la superficie —el acolchado, la cobertura vegetal y la capa de nieve— afectan al régimen térmico, cerrando nuestra comprensión a un nivel práctico.

1. Acolchado orgánico (restos vegetales)

El acolchado orgánico es una capa de restos vegetales (paja, hojas, hierba, corteza, serrín) que se encuentra sobre la superficie del suelo. Es quizás el factor más poderoso y multifacético para gestionar el régimen térmico (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

La influencia del acolchado en el régimen térmico se manifiesta a través de varios mecanismos que pueden actuar en direcciones opuestas, pero que en conjunto dan un efecto característico.

Efectos del acolchado:

1. Cambio en el albedo. El acolchado vegetal seco generalmente tiene un albedo (reflectividad) más alto que el suelo húmedo y oscuro. Esto es especialmente notable para la paja clara. Esto hace que más energía solar se refleje de vuelta a la atmósfera, y la superficie del suelo bajo el acolchado recibe menos energía para calentarse (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

2. Aislamiento térmico. El propio acolchado, especialmente si está compuesto por partículas gruesas (paja, corteza), contiene mucho aire entre las fibras. El aire, como sabemos, es un excelente aislante térmico. Por lo tanto, la capa de acolchado retarda la transferencia de calor tanto desde el suelo hacia la atmósfera (por la noche) como desde la atmósfera hacia el suelo (durante el día). Esto suaviza las fluctuaciones diarias de temperatura (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3. Reducción de la evaporación. El acolchado bloquea físicamente el paso del vapor de agua que sale del suelo. Esto hace que la humedad del suelo bajo el acolchado se mantenga más alta que en una superficie abierta (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017). Y una mayor humedad, como recordamos, aumenta la capacidad calorífica y, por tanto, retrasa el calentamiento.

Efecto neto: En la mayoría de los casos, especialmente en climas fríos, el acolchado orgánico reduce la temperatura de la superficie del suelo durante el día, pero puede aumentarla por la noche, actuando como una "manta" que retiene el calor (Weil & Brady, 2017). En consecuencia, las fluctuaciones diarias de temperatura se vuelven menos bruscas. Esto convierte al acolchado en un medio ideal para protegerse del sobrecalentamiento en climas cálidos, pero puede retrasar el calentamiento del suelo en primavera en regiones frías (White, 2006).

2. Cobertura vegetal

La vegetación viva es un regulador del régimen térmico aún más complejo y eficaz que el acolchado muerto. Las plantas actúan en varias direcciones simultáneamente (Huang et al., 2012; Weil & Brady, 2017).

1. Sombreado. La acción más obvia. El follaje verde crea sombra que intercepta la mayor parte de la radiación solar directa, impidiendo que llegue a la superficie del suelo. Esto es especialmente eficaz bajo doseles forestales cerrados o cultivos densos. Como resultado, el suelo bajo vegetación es significativamente más frío que el suelo abierto (Eash et al., 2016).

2. Cambio en el albedo. El albedo de la vegetación (15–25%) suele ser mayor que el del suelo oscuro y húmedo, lo que también contribuye a reflejar parte de la energía (Huang et al., 2012).

3. Transpiración. Este es quizás el mecanismo de enfriamiento más potente. Las plantas evaporan agua activamente a través de las hojas (transpiración). En este proceso se consume una enorme cantidad de energía (calor latente), que se toma del entorno, incluido el suelo y la capa de aire cercana a la superficie. La transpiración enfría eficazmente tanto a la planta como al suelo que la sustenta (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

4. Resistencia aerodinámica. La cobertura vegetal crea una superficie rugosa que reduce la velocidad del viento cerca de la superficie del suelo. Esto disminuye el intercambio turbulento de calor y la evaporación desde la propia superficie del suelo, lo que también contribuye a conservar el calor durante la noche (Marshall et al., 1996).

Efecto neto: La cobertura vegetal es un poderoso factor de enfriamiento durante el día y un suavizador de las fluctuaciones diarias y estacionales. El suelo bajo bosque o pasto denso siempre es más fresco y tiene una temperatura más estable que el suelo abierto (Weil & Brady, 2017).

3. Capa de nieve

La nieve es un factor superficial único que cambia drásticamente el régimen térmico durante el período frío. Su influencia se debe a sus excepcionales propiedades aislantes (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

1. Albedo extremadamente alto. La nieve recién caída refleja hasta el 80–90% de la radiación solar. Esto significa que el suelo bajo la nieve prácticamente no recibe energía solar y no se calienta incluso en días soleados de invierno (Huang et al., 2012; Mukha et al., 2003).

2. Conductividad térmica excepcionalmente baja. La capa de nieve, especialmente si es suelta, está compuesta principalmente de aire atrapado entre los copos. La conductividad térmica de la nieve es muy baja. Esto significa que la capa de nieve actúa como un potente aislante térmico que impide la pérdida de calor del suelo hacia la atmósfera fría (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3. Suavizado de las fluctuaciones de temperatura. Gracias a sus propiedades aislantes, la capa de nieve protege al suelo de la congelación profunda. Bajo una gruesa capa de nieve, la temperatura del suelo puede mantenerse cerca de 0 °C incluso durante heladas severas. Esto es especialmente importante para los cultivos de invierno, que solo pueden sobrevivir al invierno bajo una capa de nieve fiable.

Efecto neto: La capa de nieve es la "manta de invierno" para el suelo. Evita la congelación profunda, suaviza las fluctuaciones invernales de temperatura y, lo que es más importante, contribuye a la acumulación de humedad en primavera cuando se derrite (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Relación entre los factores superficiales

Es importante comprender que estos tres tipos de condiciones superficiales (acolchado, vegetación, nieve) suelen actuar conjuntamente y pueden sustituirse a lo largo del año. Por ejemplo, en otoño, la hojarasca crea una capa de acolchado, en invierno la cubre la nieve, y en primavera, bajo esta capa, comienza la vida activa del suelo. En los paisajes agrícolas, el acolchado con restos vegetales en los campos (por ejemplo, en laboreo cero) desempeña simultáneamente funciones de protección contra la erosión, conservación de la humedad y regulación del régimen térmico (Weil & Brady, 2017).

Resumen sobre el papel de la superficie

Hemos completado nuestro viaje de lo general a lo particular. Hemos considerado todos los factores clave que determinan el régimen térmico del suelo. Ahora podemos dar una respuesta final y completa a la pregunta principal de la conferencia:

¿Por qué la temperatura del suelo no depende solo de la luz solar?

Porque en el camino de la energía solar hacia el suelo y dentro de él actúa un complejo sistema de intermediarios. La temperatura del suelo es el resultado de la influencia integrada de los siguientes factores:

1. Intensidad de la radiación solar (depende de la latitud, la época del año y del día, y la nubosidad).

2. Propiedades de la superficie (albedo, presencia de acolchado, cobertura vegetal o de nieve).

3. Régimen hídrico del suelo (la humedad determina la capacidad calorífica, la conductividad térmica y el gasto de energía en evaporación).

4. Estructura y densidad del suelo (determinan el espacio poroso, los contactos entre partículas y, en consecuencia, la conductividad térmica).

5. Propiedades del propio suelo (composición mineralógica, contenido de materia orgánica).

Todos estos factores están interrelacionados. Al modificar uno de ellos (por ejemplo, creando una capa de acolchado o regulando el régimen hídrico), influimos en todos los demás y, en última instancia, en el régimen térmico del suelo en su conjunto.

Comprender este sistema es la clave para una gestión competente del régimen térmico en la agricultura, la ecología y el diseño de paisajes.