LAS PROPIEDADES
QUÍMICAS DEL SUELO
PARTE 4
LAS PROPIEDADES QUÍMICAS DEL SUELO
PRINCIPIOS DE QUÍMICA Y COLOIDES DEL SUELO
v Conceptos básicos
v Soluciones
v El enlace químico
v Los coloides del suelo
EL INTERCAMBIO IÓNICO
v Factores que controlan el intercambio iónico
v Capacidad de intercambio catiónico (CIC)
v Capacidad de intercambio aniónico (CIA)
v Adsorción específica o selectiva
v La doble capa difusa
LA REACCIÓN DEL SUELO
v El pH
v Suelos ácidos
v Suelos básicos
299
assbender (1982)1 define la química de suelos como aquella parte de la ciencia del suelo
que estudia la composición, las propiedades y las reacciones químicas de los suelos.
Los esfuerzos mayores de aplicación de esta parte de la ciencia del suelo han estado dirigidos a tratar
de explicar y/o resolver problemas relacionados con la dinámica de los nutrientes vegetales y con la
fertilidad del suelo. Estos aspectos escapan al alcance de este texto, que está dedicado a explorar áreas
más básicas del conocimiento de los suelos, por lo cual no debe esperarse que aquí se resuelvan dichos
problemas.
1 FASSBENDER, H. W. 1982. Química de suelos con énfasis en suelos de América Latina. IICA. San José. Costa Rica.
398p.
F
PRINCIPIOS DE QUÍMICA Y COLOIDES DEL SUELO
CAPÍTULO 12
CONTENIDO
v Conceptos básicos
v Soluciones
§ Concentración de una solución
· Porcentaje (%)
· Molaridad
· Molalidad
· Normalidad
· Partes por millón o por billón
§ Solvatación
v El enlace químico
§ Enlace iónico
§ Enlace covalente
§ Enlace de van der Waals
v Los coloides del suelo
§ La carga permanente
§ La carga variable
§ Importancia de la carga de los coloides del suelo
OBJETIVOS
v Repasar algunos conceptos básicos de química
v Entender el comportamiento de los coloides en el suelo
303
e hará, en esta parte, el repaso de algunos conceptos fundamentales de la química aplicables
al estudio de las propiedades químicas del suelo.
1. CONCEPTOS BÁSICOS
De Keenan y Wood (1971) se extraen las siguientes definiciones:
q Átomo: Es la mínima parte de un elemento que conserva las propiedades de éste; el átomo está
compuesto de partículas subatómicas, de las cuales las más conocidas son los electrones:
Partículas cargadas negativamente; los protones: Partículas cargadas positivamente y los
neutrones: Partículas neutras.
q Ión: Son átomos o moléculas que pierden o ganan electrones por lo cual adquieren una
determinada carga; si ganan electrones, adquieren carga negativa y se denominan aniones (Cl-,
NO3
-); si pierden electrones, adquieren carga positiva y se llaman cationes (Na+, NH4
+).
Los principales cationes que se encuentran en el suelo, en orden ascendente de magnitud de su
carga, son: H+, K+, Na+, NH4
+, Ca2+, Mg2+, Mn2+, Cu2+, Zn2+, Al3+, Fe3+, Si4+. Los aniones más
frecuentes en el suelo, también en orden ascendente de la magnitud de su carga, son: OH-, NO3
-
, Cl-, HCO3
-, H2PO4
-, H2BO3
-, F-, SO4
2-, CO3
2-, HPO4
2-, MoO4
2-, SeO4
2-.
q Molécula: Es la mínima parte de una sustancia que está compuesta de un arreglo específico de
átomos.
q Sustancia iónica: Sustancia que está compuesta de un arreglo específico de iones (Restrepo,
2001).
q Número de oxidación : También llamado valencia, es una medida de la capacidad que tiene
un átomo para combinarse; su valor para un determinado átomo puede establecerse como el
número de hidrógenos con los cuales se puede combinar o como el número de hidrógenos que
fueron reemplazados en la molécula por otros átomos; por ejemplo, en el HCl, el Cl tiene un
número de oxidación de –1 puesto que está combinado con un solo hidrógeno.
q Mol: Es el equivalente de tener 6.02 x 1023 unidades: átomos, iones o moléculas, de una
sustancia; para expresarlas en unidades de masa, se hace igual al peso atómico, al peso fórmula
o al peso molecular, respectivamente, expresados en gramos.
q Peso atómico: Es el peso promedio de todos los isótopos que tiene un átomo; se encuentra
definido en la tabla periódica de los elementos químicos; se acepta que el peso de un átomo es
igual al de los iones que forma, ya que la masa de los electrones es despreciable.
q Peso fórmula: Es la suma de los pesos atómicos de los iones que componen una sustancia
iónica, expresado en gramos; si la sustancia es una molécula, el peso fórmula se llama peso
molecular (Restrepo, 2001).
q Equivalente: Es el peso atómico o iónico, en gramos, dividido por el número de oxidación del
átomo o del ión correspondiente; por ejemplo, el peso de un equivalente de Ca2+ es: 40 (peso
atómico) ¸ 2 (número de oxidación) = 20 g.
S
304
En la Tabla 12.1 se presentan los valores de algunas de las propiedades definidas anteriormente, para
los principales iones que se encuentran en el suelo.
TABLA 12.1. Algunas características químicas de los iones más frecuentes del suelo.
ION PESO (g)
SÍMBOLO NOMBRE
NÚMERO DE
OXIDACIÓN IÓNICO DE 1 EQUIVALENTE
H3O+, (H+) Hidronio 1 1.00 1.00
K+ Potasio 1 39.10 39.10
Na+ Sodio 1 22.99 22.99
NH4
+ Amonio 1 18.00 18.00
Ca2+ Calcio 2 40.08 20.04
Mg2+ Magnesio 2 24.31 12.16
Mn2+ Manganeso (II) 2 54.94 27.47
Cu2+ Cobre (II) o Cúprico 2 63.54 31.77
Zn2+ (Zinc) Cinc (II) 2 65.37 32.69
Fe2+ Hierro (II) o Ferroso 2 55.85 27.93
Al3+ Aluminio 3 26.98 8.99
Fe3+ Hierro (III) o Férrico 3 55.85 18.62
Si4+ Sílice 4 28.09 7.02
OH- Hidroxilo 1 16.99 16.99
NO3
- Nitrato 1 62.00 62.00
Cl- Cloruro 1 35.45 35.45
HCO3
- Bicarbonato 1 61.01 61.01
F- Fluoruro 1 19.00 19.00
SO4
2- Sulfato 2 96.06 48.03
CO3
2- Carbonato 2 60.01 30.01
BO3
3- Borato 3 58.81 19.60
PO4
3- Fosfato 3 94.97 31.66
2. SOLUCIONES
La química del suelo se desarrolla fundamentalmente obedeciendo a los principios de las soluciones.
Una solución es una mezcla homogénea de moléculas, átomos o iones de dos o más sustancias
diferentes; el hecho de que sea una mezcla homogénea implica que sus componentes no se separan en
fases y que, por lo tanto, no pueden identificarse a simple vista.
Las soluciones adquieren propiedades diferentes a las de los componentes individuales que las
formaron, aunque pueden conservar semejanzas con algunas de las propiedades del componente
principal de la solución.
Las soluciones más comunes son las binarias, es decir, formadas por dos componentes; en ellas se
presentan dos sustancias básicas: El soluto y el solvente; el soluto es la sustancia que se está disolviendo
y el solvente es la sustancia que disuelve el soluto, es decir, es el medio de dispersión de la solución.
305
2.1. CONCENTRACIÓN DE UNA SOLUCIÓN
Una de las características que hay que definir de una solución es su concentración, es decir, determinar
la cantidad de soluto que hay en una determinada cantidad de solvente; esta relación puede expresarse
en términos gravimétricos (en peso) o volumétricos y hay varias formas de hacerlo.
2.1.1. Porcentaje (%)
Expresado gravimétricamente (P/P), establece el peso que hay de soluto, con respecto al peso que se
requiere de solvente, para ajustar un peso de 100; en una solución acuosa de NaCl al 10%, por peso,
habrán 10 g de NaCl disueltos en 90 gramos de agua, por cada 100 g de solución.
Volumétricamente (V/V), es el método más empleado para hacer soluciones con sustancias líquidas,
ya que es más fácil medir sus volúmenes que sus pesos; en este caso, el porcentaje indica el volumen de
soluto que hay en 100 volúmenes de solución; por ejemplo, en una solución acuosa de isopropanol al
10% hay 10 mL de alcohol por cada 100 mL de solución.
También se pueden expresar los porcentajes combinando peso y volumen. Se expresa como (P/V) o
como (V/P); en el primer caso es el peso de soluto por 100 volúmenes de solución: por ejemplo, una
solución de NaCl al 10% (P/V) indica que hay 10 g de la sal en 100 mL de solución. La relación (V/P)
indica que hay un determinado volumen de soluto por 100 g de solución: una solución de ácido acético
al 10% (V/P) dice que hay 10 mL de ácido en 100 g de solución.
2.1.2. Molaridad (M)
Determina la concentración como el número de moles de soluto que hay en un litro de solución; en una
solución acuosa 1 M de NaCl hay 1 mol de NaCl por litro de solución, es decir, hay 58.44 g de sal en
un litro de solución; también puede decirse que en ese litro de solución se encuentran disueltos 6.02 x
1023 moléculas de NaCl o 6.02 x 1023 iones de Na+ y 6.02 x 1023 iones de Cl-.
2.1.3. Molalidad (m)
Determina la concentración como el número de moles de soluto que hay disueltas en un kilogramo de
solvente. En una solución acuosa 1 m de NaCl hay 1 mol (58.44 g) de NaCl disuelta en 1 kg de agua
que es el solvente.
2.1.4 Normalidad (N)
Indica los equivalentes de soluto que hay disueltos en un litro de solución; una solución acuosa 1 N de
NaCl tendrá 1 equivalente (58.44 g) de sal disuelto en 1 L de solución. Una solución acuosa 1 N de
CaCl2 tiene 1 equivalente (110.98 g ¸ 2 = 55.49 g) de cloruro por cada litro de solución.
306
2.1.5. Partes por millón (ppm) o por billón (ppb)
Estas unidades se utilizan para expresar bajas concentraciones; ellas implican que hay un determinado
número de partes de soluto por un millón (106) o por un billón (1012) de partes de solución; si en un
suelo hay 10 ppm de fósforo, quiere decir que hay 10 kg de fósforo en 106 kg de suelo. En soluciones
acuosas, ppm es equivalente a mg L-1 ; si se tiene una solución acuosa con 2 ppm de KCl, se tienen 2
mg de KCl disueltos en 1 L de solución.
2.2. SOLVATACIÓN
Éste es el fenómeno mediante el cual interactúan las moléculas del solvente con las del soluto en una
solución para formar unos arreglos cuyos componentes no están unidos muy firmemente; este
mecanismo de formación de soluciones es muy importante en compuestos que forman iones al
disociarse o en moléculas polares: moléculas con un extremo con carga + y el otro con carga -.
Cuando se está trabajando con soluciones acuosas, el fenómeno de solvatación se conoce como
hidratación, pudiéndose considerar un ión hidratado como una esfera rodeada por una capa de
moléculas de agua.
Según Fassbender (1982), la cantidad de moléculas de agua que atrae un ión al hidratarse depende del
tamaño de su carga (a mayor cantidad de cargas, mayor cantidad de hidratación) y, dentro de un grupo
de iones con igual cantidad de cargas, el radio iónico define la cantidad de moléculas de hidratación que
puede tener el ión, siendo mayor el número de moléculas en aquellos iones de menor tamaño, como
puede comprobarse con los datos de la Tabla 12.2.
TABLA 12.2. Tamaño de diferentes iones y cantidad de agua de hidratación que pueden retener.
ION
RADIO
(nm)*
MOLÉCULAS DE
AGUA POR ION**
ION
RADIO
(nm)*
MOLÉCULAS DE
AGUA POR ION**
Li+ 0.068 6 Mg2+ 0.066 9 a 13
Na+ 0.097 4 Ca2+ 0.099 8 a 10
K+ 0.133 2.5 Ba2+ 0.134 6 a 8
* Tomados de Bohn et al (1993). ** Tomados de Scheffer y Schachtschabel, citados por Fassbender (1982).
El proceso de hidratación de los iones convierte la solución del suelo en una fina película acuosa que
rodea las partículas sólidas del mismo, teniendo importantes efectos sobre los procesos de intercambio
ya que, como puntualiza Fassbender (1982), a mayor agua de hidratación, menor es la fuerza de
atracción que pueden ejercer los cambiadores (coloides) sobre los iones.
3. EL ENLACE QUÍMICO
307
Como se mencionó al principio de este capítulo, los átomos están compuestos de electrones, protones y
neutrones, principalmente; debido a la presencia de cargas eléctricas diferentes en aquellas partículas,
ellas se distribuyen ordenadamente en el átomo: En el centro (núcleo) se encuentran los protones y
neutrones y, girando alrededor de ese núcleo, los electrones.
Los electrones se distribuyen alrededor del núcleo ocupando regiones específicas que se conocen como
niveles de energía, los cuales son 7 como máximo; los niveles se subdividen en subniveles que se
identifican con las letras minúsculas s, p, d y f; cada subnivel está compuesto por un número variable de
orbitales, cuya cantidad máxima es 1, 3, 5 y 7 respectivamente; el número máximo de electrones que
pueden acomodarse en cada subnivel es 2, 6, 10 ó 14, respectivamente (Keenan y Wood, 1971).
Según Restrepo (2001), un orbital es la región del espacio donde hay una alta probabilidad de
encontrar un electrón; él tiene energía y forma características.
Los electrones van ocupando los subniveles de adentro hacia fuera, completando los cupos máximos
permisibles en cada uno de ellos y solamente los gases nobles: Helio (He), Neón (Ne), Argón (Ar),
Criptón (Kr), Xenón (Xe) y Radón (Rn) tienen su último subnivel lleno con el número máximo de
electrones permisible, característica que los hace prácticamente inertes desde el punto de vista de su
reactividad química.
Con los demás átomos, quedan subniveles externos que no alcanzan a completar el número de
electrones permisible, por lo cual tienen la posibilidad de reaccionar con otros átomos por medio de
estos electrones externos; esta interacción de electrones genera unas fuerzas de atracción conocidas
como enlaces químicos, que son las que mantienen unidos los átomos en los compuestos; los
electrones involucrados en el enlace se llaman electrones de valencia (Restrepo, 2001).
Cuando dos átomos se combinan se genera una interacción entre los electrones de sus orbitales
externos, lo cual conduce a la formación de un compuesto con mayor estabilidad química que la de sus
componentes individuales; para lograr esta estabilidad, los átomos pueden compartir o pueden transferir
los electrones externos, produciendo diferentes tipos de enlaces.
3.1. ENLACE IÓNICO
Es el enlace químico que se produce por transferencia de electrones de un ion a otro, es decir, que un
ion pierde electrones y el otro los gana, con lo cual se genera la sustancia iónica final; también se le llama
enlace electrovalente, ya que su formación obedece a la diferencia de carga eléctrica.
Según Keenan y Wood (1971), cuando un elemento metálico se combina con uno no metálico, los
átomos del metal pierden los electrones y los del no metal los ganan. En la formación de NaCl, desde el
punto de vista de los enlaces químicos, se puede escribir la siguiente reacción:
Na + Cl Û Na+ + Cl- Û NaCl
Átomo Átomo Ion de Ion Cloruro de sodio
308
de sodio de cloro sodio cloruro (con enlace
iónico)
Según Bohn et al (1993), la fuerza de estos enlaces es alta y carece de orientación, es decir, que se
ejerce uniformemente en todas las direcciones; además, este tipo de enlace predomina en una alta
cantidad de cristales inorgánicos. Según Besoain (1985) este tipo de enlace es frecuente en filosilicatos
que presentan carga negativa que se encuentra balanceada por cationes ubicados en la entrecapa, como
en las micas que tienen K+ o Ca2+ en dicho espacio.
Bohn et al (1993) establecen una variante de los enlaces iónicos cuando en este enlace participa el
hidrógeno con otros dos átomos de alta electronegatividad (capacidad de un átomo para atraer
electrones) como oxígeno, fluor o nitrógeno, por ejemplo. Este enlace, llamado enlace de hidrógeno,
es débil y participa en las estructuras cristalinas de los filosilicatos uniendo láminas de tetraedros con las
de octaedros ubicándose entre los planos de los oxígenos y de los OH- (Besoain, 1985).
3.2. ENLACE COVALENTE
Es el tipo de enlace que se forma entre átomos que comparten electrones; este enlace se produce,
según Bohn et al (1993), entre átomos iguales, como en el caso del F2, o entre átomos de
características eléctricas similares, como en FCl.
Bohn et al (1993) también apuntan que el enlace covalente es fuerte y que tiene orientación; además,
aquellas moléculas unidas por este tipo de enlace tienen poca tendencia a ionizarse, aunque es común en
radicales iónicos, como por ejemplo en el SO4
2-
3.3. ENLACE DE van der WAALS
Éste es un enlace más entre moléculas que entre átomos. Se presenta entre moléculas que están en
contacto pero que no están químicamente entrelazadas y es importante sólo cuando las moléculas están
muy cercanas unas de otras: distancia < 5Å (Besoain, 1985).
Según Bohn et al (1993) es un enlace débil que se origina por cargas residuales de las moléculas; es
frecuente entre moléculas orgánicas y es escaso entre los minerales del suelo, aunque puede presentarse
en algunos filosilicatos uniendo las láminas que los componen.
Bohn et al (1993) y Besoain (1985) coinciden en afirmar que en la naturaleza se presentan, aparte de
los enlaces definidos anteriormente, todas las posibles combinaciones entre ellos; además, la
combinación de enlaces es la manera como se definen las estructuras de los minerales.
4. LOS COLOIDES DEL SUELO
Una partícula coloidal es aquella que posee un tamaño menor de 0.001 mm de diámetro (1000 nm),
dimensiones responsables de la alta superficie específica que las caracteriza; poseen, además, carga
eléctrica que les confiere una alta reactividad química.
309
La superficie específica de un cuerpo es el área total que expone, es decir, es el área externa que posee
ese cuerpo por unidad de peso del mismo; así, la superficie específica de un cubo de 1 g de peso, será
la suma de las áreas de las seis caras externas que posee ese cubo: 6L2 (cm2 g-1), donde L es el lado del
cubo.
En el suelo, los coloides están representados por las partículas de tamaño arcilla y por los
compuestos húmicos. Son los responsables de la actividad química que se desarrolla en aquel, así
como de buena parte de su comportamiento físico.
Los coloides del suelo pueden poseer dos tipos de carga: Permanente o Variable, mediante la acción
de diferentes mecanismos y, según Yu (1997), los componentes del suelo que pueden aportar carga
superficial son los minerales silicatados laminares, los óxidos libres y el humus. Los silicatos aportan
principalmente carga permanente y negativa, excepto cuando son del tipo de arcillas 1:1; los óxidos de
Fe, Al y Mn aportan carga variable, tanto negativa como positiva y el humus aporta carga variable,
principalmente negativa.
4.1. LA CARGA PERMANENTE
La carga permanente es aquella carga que está presente siempre en el coloide, sin importar las
condiciones del medio en el cual se encuentre, debido a que dicha carga la adquiere durante su proceso
de formación.
El mecanismo que interviene en la producción de este tipo de carga es el de la sustitución isomórfica,
el cual consiste en reemplazar el catión central de las unidades estructurales básicas de los filosilicatos
(tetraedros y octaedros) por otros cationes de tamaño similar. La carga se genera cuando la sustitución
se hace por un ion que tiene menor carga que el que es reemplazado.
Según Bohn et al (1993), la sustitución isomórfica se presenta entre iones cuya diferencia de tamaño
entre los respectivos radios iónicos está entre 10 y 15%. Según Yu (1997), las sustituciones más
frecuentes son las de Si4+ por Al3+ en tetraedros y las de Al3+ por Mg2+, Fe2+ o por Fe3+, en los
octaedros.
Se observa, en el párrafo anterior, que en algunas sustituciones el catión sustituido tiene mayor carga
que el catión que lo reemplazó, generándose un remanente de carga en la unidad estructural que fue
sometida al proceso de sustitución, como se aclaró antes.
La carga permanente es el tipo de carga que predomina en los silicatos laminares 2:1 y 2:1:1, estando
prácticamente ausente en los 1:1 y en los demás coloides del suelo. El tipo de minerales que produce
carga permanente es dominante en los suelos de regiones templadas y, en estas regiones son escasos los
contenidos de óxidos y de humus por lo que los suelos son de carga permanente. Este tipo de carga es
característico de suelos de los órdenes Vertisol, Mollisol y de buena parte de los Alfisoles.
310
A continuación se ilustra con un ejemplo la producción de carga en un filosilicato mediante el mecanismo
de la sustitución isomórfica producida en media celda unitaria de pirofilita (filosilicato 2:1 dioctaédrico),
cuya fórmula para media celda unitaria es: Al2 Si4 O10 (OH)2. Si se realiza el balance de cargas del
mineral anterior, se tiene:
ION
CARGA UNITARIA DEL
ION
CARGA TOTAL POR ION CARGA TOTAL POR MEDIA CELDA
Al 2 3+ 6+
Si 4 4+ 16+ 22+ (carga por cationes)
O 10 2- 20-
(OH) 2 1- 2- 22- (carga por aniones)
TOTAL 0 (carga neta por media celda)
Se aprecia en el balance anterior que la pirofilita es un mineral que no presenta ningún tipo de carga; si
en este mineral se produce una sustitución isomórfica del 25 % del Al por Mg, se obtiene un nuevo
mineral que corresponde a la siguiente composición:
Al1.5 Mg0.5 Si4 O10 (OH)2
Realizando nuevamente el balance de cargas se obtiene lo siguiente:
ION
CARGA UNITARIA DEL
ION
CARGA TOTAL POR ION CARGA TOTAL POR MEDIA CELDA
Al 1.5 3+ 4.5+
Mg 0.5 2+ 1+
Si 4 4+ 16+ 21.5+ (carga por cationes)
O 10 2- 20-
(OH) 2 1- 2- 22- (carga por aniones)
TOTAL 0.5- (carga neta por media celda)
El balance anterior muestra como el hecho de sustituir 25 % del Al presente en los octaedros de media
celda de pirofilita produce un mineral con 0.5 cargas negativas en esa mitad de celda. De acuerdo con el
tamaño y ubicación de la carga acumulada, el mineral resultante corresponde a una montmorillonita,
filosilicato de tipo 2:1 del grupo de las esmectitas (ver Figura 1.9).
Aunque existe la posibilidad de que la sustitución isomórfica genere cualquier tipo de carga en los
coloides en los cuales se produce, lo más común es que produzca una carga neta negativa en ellos.
4.2. LA CARGA VARIABLE
Este tipo de carga corresponde a aquella que se desarrolla en el coloide cuando cambian las
condiciones ambientales del medio en el cual se encuentra.
La propiedad que más afecta los coloides del suelo, con respecto a su carga, es el pH por lo cual a esta
carga variable también se la conoce como carga dependiente del pH, pues son los cambios en él los
que la generan en mayor proporción.
311
En este tipo de carga hay también la posibilidad de generar cargas positivas o negativas, dependiendo
del valor de pH que haya en el medio (solución del suelo), con respecto a un determinado valor de pH
en el cual las partículas sólidas del suelo de carga superficial variable, no tienen carga neta; el valor del
pH que produce dicha condición de carga se llama punto de carga cero: PCC o, en literatura en inglés,
PZC (Juo y Adams, 1986; Zhang y Zhao, 1997).
La variación de la carga superficial de coloides de carga superficial variable se estudia mediante
titulaciones potenciométricas como una función del pH y de la concentración de electrolitos; al graficar
los resultados obtenidos con las titulaciones anteriores se obtienen curvas como las que se representan
en la Figura 12.1.
En la Figura 12.1, el valor de pH que corresponde al punto de intersección entre las dos curvas de pH –
Carga, se denomina Punto de cero efecto de sales (PCES) y, el pH que corresponde con la
intersección de las curvas con el eje de cero carga se llama Punto de carga neta cero (PCNC).
En los sistemas donde no hay coloides con carga permanente, no hay efecto de la concentración de los
electrolitos y la intersección de las dos curvas pH – carga se produce sobre el eje de carga cero, con lo
que se obtiene el PCC (Figura 12.1 b). Cuando en el sistema hay presencia de coloides con carga
permanente, positiva o negativa, el punto de intersección se desplaza por encima o por debajo de dicho
eje (Figuras 12.1a y 12.1c); en estos casos, Juo y Adams (1986) proponen llamar al PCES como PCC
“aparente”. Según Zhang y Zhao (1997), entre mayor sea la diferencia entre los valores de PCNC y
PCC, mayor cantidad de carga superficial permanente hay en el sistema.
Si el pH del medio se encuentra por encima del PCC, los coloides generarán cargas negativas
y, si el pH es menor que el PCC, entonces se producirán cargas positivas en los coloides.
La carga variable es la que predomina en los minerales silicatados de tipo 1:1, en los sesquióxidos de Fe
y de Al, en los aluminosilicatos no cristalinos y en los coloides orgánicos. Por lo anterior, es dominante,
en general, en los órdenes Oxisol, Ultisol, Andisol y Espodosol; en Colombia también es frecuente en
los Inceptisoles.
312
FIGURA 12.1. Representación de diferentes puntos de carga cero en el suelo (C: Concentración del electrolito)
(Adaptada de Sposito, citado por Juo y Adams, 1986).
Según Zhang y Zhao (1997), la carga variable puede producirse mediante los siguientes mecanismos:
q En el humus, los grupos carboxilo e hidroxilo representan alrededor de 50% y 30% de los
grupos funcionales totales, respectivamente y la carga que produce el humus es
predominantemente variable y negativa, debida a la disociación de dichos grupos. Cuando el
suelo presenta pH alto se puede presentar un aporte adicional de carga negativa por disociación
de grupos amino.
q Las superficies de óxidos y de óxidos hidratados de Fe, Al y Si, poseen grupos hidroxilo unidos
directamente al Fe, al Al o al Si, formando los grupos ferrol (Fe – OH), aluminol (Al – OH) y
silanol (Si – OH), respectivamente, o pueden estar unidos a moléculas de agua mediante
enlaces de hidrógeno. La carga superficial en dichos óxidos e hidróxidos se genera por
disociación y pérdida del H+ de los grupos hidroxilo: carga negativa, o por combinación de los
grupos hidroxilo con iones H+ de la solución del suelo: carga positiva.
q El alofano puede generar carga superficial negativa a altos valores de pH, por disociación de
iones H+ de los grupos silanol, así como carga superficial positiva, a bajo pH, por protonación
de grupos aluminol. La ferrihidrita puede producir carga positiva por protonación de los grupos
ferrol a pH bajo (Wada, citado por Nanzyo et al, 1993).
q En silicatos laminares tipo 1:1 (arcillas LAC, Capítulo 1), en los bordes y en las superficies
externas de las láminas se puede generar carga variable, positiva o negativa. Bajo condiciones
de pH < PCC, los grupos aluminol se protonan generándose una carga positiva por cada grupo.
Bajo condiciones de pH > PCC, los dos OH unidos al Si se disocian produciendo dos cargas
313
negativas. En la Figura 12.2, se representan los mecanismos de producción de carga variable
descritos anteriormente.
De todos los coloides que generan carga predominantemente variable, los coloides orgánicos son los
que producen una mayor cantidad de carga, la cual es netamente negativa; con respecto a los coloides
minerales, los aluminosilicatos no cristalinos son los coloides de mayor producción de carga variable, la
cual es también netamente negativa; los sesquióxidos de Fe y de Al son los que menos carga variable
negativa desarrollan, sobre todo si son cristalinos, pero son los que más carga positiva aportan al suelo,
aunque con amplias variaciones en la cantidad debidas a la composición y al grado de cristalinidad que
tengan.
Zhang y Zhao (1997) y Juo y Adams (1986) reportan los valores de PCC para algunos coloides
inorgánicos comunes del suelo, los cuales se presentan en la Tabla 12.3. Obsérvese como en los
sesquióxidos de Fe y de Al es relativamente fácil producir carga positiva, puesto que su PCC tiene
valores que se encuentran muy por encima de los valores de pH que se presentan en los suelos donde
ellos son comunes. Caso contrario ocurre con las esmectitas, pues el valor de PCC que tienen
prácticamente no se obtiene en suelos minerales y, menos aun, en los que ellas se presentan en altas
cantidades.
Los suelos con carga predominantemente variable son característicos de las regiones tropicales y de
algunas subtropicales. En éstos predominan las canditas entre los filosilicatos y se presentan altas
cantidades de óxidos de Fe y de Al, así como de humus, que aportan altas cantidades de carga
variable.
Si – O - 1 Si – OH Si – OH
|| || ||
O - ½ OH + ½ OH + ½
|| || ||
Al Al Al
|| || ||
OH - ½ OH - ½ OHLH + ½
_____________ _____________ ______________
- 2 0 + 1
pH > PCC
¬+ 2OH --
pH = PCC
+ H+®
pH < PCC
a. Generación de carga variable de borde, en sistemas de silicatos laminares tipo 1:1 (Adaptado de Zhang y Zhao,
1997).
º Si – O- - 1 º Si – OH 0 º Si – OHLH+ +1
314
Al – O- - 1 Al – OH 0 Al – OHLH+ +1
Fe – O- - 1 Fe – OH 0 Fe – OHLH+ +1
pH > PCC
¬+ OH--
pH = PCC
+ H+ ®
pH < PCC
b. Generación de carga variable en sesquióxidos (Adaptado de Zhang y Zhao, 1997).
R – COO- - 1 R – COOH 0 Generalmente no produce carga +
R – O- - 1 R – OH 0 Generalmente no produce carga +
R – NH- - 1 R – NH2 0 R – NH2LH+ + 1
pH > PCC
¬+ OH--
pH = PCC
+ H+ ®
pH < PCC
c. Generación de carga variable en compuestos húmicos. R representa el resto de la molécula orgánica.
FIGURA 12.2. Representación esquemática de los mecanismos de producción de carga variable en los coloides del
suelo.
4.3. IMPORTANCIA DE LA CARGA DE LOS COLOIDES DEL SUELO
En primer lugar, la presencia de cargas electrostáticas en la superficie de las partículas coloidales del
suelo hace que éstas traten de neutralizarse atrayendo iones con carga contraria a la suya de la solución
del suelo; con este mecanismo se evita que dichos iones sean lavados del suelo y, en el caso de que
sean nutrientes para la planta, se le garantiza a ésta un buen abastecimiento nutricional.
Zhang y Zhao (1997) apuntan que las características de la carga superficial de los suelos afectan
procesos del mismo como migración de iones, dispersión, floculación, hinchamiento y contracción.
TABLA 12.3. Punto de carga cero de algunos coloides inorgánicos comunes en el suelo, según varios autores
citados por Zhang y Zhao (1997) y por Juo y Adams (1986).
COLOIDE PCC
Gibsita 9.5
Goetita 8.1
Hematita 7.5
Ferrihidrita 6.9
Alofano 6.5
Caolinita 4.6
TiO2 4.5
MnO2 4
Esmectita 2.5
SiO2 2
315
Tratando específicamente de los suelos de carga variable, Yu (1997) sostiene que estos suelos tienen la
capacidad de retener aniones como nitratos y sulfatos, protegiéndolos contra la lixiviación, cosa que no
es posible en los suelos de carga permanente.
Al observar los valores de PCC de los óxidos y de los aluminosilicatos no cristalinos en la Tabla 12.3 se
puede apreciar que estos coloides generan principalmente carga positiva en las condiciones comunes de
pH de la mayoría de los suelos; este comportamiento se encuentra relacionado con la fijación de
algunos aniones como fosfatos, en los suelos en que son predominantes dichos coloides. Nótese
también lo difícil que es producir carga positiva en un suelo dominado por arcillas 2:1.
Finalmente, las cargas electrostáticas superficiales presentes en los coloides del suelo no siempre son
neutralizadas con iones benéficos para las plantas y/o los otros organismos que viven en o del suelo.
Algunas veces son retenidos, por efecto de esas cargas, iones que pueden llegar a ser tóxicos para
aquellos organismos como Cu, Pb, Ni, Cd, Co y V, hecho confirmado en suelos de la Sabana de
Bogotá por Matamoros et al (1999), o como Se y Mo observados por García et al (1999) en suelos
del municipio de Puerto Salgar, Cundinamarca.
RECORDAR
Ø Un anión es un ion que tiene carga negativa y un catión es un ion que tiene carga positiva.
Ø Las formas más frecuentes de expresar la concentración de las soluciones, en la ciencia
del suelo, son: normalidad, ppm, molaridad y porcentaje.
Ø En los componentes del suelo se presentan enlaces iónicos, covalentes, de hidrógeno y de
van der Waals.
Ø Los coloides del suelo corresponden a las partículas de tamaño arcilla y pueden ser de
composición orgánica (humus) o inorgánica (minerales de arcilla y sesquióxidos de varios
metales).
Ø Las propiedades más importantes de los coloides son: poseer alta superficie específica y
tener carga superficial.
Ø La carga de los coloides del suelo puede ser permanente o variable.
Ø La carga permanente es principalmente negativa y es característica de filosilicatos tipo 2:1
y 2:1:1; es el tipo de carga dominante en Vertisoles, Mollisoles y muchos Alfisoles.
Ø La carga variable depende del pH del medio, puede ser negativa o positiva, es
característica de filosilicatos tipo 1:1, de sesquióxidos, de aluminosilicatos no cristalinos y
del humus y es el tipo de carga dominante en Oxisoles, Ultisoles, Andisoles, Espodosoles y
muchos Inceptisoles.
BIBLIOGRAFÍA
316
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(IICA). San José. Costa Rica. 1205 p.
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University Press Inc. New York. pp: 17-63.
AUTOEVALUACIÓN
1. Enumere 5 aniones y 5 cationes del suelo.
2. ¿Cuál es la diferencia entre elemento y molécula?.
3. ¿Qué es una solución?. ¿Cuál es su principal característica y qué implica ella?.
4. Definir molaridad, normalidad y partes por millón.
5. ¿Cuándo una solución normal y una molar, de los mismos solutos y solventes, tienen iguales cantidades
de soluto en un determinado volumen de solución?.
6. ¿De qué depende la cantidad de moléculas de hidratación que pueda tener un ión?.
7. Definir los tres tipos generales de enlace químico descritos.
8. ¿Qué es un coloide y cuáles son sus propiedades más importantes?.
9. ¿Qué es la sustitución isomórfica y cuál es su importancia en los coloides del suelo?.
10. ¿Qué es el punto de carga cero?.
11. ¿Cómo se relaciona el pH del medio con la formación de carga positiva en los coloides del suelo?.
12. ¿Cuáles coloides del suelo presentan carga permanente y cuáles carga variable?.
13. ¿Qué mecanismos producen carga variable en los coloides del suelo?.
14. ¿Cuál grupo de coloides del suelo es el que produce mayor cantidad de carga variable?.
15. Diga tres órdenes de suelos donde sea importante la carga variable y dos donde lo sea la carga
permanente.
317
EVALUACIÓN
1. ¿Cuál es el peso molecular del ácido sulfúrico?. (R: 98 g).
2. Una solución acuosa contiene 4 g de H2SO4 en 200 mL. ¿Cuál es la molaridad y la normalidad de
dicha solución? (R: 0.2 M, 0.41 N).
3. ¿Cuál es la molaridad de una solución 0.15 N de H3PO4 y la de una solución 0.15 N de H2PO4
-?. (R:
0.05 M, 0.075 M, respectivamente).
4. ¿Cuántos mL de etanol comercial se deben utilizar para preparar 500 mL de una solución de etanol 5
M?. (R: 145.5696 mL).
5. De una solución 10 M de etanol, ¿cuántos mL se deben tomar para preparar 300 mL de una nueva
solución de etanol 6 M?. (R: 180 mL).
6. ¿Cuántos gramos de urea se deben pesar para preparar 600 L de una solución al 4 % de N?. (R:
51428.6 g).
7. En los primeros 20 cm de un Andisol (Da = 0.8 Mg m-3), ¿cuántos kg ha-1 hay de P si el análisis de
laboratorio reporta un contenido de 16 ppm de P2O5?. (R: 11.1714 kg).
8. Un Andisol (Da = 0.8 Mg m-3) se caracteriza por una muy alta capacidad de fijar el fósforo, a tal
punto que para un cultivo retirar 10 a 15 kg de este nutrimento, se requieren fertilizaciones hasta de
400 kg ha-1 ó más. ¿En cuánto cambia la cantidad de P disponible en el suelo, en los primeros 20 cm,
cuando se aplican 400 kg de ácido fosfórico (H3PO4), si el poder de fijación de fósforo del mismo es
del 95 %?. (R: Se incrementa en 3.9514 ppm).
9. Calcular el incremento en superficie específica que se produce al fraccionar una partícula de arena, de
forma cúbica, con 2 mm de lado, hasta llevarla a partículas de tamaño arcilla, también cúbicas, con 2
μm de lado. (R: 23 976 mm2). Realizar el mismo cálculo pero tomando las partículas esféricas, con
diámetro de 2 mm y 2 μm para la arena y la arcilla, respectivamente. (R: 12 553.4336 mm2).
EL INTERCAMBIO IÓNICO
CAPÍTULO 13
CONTENIDO
v Factores que controlan el intercambio iónico
§ Las propiedades del cambiador
§ Las propiedades del ión
v Capacidad de intercambio catiónico (CIC)
§ Determinación de la CIC del suelo
· Determinación de la CIC a pH 8.2
· Determinación de la CIC a pH 7
· Determinación de la CIC al pH del suelo
· Determinación de la CIC por colorimetría
§ Aplicaciones de la CIC del suelo
· En la caracterización general de la carga del suelo
· En la fertilidad de suelos
· En la clasificación de suelos
v Capacidad de intercambio aniónico (CIA)
v Adsorción específica o selectiva
v La doble capa difusa
OBJETIVOS
v Conocer el fenómeno del intercambio iónico en los suelos
v Conocer los métodos más utilizados para evaluar la CIC del suelo
v Aprender a manipular información relacionada con la CIC del suelo y con sus
aplicaciones
319
l intercambio iónico es un proceso reversible, estequiométrico y rápido mediante el cual
la fase sólida retira y retiene algunos iones de la solución del suelo, al tiempo que le entrega
cantidades equivalentes de otros, para establecer un nuevo equilibrio entre las 2 fases.
Los procesos de intercambio mencionados se dan tanto con cationes como con aniones y la retención
se lleva a cabo debido a la presencia de cargas electrostáticas en los coloides del suelo y en los iones
presentes en la solución del mismo, los cuales se atraen hacia los sitios de carga contraria para
neutralizarse. Este tipo de atracción electrostática se llama adsorción.
1. FACTORES QUE CONTROLAN EL INTERCAMBIO IÓNICO
La cantidad de iones que pueden adsorber los coloides del suelo depende de la cantidad de carga
superficial que ellos tengan y la fuerza con que son retenidos depende de la densidad de carga del
coloide (Zhang y Zhao, 1997). Recuérdese, además, del capítulo anterior cómo el pH controla la carga
superficial generada por los coloides del suelo. Los procesos de intercambio iónico se ven afectados,
tanto por las propiedades del cambiador, como por las del ion.
1.1. LAS PROPIEDADES DEL CAMBIADOR
El cambiador en el suelo corresponde a las partículas sólidas del mismo que tienen la posibilidad de
intervenir en los procesos de intercambio, es decir, a los coloides minerales y orgánicos de aquel.
Las propiedades de los coloides que afectan el intercambio iónico en el suelo son, según Zhang y Zhao
(1997):
q Cantidad y Tipo de aquellos presentes en el suelo, es decir, la cantidad (concepto textural) y
tipo de arcilla (concepto mineralógico) y la cantidad y tipo de materia orgánica activa del mismo.
Lo relacionado con estos tópicos se ampliará en numerales posteriores.
q Superficie específica que presenten los coloides.
q Densidad de carga de los coloides.
La superficie específica, como se vio en el Capítulo 12, es función directa del tamaño de las partículas,
lo que supone que los coloides deben presentar un alto valor en esta propiedad; el efecto que tiene el
tamaño de las diferentes partículas del suelo en sus propiedades fue analizado en el Capítulo 7: la
textura del suelo.
La densidad de carga, o sea la cantidad de carga que tiene una partícula por unidad de superficie que
posea (Fassbender, 1982; Zhang y Zhao, 1997), se determina con la siguiente relación:
Superficie específica
Cantidad de carga
Densidad de carga = [13.1]
E
320
Las unidades en las cuales se expresa la densidad de carga son: cmol m-2 o meq m-2. En la Tabla 13.1
se presentan los valores de cantidad de carga y de superficie específica que presentan algunos
componentes coloidales comunes en el suelo, tomados de Fassbender (1982), de Bohn et al (1993) y
de Zhang y Zhao (1997).
TABLA 13.1. Valores de cantidad de carga, superficie específica y densidad de carga (la más frecuente) de algunos
coloides del suelo. (Tomados de Fassbender, 1982; Bohn et al, 1993 y Zhang y Zhao, 1997).
COLOIDE
CANTIDAD DE CARGA*
[cmol kg-1]
SUPERFICIE ESPECÍFICA
(m2 g-1)
DENSIDAD DE CARGA
(cmol m-2)x10-7
Caolinita 9 7 a 30 1.286 a 0.3
Montmorillonita 100 766 a 810 0.131 a 0.124
Vermiculita 125 ~ 750 0.167
Illita 30 67 a 100 0.448 a 0.3
Clorita 30 ~ 100 0.3
Alofano 80 260 a 450 0.308 a 0.178
* Puede tomarse como promedia y en los coloides mencionados la carga es negativa.
Zhang y Zhao (1997) diferencian dos tipos de superficies en las que se pueden ubicar las cargas de los
coloides: una interna, que corresponde a la superficie de las caras de las láminas de los paquetes
cristalinos de minerales de arcilla expansibles y otra externa, que corresponde a las superficies de los
otros sólidos del suelo. La cantidad de superficie interna puede ser tan grande como 700 m2 g-1 de
material, en la montmorillonita o 400 m2 g-1 en la halloysita hidratada. La superficie activa de los
filosilicatos de tipo 1:1, de la illita y del alofano es toda externa.
1.2. LAS PROPIEDADES DEL IÓN
Ji y Li (1997) destacan que la fuerza de atracción entre una superficie cargada y un ión es directamente
proporcional a la carga del ión e inversamente proporcional a la distancia al cuadrado que hay entre la
superficie adsorbente y el centro del ión. Además, llaman la atención acerca del hecho de que los iones
en el suelo se encuentran hidratados y que, por lo tanto, la cantidad de moléculas de agua que rodea el
ión puede alterar el comportamiento de la fuerza de adsorción que ejerce la superficie cargada sobre el
ión.
La energía de hidratación en un ión es directamente proporcional al cuadrado de la carga del ión e
inversamente proporcional a su tamaño (Ji y Li, 1997). De lo expuesto anteriormente se puede decir
entonces que las propiedades de los iones que más intervienen en los procesos de intercambio son:
q La carga del ión: Aquellos iones con carga mayor son retenidos con mayor firmeza por los
cambiadores del suelo, cuando tienen igual tamaño.
q El tamaño del radio hidratado del ión: Al aumentar la cantidad de moléculas de agua que rodean
el ión disminuye la fuerza de la retención que ejerce sobre él el coloide.
q El tamaño del radio cristalográfico del ión: Hay una relación inversa entre este tamaño y el
tamaño del ión hidratado por lo cual, a mayor tamaño del ión deshidratado, mayor es la fuerza
con la cual es retenido el ión, puesto que hay menor cantidad de moléculas de agua interpuestas
321
entre el cambiador y el ión; el radio cristalográfico de algunos iones comunes en el suelo se
presenta en la Tabla 13.2.
q Adicionalmente, la concentración del ión: Debido a la ley de acción de masas, aquel ión que se
encuentre en mayor cantidad, será el que se retendrá preferencialmente en el suelo, en ausencia
de adsorción selectiva.
TABLA 13.2. Radio cristalográfico y radio hidratado de algunos iones comunes en el suelo (Tomados de Bohn et al,
1993 y de Ji y Li, 1997).
IÓN RADIO CRISTALOGRÁFICO (nm) RADIO HIDRATADO (nm)
Na+ 0.097 0.358
K+ 0.133 0.331
NH4
+ 0.143 -
Mg2+ 0.072 0.428
Fe2+ 0.076 -
Ca2+ 0.099 0.412
Al3+ 0.054 0.475
Fe3+ 0.064 -
Si4+ 0.042 -
O2- 0.132 -
F- 0.136 0.352
Cl- 0.181 0.332
NO3
- 0.264 0.335
SO4
2- 0.290 0.379
2. CAPACIDAD DE INTERCAMBIO CATIÓNICO (CIC)
Es la medida de la capacidad que posee un suelo de adsorber cationes y es equivalente a la carga
negativa del suelo. Esta propiedad es la que define la cantidad de sitios disponibles para almacenar los
cationes en el suelo. Los cationes que son sometidos a esta retención quedan protegidos contra los
procesos que tratan de evacuarlos del suelo, como la lixiviación, evitando así que se pierdan nutrientes
para las plantas. Además, como la retención se hace superficialmente obedeciendo a deferencias de
carga electrostática, los cationes adsorbidos pueden ser intercambiados por otros de la solución del
suelo, convirtiéndose en cationes intercambiables, necesarios en los procesos de nutrición de la
planta.
Los cationes más importantes en los procesos de intercambio catiónico, por las cantidades de ellos que
participan en dichos procesos, son Ca2+, Mg2+, K+ y Na+ (las bases del suelo) y NH4
+; en suelos
ácidos, a partir de ciertos valores de pH, como se verá más adelante, el Al3+ juega un papel muy
importante en el complejo de intercambio catiónico del suelo constituyendo, junto con el H+, la acidez
intercambiable del mismo.
La CIC del suelo se expresa en cmol (+) kg-1 de suelo o en meq (100 g de suelo)-1 (ambas unidades
son numéricamente iguales) y depende de la cantidad y tipo de coloides que tiene:
CIC del suelo = CIC de la arcilla + CIC de la materia orgánica
322
Como puede verse en la Tabla 13.3, la CIC de los diferentes coloides del suelo es muy variable. El
efecto mencionado se observa al comparar las Figuras 13.1 y 13.2, las cuales representan la cantidad y
tipos de CIC evaluadas en dos suelos: un Mollisol (Fluventic Haplustoll) y un Andisol (Typic
Placudand), respectivamente; el Mollisol es de clima cálido seco (Santafé de Antioquia), con alto
contenido de esmectitas y bajo contenido de materia orgánica, en tanto que el Andisol es de clima frío
húmedo (Alto de Minas, Antioquia), con abundante alofano y alto contenido de materia orgánica.
El valor que toma la CIC de un suelo también está fuertemente afectado por el valor del pH al cual se
hace la determinación, aumentando el valor de aquella al aumentar el pH, como puede verse en la Figura
13.3 y en la Tabla 13.4; Uehara y Keng (1974) encontraron que cuando el contenido de arcilla y de
sesquióxidos de Fe y Al aumenta en el suelo, hay un mayor aumento de la CIC del mismo por unidad de
cambio que se de en el pH por encima del PCC.
TABLA 13.3. Valores de CIC de diferentes coloides comunes en suelos (Datos tomados de Sánchez, 1981;
Fassbender, 1982; Galiano, 1991 y Bohn et al 1993).
CIC [ cmol (+) kg-1 de material ]
COLOIDE
RANGO DE VALORES VALOR PROMEDIO
Vermiculita 100 - 150 125
Montmorillonita 80 - 120 100
Ilita 20 - 40 30
Clorita 10 - 50 30
Caolinita 3 - 15 9
Haloisita 5 - 10 7.5
Sesquióxidos de Fe y Al amorfos 3 - 10 6.5
Alofano 10 - 150 80
Coloide orgánico 100 - 300 200
8,04
13,23
15
0
5
10
15
20
25
30
Ap A Ab
HORIZONTE
cmol (+) kg -1 de suelo 0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
(%)
CIC 7 CICE CICV CICV (%)
323
FIGURA 13.1. Caracterización de la capacidad de intercambio catiónico de un Fluventic Haplustoll de clima cálido
seco en el departamento de Antioquia (Resultados de Jaramillo, D. F. 1998, sin publicar).
FIGURA 13.2. Caracterización de la capacidad de intercambio catiónico de un Typic Placudand de clima frío húmedo
del departamento de Antioquia (Resultados de Jaramillo, D. F. 1998, sin publicar).
FIGURA 13.3. Valores de CIC de los horizontes Bw (28% de Ar y 0.8% de materia orgánica) y C (17% de Ar y 0.2% de
materia orgánica) de un Typic Eutropepts isotérmico derivado de anfibolita, determinados con
NH4OAc 1N, a diferentes valores de pH (promedios de 3 determinaciones) (Resultados de Jaramillo,
D. F. 1990, sin publicar).
0
10
20
30
40
4 5 6 7
pH
CIC [cmol (+) kg-1 de suelo]
HORIZONTE Bw HORIZONTE C
94,91 99,34 98,95
0
10
20
30
40
50
60
Ap AB Bw
HORIZONTES
cmol (+) kg -1 de suelo
0
20
40
60
80
100
(%)
CIC 7 CICE CICV CICV (%)
324
Al observar las gráficas de las Figuras 13.1 y 13.2 se puede apreciar la gran diferencia que hay entre las
cargas variables que presentan los suelos analizados; mientras que en el Mollisol la carga variable
representa, en el peor de los casos, un 15% de la CIC 7 del suelo, en el Andisol ese porcentaje es
mayor al 95% en todos los horizontes.
En la Tabla 13.4 puede verse el efecto simultáneo que tienen el tipo y contenido de coloides y el cambio
de pH en el comportamiento de la CIC del suelo. Como se demostró antes, la CIC del suelo es
afectada fuertemente por el pH al cual se hace la determinación, razón por la cual se han estandarizado
varios métodos para evaluar esta propiedad.
TABLA 13.4. Relación entre la CIC y el pH en un Typic Hapludults arcilloso fino, mezclado, isohipertérmico de la
Amazonia colombiana (Resultados inéditos suministrados por el doctor Leonidas Mejía, quien fue uno
de los que describieron el perfil del suelo en 1972).
PROFUN- CONTENIDO (%) DE : CIC [cmol (+) kg-1 de suelo] AL pH:
DIDAD
(cm)
pH EN
AGUA 1:1
V:V Arcilla
Materia
orgánica
CONTENIDO Y
TIPO DE
ARCILLA* Del suelo** 7.0 8.2
0 - 13 4.4 23.5 2.43 K3M1V1 6.5 9.2 12.7
13 - 52 4.6 23.6 0.50 K4M1V1 5.0 6.2 8.0
52 - 105 4.7 40.9 0.22 K3M1V1 9.7 11.5 13.2
105 - 142 4.8 46.3 0.17 K3M1V1 13.3 16.0 17.2
142 - 200 5.0 38.6 0.12 K3M2V1 16.9 19.5 20.4
* K: Caolinita 1: < 10 % ** Equivale a la CICE.
M: Montmorillonita 2: 10 - 25 %
V: Vermiculita 3: 25 - 50 %
4: > 50 %
2.1. DETERMINACIÓN DE LA CIC DEL SUELO
Como se mencionó anteriormente, hay una fuerte dependencia de la CIC del pH del suelo y, por lo
tanto, en el ámbito del laboratorio, del pH de la solución con la cual se hace la saturación inicial del
suelo. Para obviar este problema se han estandarizado varios métodos para determinar la CIC del
suelo, tratando de tener alternativas para la amplia variedad de suelos que se pueden encontrar.
Fundamentalmente se han establecido tres condiciones para hacer la determinación de la CIC del suelo,
dependiendo de su pH:
q A pH 8.2, útil para suelos alcalinos.
q A pH 7, para suelos que presentan una reacción entre ligeramente ácida y ligeramente alcalina,
muy adecuada para suelos con carga permanente.
q Al pH del suelo para aquellos suelos que son ácidos y cuya carga es predominantemente
variable.
En la determinación de la CIC del suelo, con cualesquiera de los métodos disponibles, se siguen
fundamentalmente tres etapas en todos los métodos (García, 1989):
q Etapa de saturación del suelo con soluciones salinas de un determinado catión.
q Etapa de lavado del exceso de la solución saturadora.
325
q Etapa de determinación del catión indicador extraído del suelo.
2.1.1. Determinación de la CIC a pH 8.2
Con esta determinación se evalúa la CIC total del suelo (Sánchez, 1981). Hay varias alternativas
analíticas para llevar a cabo esta evaluación, entre las que pueden destacarse el método del acetato de
sodio (García, 1989; Motta et al, 1990), el método de Polemio y Rhoades (García, 1989) y el método
por suma de cationes (Soil Survey Laboratory, SSL, 1996).
De los métodos enunciados en el párrafo anterior, a continuación se detalla el método de la suma de
cationes, el cual consiste en sumar la cantidad de bases extraídas del suelo mediante lavado con acetato
de amonio (NH4OAc) 1N a pH 7, con la acidez extraída con cloruro de bario-trietanolamina (BaCl2-
TEA) tamponada a pH 8.2.
Los pasos a seguir para determinar el contenido de bases del suelo, según Motta et al (1990), son:
Ø Se pesan 5 g de suelo seco al aire y tamizado a 2 mm.
Ø Se coloca la muestra de suelo en un erlenmeyer de 100 mL, se le adicionan 25 mL de NH4OAc 1N
a pH 7 y se agita el conjunto por 30 min.
Ø Se deja reposar 10 a 15 min el material preparado en el paso anterior. Se filtra, se lava con
pequeñas porciones de acetato y se recoge el filtrado en un balón de 200 mL.
Ø En el filtrado se determinan los contenidos de Ca2+, Mg2+, K+ y Na+, según los métodos descritos
por Motta et al (1990).
Ø Se calcula el contenido de bases totales (BT) con la Fórmula [13.2].
BT = Ca 2+ + Mg 2+ + K+ + Na + [13.2]
Para establecer la acidez extractable, se llevan a cabo las siguientes acciones, según Motta et al (1990):
Ø Se pesan 5 g de suelo seco al aire y tamizado a 2 mm.
Ø Se coloca la muestra en un erlenmeyer de 125 mL. Se le adicionan 15 mL de solución
amortiguadora (BaCl2-TEA a pH 8.2). Se tapa y se deja en reposo el conjunto durante 30 min,
agitando ocasionalmente.
Ø Se filtra lo anterior, utilizando 35 mL de solución amortiguadora para transferir todo el suelo al
embudo.
Ø Se lava el suelo en el embudo con 100 mL de solución de reemplazo (solución amortiguadora
enriquecida en BaCl2), adicionándola en pequeñas porciones sin dejar secar el suelo. Se recoge este
filtrado, junto con el anterior.
326
Ø Se prepara un blanco con 100 mL de solución de reemplazo, 50 mL de solución amortiguadora, 2
gotas de bromocresol verde y 10 gotas de indicador mixto.
Ø Se titula el blanco con HCl 0.2N, escogiendo el punto final de la titulación entre el verde y el
púrpura.
Ø Se agregan al filtrado del suelo las mismas cantidades de indicador que al blanco y se titula como se
hizo con éste.
Ø Se calcula la acidez extractable (AE) con la Fórmula [13.3].
Ø Se calcula la CIC a pH 8.2, mediante la ecuación [13.4].
AE
V V
peso muestra
= x N x
- 1 100 [13.3]
Donde: V: mL HCl gastados en la titulación del blanco.
V1: mL de HCl gastados en la titulación de la muestra.
N: normalidad del HCl.
CIC 8.2 = BT + AE [13.4]
Para suelos alcalinos se ha recomendado el método del acetato de sodio a pH 8.2, el cual fue evaluado
en suelos salinos y sódicos de Valle del Cauca por Gómez y García (1994), quienes encontraron que
fue el mejor de los métodos evaluados para determinar la CIC en este tipo de suelos. García (1989)
describe el método como sigue:
Ø Se pesan 5 g de suelo seco al aire y tamizado a 2 mm y se colocan en un erlenmeyer de 200 mL.
Ø Se agregan 30 mL de una solución de acetato de sodio (NaOAc) 1M a pH de 8.2 y se agita 10
minutos el conjunto, luego se filtra.
Ø Se lava el suelo 5 veces con porciones de 20 mL de NaOAc 1M y se descarta el filtrado.
Ø Luego, se lava el suelo 10 veces con porciones de 5 mL de etanol al 95%.
Ø Se vuelve a lavar el suelo 5 veces con porciones de 20 mL de NH4OAc 1M a pH 7, recolectando
el filtrado en un balón de 250 mL y se completa el volumen con agua destilada.
Ø Se determina el contenido de Na en el filtrado por absorción atómica.
Ø Se calcula la CIC del suelo con la relación [13.5].
CIC
LC x
peso muestra x x
8 2
250
10 23
. = [13.5]
327
Donde LC: lectura en el equipo de absorción atómica en mg L-1.
El IGAC describe una variante del método del acetato de sodio en la cual el contenido de Na se
determina por fotometría de llama (Motta et al, 1990).
2.1.2. Determinación de la CIC a pH 7
Ésta es la determinación de la CIC que más se ha utilizado en los análisis de caracterización estándar de
suelos.
Para esta evaluación hay también varias alternativas analíticas propuestas por el Laboratorio de
Levantamiento de Suelos del USDA (SSL, 1996), aunque el método del NH4OAc 1N y neutro es el
más utilizado y, por esta razón, se describe a continuación.
Motta et al (1990) plantean los siguientes procedimientos para llevar a cabo la determinación de esta
CIC:
Ø Se pesan 5 g de suelo seco al aire y tamizado a 2 mm.
Ø Se coloca la muestra de suelo en un erlenmeyer de 100 mL, se le agregan 25 mL de NH4OAc 1N a
pH 7 y se agita 30 min el conjunto.
Ø Se filtra el conjunto anterior haciendo pequeños lavados con acetato; si se quieren determinar las
bases intercambiables, se recoge el filtrado en un balón de 200 mL y se procesa aparte con ese fin.
Ø Se lava el exceso de amonio con 50 mL de alcohol etílico, aplicando 5 porciones de 10 mL al
suelo; los filtrados que se producen en esta etapa se desechan.
Ø Se lava nuevamente el suelo con 5 porciones de 10 mL de NaCl al 10 % y se recoge el filtrado.
Ø Se le agregan al filtrado 10 mL de formol del 40% y unas gotas de fenolftaleína; paralelamente, se
prepara un blanco con agua destilada, NaCl y formol.
Ø Se titulan el filtrado y el blanco con NaOH 0.1 N, hasta obtener una coloración rosada pálida.
Ø Se calcula la CIC del suelo con la Fórmula [13.6].
( )
Pesomuestra
mLm mLb N x
CIC
100
7.0
-
= [13.6]
Donde: mLm: mL de NaOH gastados en la titulación del extracto de la muestra.
mLb: mL de NaOH gastados en la titulación del blanco.
N: normalidad del NaOH.
2.1.3. Determinación de la CIC al pH del suelo
328
Es llamada CIC permanente del suelo por Sánchez (1981) y CIC real o efectiva (CICE) por varios
autores citados por Galiano (1991). Se puede medir desarrollando el método del NH4OAc 1N, pero
ajustando el pH de la solución al valor del pH del suelo.
El procedimiento anterior implica una gran limitación para su uso, pues impone la necesidad de preparar
una gran cantidad de soluciones con diversos valores de pH, situación que no es práctica sobre todo si
se piensa en la gran cantidad de análisis que puede llevar a cabo un laboratorio comercial.
Debido a dicho inconveniente, la capacidad de intercambio catiónico se hace igual a la suma de las
bases extraídas con NH4OAc 1N a pH 7 (BT), más la acidez intercambiable (AI) extraída con KCl
1N. Los métodos analíticos para hacer estas determinaciones se encuentran descritos en Motta et al
(1990). La siguiente relación recoge lo dicho antes:
CICE = BT + AI = ( Ca 2+ + Mg 2+ + K+ + Na + ) + ( Al 3+ + H+ ) [13.7]
Éste es el método más recomendable para determinar la CIC en suelos que tengan carga variable.
2.1.4. Determinación de la CIC por colorimetría
Con este método se cuantifica la capacidad que tiene el suelo de intercambiar cationes, con base en el
cambio de color que sufre una solución de cobre al pasar a través del suelo, cambio que está
directamente relacionado con la cantidad de cobre que fue retenido por el suelo. Las acciones a seguir
en esta cuantificación son las siguientes:
Ø Se prepara una solución de acetato de cobre 0.1M; se hacen 2 o 3 diluciones sucesivas de una
alícuota de esta solución patrón; se le calcula la concentración final a cada dilución, así como a la
solución patrón y a todas se les determina la absorbancia en un colorímetro a 660 nm.
Ø Con los resultados del paso anterior, se construye una gráfica de calibración que contenga
concentración de cobre vs absorbancia.
Ø Se pesan 5 g de suelo seco al aire y tamizado a 2 mm y se colocan en un erlenmeyer de 100 mL.
Ø Se adicionan a la muestra 50 mL de la solución de acetato de cobre 0.1M y se deja en reposo 1
hora, agitando periódicamente.
Ø Se filtra la suspensión anterior y se lava el exceso de acetato de cobre con 5 o más porciones de 10
mL de alcohol etílico, hasta que no se detecte presencia de cobre en el filtrado que sale del suelo.
Ø Se retira el erlenmeyer en que se ha venido trabajando y se coloca el embudo con el suelo lavado en
un balón volumétrico de 100 mL; se lava nuevamente el suelo con 5 porciones de 10 mL de una
solución de cloruro de sodio al 10 %, recogiendo los lavados en el balón.
Ø Se determina la absorbancia del filtrado recogido a 660 nm en el colorímetro y se determina la
concentración de cobre que tiene éste con ayuda de la gráfica de calibración que se hizo al principio
del análisis.
Ø Se calcula la CIC del suelo mediante la relación [13.8].
329
CIC
Conc final x Vol
peso muestra
=
. .
[13.8]
Donde: Conc. final: Concentración de cobre en el filtrado, después del desplazamiento con
sodio.
Vol.: Volumen de solución de NaCl adicionado a la muestra.
Con el método descrito también es posible estimar la CIC del suelo sin reemplazar el cobre por sodio:
después de adicionar la solución de acetato de cobre se hace la filtración y se recoge el filtrado y en éste
se hace la lectura en el colorímetro; se lleva el valor leído a la curva de calibración y se establece la
concentración de cobre que tiene; el valor de concentración obtenido para el filtrado se le resta al valor
de la concentración de la solución inicial de cobre y la diferencia obtenida es la cantidad de cobre que
fue retenida por el suelo.
Para calcular la CIC del suelo se utiliza también la Fórmula 13.8, pero tomando como concentración
final la obtenida por diferencia entre la inicial y la del filtrado y como volumen de referencia el volumen
de solución de acetato de cobre adicionado a la muestra para llevar a cabo el reemplazamiento de los
cationes intercambiables del suelo por el Cu2+.
Esta variante del método anterior puede ser una alternativa adecuada para utilizarla en suelos que tengan
altos contenidos de materia orgánica o de aluminosilicatos no cristalinos, ya que ellos presentan
adsorción selectiva de Cu2+, haciendo muy difícil su reemplazo por el Na+.
2.2. APLICACIONES DE LA CIC DEL SUELO
2.2.1. En la caracterización general de la carga del suelo
La magnitud de la carga variable que tenga un suelo puede ser establecida conociendo el valor de la
CIC del mismo, determinada a pH 7 y al pH del suelo, mediante la siguiente relación:
CICV = CIC 7 - CICE [13.9]
Estrictamente, según lo que se expuso en el numeral anterior, esta carga variable debe calcularse
teniendo como base la CIC determinada a pH 8.2, como lo han hecho Mehlich y Theisen,
investigadores citados por Sánchez (1981), de quienes se ha tomado la información que se presenta en
la Tabla 13.5.
TABLA 13.5. Caracterización de la CIC de algunos coloides de suelos de Kenia (Adaptada y complementada de
resultados de Mehlich y Theisen, citados por Sánchez, 1981).
CIC [ cmol (+) kg-1 de arcilla ] CICV
330
COLOIDE A pH 8.2 CICE CICV (% DE LA CIC TOTAL)
Montmorillonita 118 112 6 5.1
Vermiculita 85 85 0 0
Illita 19 11 8 42.1
Haloisita 18 6 12 6.7
Caolinita 4 1 3 75
Gibsita 5 0 5 100
Goetita 4 0 4 100
Alofano 51 10 41 80.4
En los resultados expuestos en la tabla anterior puede comprobarse que se cumple lo que se dijo en
párrafos anteriores, pues las arcillas 2:1 prácticamente no presentan carga variable, en tanto que los
sesquióxidos de Fe y Al y el alofano presentan casi toda (toda en algunos casos) su carga como
dependiente del pH.
Es de destacarse de la Tabla 13.5 la alta cantidad de carga variable que genera el alofano, en términos
absolutos; estos valores de carga variable se incrementan mucho más en Andisoles poco evolucionados
que tengan un alto contenido de materia orgánica.
Jaramillo (1995), tomando como base para los cálculos la CIC 7 ante la escasez de datos de CIC 8.2,
encontró en 36 Andisoles del oriente antioqueño con contenido promedio de materia orgánica de
21.89%, valores de CICV promedios de 57.92 cmol (+) kg-1 de suelo, los cuales correspondieron a un
promedio del 93.15% de la CIC 7.
Benavides (1984, 1987) y Benavides y González (1988) también encontraron, en muchos Andisoles de
Colombia, una CICV que representaba más del 70 % de la CIC 7 obtenida en esos suelos.
2.2.2. En la fertilidad de suelos
Para estimar la capacidad que tiene un suelo de suministrarle algunos nutrientes a las plantas, algunos
autores (ICA, 1992; Galiano, 1991) prefieren utilizar el porcentaje de saturación que tienen esos
nutrientes en el complejo de intercambio del suelo. Conviene aclarar que ese porcentaje es un valor
relativo y no expresa la reserva del elemento que hay en el suelo.
En la situación expuesta en el párrafo anterior se encuentran las bases del suelo, siendo necesario
calcular las saturaciones de cada una de ellas, así como la saturación total de las mismas. Para llevar a
cabo este cálculo se requiere conocer el valor de la capacidad de intercambio catiónico del suelo, de
modo que se pueda resolver la siguiente relación:
100
7
( )
( ) x
CIC ó CICE
C
Saturación con C
+
+ = [13.10]
En la ecuación anterior, (C+) representa el catión del cual se quiere conocer su saturación o la suma de
bases en el caso de querer conocer la saturación de bases totales del suelo. Obsérvese en la Fórmula
13.10 que en el denominador aparecen dos valores alternativos diferentes de la capacidad de
331
intercambio catiónico del suelo; el valor a utilizar depende del tipo de carga que predomine en el suelo,
lo cual puede establecerse evaluando el pH de éste.
Cuando se está trabajando con suelos cuyo pH tiene valores cercanos a 7.0, la saturación debe
calcularse con base en la CIC 7; si el suelo presenta un pH ácido, su carga es fundamentalmente
dependiente del pH y por lo tanto, según Uehara y Keng (1974) y Moormann (1986) entre otros, las
saturaciones deben calcularse teniendo como base la CICE; en algunos casos especiales, la saturación
de bases se calcula con respecto a la CIC 8.2, los cuales se dan en el próximo numeral.
De todas formas, cuando se va a utilizar la saturación como índice de disponibilidad de algún elemento
se tiene que conocer la CIC que se tomó como base para calcularla y evitar así hacer interpretaciones
erradas de los valores (Estrada, 2001).
Otro parámetro importante en el manejo de la fertilidad del suelo es la saturación con Al intercambiable,
especialmente en suelos con pH < 5.5; esta determinación ayuda a definir la posibilidad de tener
toxicidad de Al en un cultivo específico y se realiza utilizando en el numerador de la Fórmula 13.10 el
valor del contenido de Al intercambiable y en el denominador la CICE del suelo en cuestión (Sánchez,
1981; Sánchez y Salinas, 1983).
2.2.3. En la clasificación de suelos
En la definición de suelos sódicos se utiliza el porcentaje de sodio intercambiable (PSI), es decir, la
saturación con este catión, como criterio diferencial. El PSI se calcula con la Fórmula 13.10 colocando
en el numerador el contenido de Na+ y en el denominador, por tratarse de suelos alcalinos, la CIC 7; el
valor crítico para considerar el suelo como sódico es un PSI > 15 %, según SSS (1999, 1998), aunque
otros autores como Pizarro (1978) sostienen que algunos suelos con PSI de 7 % ya presentan
problemas relacionados con exceso de Na+ en el complejo de intercambio.
En el sistema de clasificación taxonómica de suelos del USDA (SSS, 1975, 1998, 1999), la capacidad
de intercambio catiónico del suelo o propiedades relacionadas con ella, son ampliamente utilizadas en la
definición de algunos de sus taxas. Algunos ejemplos sobresalientes son:
q La separación entre Alfisoles y Ultisoles se hace teniendo en cuenta la saturación de bases que
presente el horizonte argílico (Capítulo 20), respecto a la CIC 8.2: si es > 35 %, el suelo es
Alfisol pero si es < 35 %, entonces es Ultisol. Algunos investigadores, como McClelland
(1985), han encontrado que el valor de la saturación de bases mayor a 50 %, con CIC 7, es
equivalente a un valor de saturación mayor a 35 %, con CIC 8.2, facilitándose la separación de
estos dos órdenes de suelos pues el método de determinación de la CIC 7 está estandarizado
en la mayoría de los laboratorios de suelos.
q La diferencia entre un epipedón mólico y uno úmbrico está en que el primero tiene una
saturación de bases, con la CIC 7, de más de 50 %, en tanto que en el segundo, dicha
saturación es menor a ese valor.
q La saturación de bases menor de 50 %, con base en la CIC 7, caracteriza el endopedón
sómbrico; así mismo, aquellos suelos distróficos identificados por la partícula Dys, al nivel de
gran grupo, tienen una saturación de bases menor de 60 % con base en la CIC 7. Aquellos que
332
tienen saturación de bases mayor al 60 % se identifican por partícula Eu, a este mismo nivel, en
la taxonomía.
q Los horizontes kándico y óxico se caracterizan por presentar una CIC 7 £ 16 cmol (+) kg-1 de
suelo y una CICE £ 12 cmol (+) kg-1 de suelo.
q Un horizonte diagnóstico argílico se clasifica como nátrico cuando presenta un PSI > 15%.
q Los subgrupos Acrudoxic de varios órdenes taxonómicos se caracterizan por poseer una CICE
< 2 cmol (+) kg-1 de suelo.
Aparte de lo anterior, Moormann (1986) definió que las arcillas LAC en el suelo eran canditas con
mezclas variables de sesquióxidos de Fe y Al, cuya principal característica es que presentan una CIC 7
< 16 cmol (+) kg-1 de suelo o una CICE < 12 cmol (+) kg-1 de suelo.
3. CAPACIDAD DE INTERCAMBIO ANIÓNICO (CIA)
Es la medida de la capacidad que posee un suelo de adsorber aniones intercambiables y es equivalente
a la carga positiva del mismo. Según Sánchez (1981), esta capacidad es importante en aquellos suelos
con altos contenidos de sesquióxidos de Fe y Al; Moormann (1986) y Bohn et al (1993) también han
establecido que este tipo de intercambio es de magnitud importante en suelos tropicales fuertemente
intemperizados, sobre todo a pH bajo.
Este tipo de intercambio es importante en el suelo porque afecta algunos nutrientes para la planta que se
presentan en forma aniónica como son NO3
-, SO4
2-, HPO4
2-, H2BO3
- y MoO4
2-; además, Bohn et al
(1993) establecen que los procesos de intercambio aniónico son muy importantes en problemas de
contaminación de suelos, puesto que algunos pesticidas, como el 2,4,5-T y el 2,4-D, así como
algunos metales pesados como el Cr y el As, se presentan en formas aniónicas en el suelo.
Como ocurre con la CIC, la CIA también está afectada por el valor del pH del medio, aunque en este
caso el incremento de carga positiva depende de la disminución del pH: mientras mayor es la acidez del
suelo (menor pH), mayor es la cantidad de un determinado anión que es retenida por él.
Según Bohn et al (1993) y Porta et al (1994), los aniones que mejor se ajustan al concepto de
intercambio originado en cargas electrostáticas en el suelo son: Cl-, NO3
- y SO4
2-; otros aniones
importantes en el suelo, como los fosfatos, están sometidos a procesos de retención específica, en la
cual las reacciones de intercambio se producen en el interior de los cristales; uno de los efectos más
conocidos de la retención específica en suelos es la fijación (retención en forma no intercambiable y por
lo tanto no disponibles para la planta) de fósforo que se presenta en muchos de ellos, sobre todo
cuando son ácidos y presentan alta actividad del Al3+ y del Fe3+.
Sánchez (1981) cita varios trabajos en los cuales se sostiene que Oxisoles y Andepts (Andisoles)
pueden retener cantidades apreciables de nitratos y de sulfatos en forma intercambiable y que, además,
aniones como sulfatos, fosfatos y silicatos pueden ser adsorbidos fuertemente (fijados) por las
superficies de sesquióxidos.
333
Con respecto a la importancia que tiene el fenómeno de fijación en algunos suelos cabe destacar el
hecho de que la fijación de fosfatos es una de las características diagnósticas que definen las
propiedades ándicas de los suelos. Un suelo que posea dichas propiedades tiene, entre otras, una
capacidad de fijación de fosfatos mayor o igual a 85% (SSS, 1999, 1998). Nótese que lo anterior tiene
serias implicaciones en el manejo de estos suelos pues, de cada 100 kg de fósforo que se apliquen
como fertilizante, la planta podrá aprovechar sólo 15 kg como máximo, el resto quedará retenido en el
suelo.
4. ADSORCIÓN ESPECÍFICA O SELECTIVA
Tanto con los cationes como con los aniones, el enfoque exclusivamente electrostático no siempre
explica satisfactoriamente el comportamiento observado en los procesos de intercambio; Bohn et al
(1993) dicen que la selectividad observada en algunos coloides por determinados iones se relaciona con
los tamaños relativos de los iones hidratados, con la energía de hidratación y con el grado de
hidratación de los iones disponibles para el intercambio.
Teniendo en cuenta que en los coloides del suelo se han observado preferencias en la adsorción de los
iones que se encuentran en él, se han establecido series en las cuales se ordenan los iones de acuerdo
con la facilidad o dificultad con la cual son retenidos por los coloides; estas series se han denominado
series liotrópicas.
Con base en el tamaño del radio iónico y el de la carga de los cationes, Bohn et al (1993) han
propuesto la siguiente serie liotrópica teórica para el intercambio catiónico en el suelo: En el orden en
que se exponen los cationes disminuye la fuerza con la cual son retenidos por el coloide:
Th4+ > Al3+ (H+) @ La3+ > Ba2+ @ Sr2+ > Ca2+ > Mg2+ @ Cs+ > Rb+ > K+ @ NH4+ > Na+ @ Li+
Fassbender (1982) reporta varias series liotrópicas para cationes, de acuerdo con el tipo de coloide en
el cual se esté llevando a cabo el intercambio. Aunque el autor no lo reporta, las series expuestas tienen
validez sólo para determinados rangos de pH en cada coloide. Es interesante notar que en todas las
series reportadas, el Na+ es el catión de menor preferencia en el proceso; las series son:
Illita Al3+ > K+ > Ca2+ > Mg2+ > Na+
Caolinita Ca2+ > Mg2+ > K+ > Al3+ > Na+
Montmorillonita Ca2+ > Mg2+ > H+ > K+ > Na+
Materia orgánica Mn2+ > Ba2+ > Ca2+ > Mg2+ > NH4
+ > K+ > Na+
Torres y García (1991), estudiando el intercambio Mg2+ - Ca2+ en presencia de Na+, en suelos
montmorilloníticos del Valle del Cauca con alta saturación de Mg2+, encontraron indicios de selectividad
por el Ca2+ en la mayoría de los suelos que estudiaron. Observaron que la selectividad en el intercambio
estuvo afectada por el contenido de materia orgánica, el contenido de carbonatos, el grado de salinidad
y la concentración de los cationes. No encontraron efecto del PSI sobre dicha selectividad.
334
Ayarza y Sánchez (1991) encontraron selectividad en la adsorción de K+, NH4
+ y H+ en Ultisoles del
Perú y atribuyeron esta selectividad a la presencia de esmectitas interestratificadas con hidróxidos de
aluminio, lo cual reducía su expansibidad no permitiendo la adsorción de otros iones de mayor tamaño.
El autor de este documento no pudo desplazar el Cu2+ por Na+ en los horizontes A y B de Andisoles
del departamento de Caldas, durante la determinación de la CIC de aquellos por el método del acetato
de cobre. Atribuyó este comportamiento a la presencia de selectividad por el Cu2+ en dichos suelos
(resultados sin publicar).
Yu et al (1997), sostienen que los sesquióxidos de Fe, Al y Mn son los principales responsables de la
adsorción selectiva de cationes en el suelo y que los cationes que más frecuentemente se ven sometidos
a estos procesos son los metales alcalinos y los metales pesados Zn, Co y Cd; concluyeron que la
adsorción era selectiva porque observaron que ella se produce a valores de pH entre 3 y 7 y, sabiendo
que el PCC de los sesquióxidos involucrados está alrededor de 8, es decir, cuando la carga neta que se
está produciendo es cero o es positiva, por lo que la atracción simplemente electrostática no explica la
adsorción de los cationes.
Yu et al (1997) dicen que la adsorción selectiva de cationes en el suelo puede producir acumulación de
metales pesados como Mn, Cu, Co, Ni, Zn, Pb, Cr y V en ciertas fracciones granulométricas del suelo
y llaman la atención sobre el hecho de que los cationes adsorbidos selectivamente no participan en los
procesos de intercambio catiónico, por lo que juegan un importante papel en el control de la
disponibilidad y de la toxicidad de iones metálicos para la planta.
Con respecto a la selectividad en el intercambio aniónico, Fassbender (1982) expone la siguiente serie
liotrópica general:
H2PO4
- > HPO4
2- > MoO4
2- > SO4
2- > Cl- @ NO3
-
El mismo autor citado en el párrafo anterior reporta una serie de adsorción que se encontró como
consecuencia del efecto de la presencia de diferentes iones complementarios en la adsorción de sulfatos,
aunque no especifica el suelo en el cual se realizó el estudio:
CaSO4 > K2SO4 > (NH4)2SO4 > Na2SO4
Moormann (1986) establece que los suelos LAC (de baja actividad) oxídicos presentan la siguiente
secuencia de afinidad por el intercambio aniónico:
H2PO4
- > HPO4
2- > AsO4
3- > SeO4
2- @ HMoO4- @ F- > SO4
2- > Cl- > NO3
-
Zhang y Zhao (1997) afirman que la adsorción específica de aniones, en suelos de carga variable,
incrementa la cantidad de carga superficial negativa y/o disminuye la cantidad de carga superficial
positiva y que, además, estos procesos son de gran importancia en la retención de fosfatos, sulfatos y
silicatos en dichos suelos.
335
5. LA DOBLE CAPA DIFUSA
Para tratar de explicar la distribución de los iones alrededor de las superficies cargadas
electrostáticamente de los coloides del suelo, se ha diseñado la teoría de la Doble Capa Difusa (DCD);
con este objetivo se han propuesto diferentes modelos como el de Helmholtz, el de Chapman y Guoy y
el de Stern.
El modelo de Helmholtz considera que la distribución de las cargas se hace en dos capas eléctricas
paralelas y rígidas: una capa de cargas negativas en la superficie del coloide y otra de cationes
fuertemente adsorbidos a ellas, neutralizándolas; el modelo de Chapman y Guoy considera que hay una
capa eléctrica negativa y rígida en la superficie de los coloides, la cual está seguida y equilibrada por una
capa difusa de iones; el modelo de Stern considera las dos capas del modelo de Chapman y Guoy,
pero considera que están separadas entre sí por un plano que define una capa interna rígida de
cationes o capa de Stern, como la de Helmholtz y una capa externa difusa de iones, como la
Chapman y Guoy (ver Figura 13.4). Los dos últimos modelos son los que mejor explican la mayoría de
los procesos de intercambio en el suelo, aunque ninguno es satisfactorio para todos los casos, según
Porta et al (1994).
FIGURA 13.4. Diferentes modelos de Doble Capa Difusa.
Según Fassbender (1982), el espesor de la DCD depende primordialmente de la carga de los iones
involucrados y de la concentración de la solución del suelo. Entre mayor sea la carga de los iones,
menor será el espesor de la DCD (Figura 13.5) y, mientras menor sea la concentración de la solución
del suelo, más se extiende la DCD (Figura 13.6).
El espesor de la DCD define la distancia hasta la cual actúan las fuerzas de retención del coloide sobre
los iones del suelo, estableciéndose así el espacio que tiene el suelo para acumular los iones
Modelo de
Helmholtz
Modelo de
Chapman y Guoy
Modelo de Stern
Catión Anión
336
intercambiables; aquellos iones que quedan por fuera de la DCD constituyen la solución externa o
solución del suelo y son los iones solubles que están disponibles para la planta o para ser lixiviados de
éste, causando pérdidas de nutrientes en él.
La DCD tiene efectos sobre varias propiedades del suelo como la floculación y la dispersión de
coloides y por tanto en la estructura del mismo; además, afecta la determinación del pH (se tratará en el
siguiente capítulo) y el comportamiento de su fertilidad; de otro lado, prácticas de manejo de suelos
como fertilización, encalamiento, aplicación de enmiendas y/o riego, alteran las características
geométricas de la DCD.
FIGURA 13.5. Efecto de la carga del ión sobre el espesor de la DCD (Tomada de Fassbender, 1982).
337
FIGURA 13.6. Efecto de la concentración de la solución del suelo sobre el espesor de la DCD (Tomada de
Fassbender, 1982).
Baver et al (1973) sostienen que cuando en los suelos se contrae la DCD se presenta floculación de
sus coloides, lo que explica porque los suelos salino-sódicos no pierden su estructura a pesar de
presentar altos contenidos de Na+ intercambiable; lo anterior se debe a que las sales en exceso no dejan
expandir la DCD y, por lo tanto, no se generan fuerzas de repulsión entre los coloides que los dispersen.
El poder dispersante de los cationes monovalentes decrece en el siguiente orden: Li+ > Na+ > K+;
Schainberg y Kemper (1966) demostraron que en el orden en que aparecen los cationes aumenta la
cantidad de ellos que es retenida en la capa interna o de Stern de la DCD y disminuye la cantidad en
que se presentan en la zona difusa de la DCD; los cationes de menor tamaño son capaces de retener
mayor cantidad de agua de hidratación que los más grandes.
La secuencia que se presentó en el párrafo anterior, en el orden en que está, coincide con el orden en
que aumenta el radio iónico de los cationes (Na+ > Li+), por lo que el Li+ será el que mayor radio iónico
hidratado tendrá; la mayor hidratación expande la DCD creando traslape entre varias DCD y, por tanto,
repulsión entre coloides, causando su dispersión.
Cuando se aplica algún tipo de enmienda al suelo, se incrementa la concentración de su solución y, por
lo tanto, se contrae la DCD de los coloides; esta situación reduce el espesor de la solución interna y
aumenta las posibilidades de tener pérdidas de nutrientes en el suelo por lixiviación, sobre todo cuando
se tiene un suelo con una baja CIC; la aplicación de riego produce el efecto contrario pues diluye la
solución del suelo y expande la DCD.
C2 > C1
338
RECORDAR
Ø El intercambio iónico es un proceso rápido, estequiométrico y reversible.
Ø El intercambio iónico depende del contenido y tipo de coloides, de la superficie específica,
de la densidad de carga superficial, del tipo de ión y de la concentración de los iones en la
solución del suelo.
Ø La cantidad de cationes que puede intercambiar un suelo se llama Capacidad de
Intercambio Catiónico (CIC) y la de intercambiar aniones es la Capacidad de Intercambio
Aniónico (CIA).
Ø La CIC se expresa en términos de cmol (+) kg-1 de suelo.
Ø Los procesos de intercambio iónico previenen la pérdida de nutrientes del suelo por
lixiviación.
Ø La CIC se altera por el pH del medio en el que se mide. Los métodos estándar más
utilizados para medir la CIC de suelos de carga permanente son el de suma de cationes, a
pH 8.2 y el del acetato de amonio normal y neutro, a pH 7.
Ø En suelos de carga variable los métodos anteriores sobreestiman la CIC. En éstos se usa
la CIC efectiva (CICE), obtenida como la suma de las bases más la acidez, intercambiables.
Ø La CIC es una propiedad ampliamente utilizada en fertilidad y en taxonomía de suelos.
Ø En los suelos se presentan fenómenos de retención de iones que no se explican por la
presencia de cargas electrostáticas. Éstos se conocen como adsorción selectiva o
específica.
Ø Los iones retenidos por adsorción selectiva no participan en los procesos de intercambio y
son causantes de pérdidas de nutrientes por fijación y de la acumulación tóxica de iones
metálicos pesados en el suelo. El caso más importante de fijación es el del fósforo.
Ø La doble capa difusa (DCD) es un modelo teórico para explicar los mecanismos
involucrados en el intercambio iónico. El espesor de la DCD depende de la concentración
de la solución del suelo y de la carga de los iones.
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AUTOEVALUACIÓN
1. ¿Cuáles son las propiedades del cambiador que controlan el intercambio iónico en el suelo?. ¿Cuáles
las del ión?.
2. Confirmar las unidades de densidad de carga de la Tabla 13.1.
3. ¿Cómo interviene el tamaño de los iones en los procesos de intercambio del suelo?.
4. ¿Qué significa adsorber?.
5. ¿Por qué es importante el intercambio iónico en el suelo?.
6. ¿Cuáles son las bases del suelo?.
7. ¿Qué significa la abreviatura CIC?. ¿En qué unidades se expresa la CIC?.
8. ¿Cuál grupo de filosilicatos posee los mayores valores de CIC?.
9. ¿Qué importancia tiene el coloide orgánico en la CIC del suelo?.
10. ¿Cómo se relacionan la CIC y el pH del suelo?.
11. Diga los métodos que se han estandarizado para medir la CIC del suelo. ¿En qué condiciones se
recomienda el uso de cada uno de ellos?.
12. En la mayoría de los Andisoles de Colombia, ¿cuál es el método más recomendable para evaluar la
capacidad de intercambio catiónico que poseen?. ¿Por qué?.
13. ¿Un suelo FAr tiene mayor capacidad de intercambio catiónico que uno FA, si ambos tienen igual
contenido de materia orgánica?.
14. Dos suelos que tengan iguales contenidos de arcilla y de materia orgánica ¿tienen igual CIC?.
15. Mencionar 3 casos específicos en los cuales la CIC es aplicada en la clasificación de suelos.
16. ¿Qué es CIA?. Diga un nutriente que sea especialmente afectado por ella. ¿En qué orden de suelo es
importante la fijación de fósforo?.
17. ¿Qué le pasará al espesor de la DCD del suelo cuando éste es fertilizado?. ¿ Y cuando es regado?.
¿Por qué?.
EVALUACIÓN
1. Discuta la relación que puede haber entre la CIC y el punto de carga cero del suelo.
341
2. Las reacciones de intercambio en el suelo son estequiométricamente equivalentes. ¿Cuántos gramos de
Ca2+, Mg2+, K+, Al3+ y Fe3+ se requieren para intercambiar 2 meq de Na+ en el suelo, asumiendo una
eficiencia del 100 %?. (R: 0.04 g, 0.0243 g, 0.0782 g, 0.018 g, 0.0372 g, respectivamente).
3. Diez gramos de suelo se lavan con 100 mL de una solución 1 N de acetato de amonio y en el filtrado se
obtienen 0.4 mg L-1 de Ca2+. ¿A cuántas cmol (+) kg-1 de suelo corresponde ese contenido de Ca2+?.
(R: 0.02 cmol (+) kg-1 de suelo).
4. ¿Cuánta es la CIC de un suelo que presenta 70 % de caolinita y 10 % de materia orgánica?. (R: 26.3
cmol (+) kg-1 de suelo).
5. Un suelo que presentó una CIC total de 30 cmol (+) kg-1 de suelo, tiene 8 % de materia orgánica;
¿cuánta es la contribución de la arcilla a la CIC de ese suelo?.(R: 14 cmol (+) kg-1 de suelo).
6. Un suelo con 42 % de arcilla y 7 % de materia orgánica, presenta la siguiente composición de la arcilla:
30 % de Montmorillonita, 25 % de Vermiculita, 20 % de Ilita, 15 % de Clorita y 10% de Caolinita.
¿Cuál es el valor de la CIC de ese suelo?.(R: 41.68 cmol (+) kg-1 de suelo).
7. Los análisis de laboratorio de los primeros 30 cm de un suelo dieron los siguientes resultados:
a. CIC 7: 34.5 cmol.kg-1 de suelo
b. Al3+ : 4.8 meq (100 g de suelo)-1
c. Ca2+: 1.2 meq (100 g de suelo)-1
d. Mg2+: 0.7 meq (100 g de suelo)-1
e. K+: 0.2 meq (100 g de suelo)-1
f. Na+: 0.02 meq (100 g de suelo)-1
g. Densidad aparente: 1.2 Mg m-3
Calcular:
i. CICE. (R: 6.92 cmol (+) kg-1 de suelo).
ii. CICV. (R: 27.58 cmol (+) kg-1 de suelo).
iii. Saturación de bases. (R: 30.64 %).
iv. Saturación con aluminio. (R: 69.36 %).
v. PSI. (R: 0.29 %).
vi. Kg ha-1 de Ca2+, Mg2+, Na+, K+ que hay en el suelo. (R: 864, 306.31, 16.56, 281.52,
respectivamente).
8. Cien gramos de suelo presentaron un contenido de 4 meq de K+, 6 meq de Ca2+ y 2 meq de Mg2+.
¿Cuál es la CIC de ese suelo en mmol (+) kg-1 de suelo?. (R: 120 mmoles (+) kg-1 de suelo).
9. Para que un suelo sea clasificado como Oxic Dystrudept, debe cumplir, entre otros requisitos, que
tenga una CIC, medida en acetato de amonio 1 N a pH 7, menor a 24 cmol (+) kg-1 de arcilla; los
análisis de laboratorio de un suelo reportan una CIC de 18 cmol (+) kg-1 de suelo y contenidos de 5 %
de materia orgánica y 12 % de arcilla; suponiendo que todos los otros requisitos se cumplen. ¿Dicho
suelo se clasificará como Oxic Dystrudept?. Sustentar la respuesta con los cálculos correspondientes.
(R: No, tiene una CIC de 66.67 cmol [+] kg-1 de arcilla).
10. Para los primeros 30 cm de un suelo se obtuvieron los siguientes resultados en los análisis de
laboratorio a los cuales se sometió:
a. Contenido de arcilla: 35 %.
b. Contenido de materia orgánica: 12.5%.
c. Al3+: 3.1 meq (100 g de suelo)-1.
d. Ca2+: 2.2 meq (100 g de suelo)-1.
e. Mg2+: 1.3 meq (100 g de suelo)-1.
f. K+: 0.9 meq (100 g de suelo)-1.
g. Densidad aparente: 1.2 Mg m-3.
h. CIC 7: 21.2 cmol (+) kg-1 de suelo.
Se desea:
342
i. Expresar los contenidos de bases en kg de óxido ha-1. (R: 2 217 kg CaO ha-1, 936 kg MgO
ha-1, 1 522.80 kg K2O ha-1).
ii. Determinar la relación Ca: Mg: K, con base en la saturación de los cationes. (R: 2.4: 1.4: 1).
iii. Conocer cuál es el tipo de arcilla más probable en este suelo. Sustentar la respuesta con los
cálculos correspondientes. (R: Caolinita).
iv. Saber cuántos kg ha-1 de KCl comercial (60% de K2O) deben aplicarse al suelo para llevar
su contenido de K+ a un valor de 2 cmol (+) kg-1 de suelo. (R: 3 100 kg).
v. Conocer la nueva relación Ca: Mg: K del suelo, después de aplicarle el anterior producto.
(R: 1.69: 1: 1.34).
11. De un suelo que presentó una CIC 7.0 de 34.3 cmol (+) kg-1 de suelo y una CICE de 33.2 cmol (+) kg-
1 de suelo, ¿qué puede decirse acerca de su pH?. Su mineralogía? Su tipo de carga?. Explique.
12. ¿Cuál es el valor de la CIC de un suelo, medida por el método colorimétrico, si en el proceso de
medida se obtuvo la siguiente información:
a. Curva de calibración:
Concentración de Cu2+ (mol L-1) Absorbancia
0.10 0.225
0.08 0.194
0.04 0.167
0.02 0.092
b. Absorbancia a 660 nm en el extracto de la última filtración: 0.115. (R: 11.4 cmol (+) kg-1 de suelo).
13. El horizonte A (25 cm) de un suelo tiene una densidad aparente de 1.2 Mg m-3 y unos contenidos de
Ca2+ de 300 ppm, de Mg2+ de 120 ppm, de K+ de 80 ppm, de Na+ de 20 ppm y de Al de 2 meq/100 g de
suelo. ¿Cuál es la CICE de ese suelo?. (R: 4.7752 cmol (+) kg-1 de suelo).
LA REACCIÓN DEL SUELO
CAPÍTULO 14
CONTENIDO
v El pH
§ Determinación del pH del suelo
· Método potenciométrico
· Métodos colorimétricos
§ Factores que afectan la medida del pH
· Efecto de dilución
· Efecto de las sales
· Efecto del contenido de CO2
· Variaciones estacionales
§ Calificación del pH del suelo
§ Importancia del pH en el suelo
· En la disponibilidad de nutrientes
· En la identificación del tipo de carga de los coloides
· En la taxonomía de suelos
· Para detectar coloides inorgánicos no cristalinos
§ Capacidad buffer del suelo
v Suelos ácidos
§ Fuentes de acidez en el suelo
· Grupos ácidos de los coloides inorgánicos del suelo
· Grupos ácidos de la materia orgánica
· Ácidos solubles
§ Formación de suelos ácidos
§ Tipos de acidez en el suelo
· Acidez activa
· Acidez intercambiable
· Acidez titulable o potencial
· Acidez total
344
§ Grupos y propiedades de suelos ácidos
· Suelos minerales con pH < 4.5
· Suelos minerales con pH entre 4.5 y 5.5
· Suelos minerales con pH entre 5.5 y 6.5
· Suelos orgánicos
§ Interpretación de la reacción en suelos ácidos y neutros
· El pH
· La acidez intercambiable
§ Manejo de los suelos ácidos minerales
· Suelos con pH entre 5.5 y 6.0
· Suelos con pH < 5.5
§ Clasificación taxonómica de suelos ácidos
v Suelos básicos
§ Fuentes de alcalinidad en el suelo
§ Formación de suelos básicos
§ Grupos y propiedades de los suelos básicos
· Suelos salinos
· Suelos sódicos
· Suelos salino – sódicos
· Otros suelos básicos
§ Manejo de los suelos básicos
· Suelos salinos
· Suelos sódicos
· Suelos salino – sódicos
§ Clasificación taxonómica de los suelos básicos
OBJETIVOS
v Aprender a manejar el pH como indicador del grado de acidez o de basicidad que tiene
el suelo
v Conocer los métodos más comunes para medir el pH del suelo
v Conocer los diferentes grupos de suelos que se pueden formar, de acuerdo con el pH
que tengan
v Conocer cómo se forman, las propiedades, el manejo y la clasificación taxonómica de
los suelos ácidos y básicos
345
346
a reacción del suelo es aquella propiedad que establece el grado de acidez o de
alcalinidad que él presenta y tiene una gran influencia en muchas de sus propiedades físicas,
químicas y biológicas. Por esta razón, es una de sus propiedades más importantes.
En términos generales, una sustancia es considerada como un ácido cuando tiene la capacidad de ceder
protones al disociarse, para formar hidronio (H3O+). Análogamente, una sustancia se considera como
una base cuando al disociarse recibe protones del agua, que actúa como ácido, y origina iones
hidróxido (OH-); las siguientes reacciones ilustran lo anterior:
HCl + H2O Û H3O+ + Cl-
NH3 + H2O Û NH4
+ + OHEn
las reacciones anteriores, el HCl es un ácido y el NH3 es una base; obsérvese que el agua tiene la
capacidad de actuar como una base, en la primera reacción, o como un ácido en la segunda; el ácido y
la base que se producen después de la reacción con el agua se llaman conjugados; así, el H3O+ es el
ácido conjugado del H2O y el Cl- es la base conjugada del HCl, en la primera reacción; en la segunda
reacción, el NH4
+ es el ácido conjugado del NH3 y el OH- es la base conjugada del H2O.
1. EL pH
La reacción del suelo se evalúa al determinar el pH del mismo, es decir, al establecer el logaritmo del
inverso de la concentración de H3O+ que hay en la solución del mismo:
pH Log
H O
= = - Log H O +
1 +
3
3 [ ]
[ ] [14.1]
El pH, según Fassbender (1982), es una relación entre los contenidos de protones y de iones OH-, por
lo cual se cumple que en agua pura pH + pOH = 14; la relación anterior implica entonces que una
solución tendrá una condición neutra (pH = pOH) cuando su pH sea igual a 7.0.
1.1. DETERMINACIÓN DEL pH DEL SUELO
El pH en el suelo se mide en una suspensión de suelo en agua o en soluciones salinas y puede llevarse a
cabo esta determinación en forma colorimétrica o potenciométrica, como se detalla más adelante.
1.1.1. Método potenciométrico
L
347
Es el método utilizado en el laboratorio. Lo más frecuente es determinar el pH en una suspensión suelo:
agua, en proporción de 1:1, en peso aunque, por facilidad se utiliza comúnmente hacer una relación
volumétrica 1:1. El procedimiento, según el Soil Survey Laboratory (SSL, 1996), consiste en:
Ø Se calibra el potenciómetro (ver Figura 14.1) con las soluciones buffer que se tienen para este
efecto, a pHs de 4 y de 7.
Ø Se toma una muestra de 20 g de suelo seco al aire, se coloca la muestra en un beaker de volumen
adecuado al tamaño de ella y se le adicionan 20 g de agua destilada (20 mL son equivalentes); si se
va a utilizar la relación con volumen, se toma la muestra de suelo con una cuchara volumétrica,
enrasándola bien en el borde de la misma y, con la misma cuchara, se toma un volumen de agua
destilada igual al volumen de la muestra de suelo; se deja la suspensión en reposo durante 1 hora,
agitándola ocasionalmente.
Ø Se introduce el electrodo de vidrio del potenciómetro en la suspensión, teniendo la precaución de
que quede en contacto con el suelo y se hace la lectura correspondiente.
Ø Chequear la calibración del potenciómetro, cada cierto número de muestras (12 por ejemplo).
FIGURA 14.1. Un modelo de potenciómetro.
348
En algunos casos, se hace necesario ampliar la proporción suelo-agua para hacer la suspensión; ésto es
común cuando se trabaja con suelos que tienen altos contenidos de materia orgánica, con suelos
orgánicos o con algunos Andisoles. Las variantes más comunes son las que utilizan relaciones
volumétricas 1:2 o 1:5, suelo-agua; el procedimiento con estas variantes es igual al descrito
anteriormente.
Otras variaciones que se utilizan en el método potenciométrico consisten en cambiar el agua por
soluciones de KCl 1N o de CaCl2 0.01M para hacer las suspensiones; en estos casos, las relaciones
suelo-agua son peso-volumen. Las relaciones más comunes son 1:1 peso-volumen en solución de KCl
(20 g de suelo en 20 mL de solución) y 1:2 peso-volumen en solución de CaCl2 (10 g de suelo en 20
mL de solución). La determinación del pH se hace siguiendo también el método descrito al comienzo de
este numeral.
Fassbender (1982) sostiene que el pH medido en agua es más variable que aquel que se mide en
soluciones, razón por la cual se ha recomendado el mecanismo de hacer la suspensión de suelo en
soluciones para estabilizar los valores de pH del suelo.
1.1.2. Métodos colorimétricos
Son métodos menos precisos que los potenciométricos pero de más fácil aplicación. Son métodos que
se utilizan en el campo (cabe aclarar que hay potenciómetros de bolsillo para usar en campo) y se basan
en el principio de los indicadores que son sustancias que producen o cambian a un determinado color
cuando el medio en el cual se encuentran adquiere un determinado valor de pH.
En las determinaciones colorimétricas del pH se debe tener mucho cuidado al hacer la preparación de la
pasta de suelo, así como al hacer la comparación del color desarrollado en ella con los colores de
referencia para establecer el valor del pH, puesto que, como ocurre con la determinación de la textura al
tacto, se requiere entrenamiento para hacer una buena aproximación al valor real, máxime cuando los
colores representan rangos de valores relativamente amplios.
Para confirmar lo expuesto en el párrafo anterior, se hicieron 71 determinaciones de pH con muestras
de horizontes A y 42 con muestras de horizontes B de suelos, todas colorimétricas (Hellige-Truog) y
llevadas a cabo por tres personas que tomaron las muestras al azar y sin replicar ninguna, que no tenían
mayor experiencia en este tipo de determinaciones. También se determinó el pH en agua 1:1 v:v, por el
método potenciométrico, a todas las muestras y se compararon los resultados obtenidos. La variación
en las determinaciones realizadas se presenta en la Tabla 14.1.
Se aprecia en la Tabla 14.1 que el error en la apreciación colorimétrica puede ser considerablemente
grande, tanto por encima como por debajo del valor potenciométrico obtenido. Además, los errores de
apreciación son más variables en el horizonte A, probablemente por enmascaramiento del color por
parte de la materia orgánica presente en ese horizonte.
349
TABLA 14.1. Distribución de frecuencia de las diferencias de pH obtenidas entre los métodos potenciométrico y
colorimétrico, realizadas por personas sin entrenamiento suficiente, en horizontes A de 71 suelos y en
horizontes B de 42 suelos (Resultados de Jaramillo, 1999, sin publicar).
RANGO DE LA
DIFERENCIA*
NÚMERO DE MUESTRAS FRECUENCIA RELATIVA
(%)
FRECUENCIA
ACUMULADA (%)
HORIZONTES A
-1.8 a -1.3 4 5.63 5.63
-1.3 a -0.8 23 32.39 38.03
-0.8 a -0.3 17 23.94 61.97
-0.3 a 0.2 17 23.94 85.92
0.2 a 0.7 5 7.04 92.96
0.7 a 1.2 4 5.63 98.59
1.2 a 1.7 0 0 98.59
1.7 a 2.2 1 1.41 100
HORIZONTES B
-1.9 a -1.33 3 7.14 7.14
-1.33 a -0.76 11 26.19 33.33
-0.76 a -0.19 16 38.10 71.43
-0.19 a 0.39 7 16.67 88.10
0.39 a 0.96 3 7.14 95.24
0.96 a 1.53 2 4.76 100
* La diferencia corresponde a: pH potenciométrico – pH colorimétrico.
Un método muy utilizado en suelos es el de Hellige-Truog, el cual tiene un rango de medida de pH
entre 4 y 8.5; se usa un reactivo compuesto por tres indicadores diferentes; para hacer las
determinaciones con este método, se procede de la siguiente forma:
Ø Se coloca una muestra de suelo de tamaño adecuado en una de las copitas del soporte de plástico.
Ø Se adicionan gotas del reactivo triple (líquido) de manera que pueda formarse una pasta saturada
con el suelo. Se revuelve la mezcla 1 ó 2 minutos y al cabo de este tiempo se deja una superficie
pulida en el suelo de la copa.
Ø Sobre la superficie pulida se espolvorea el otro reactivo (polvo blanco) y se deja reaccionar 2
minutos; transcurrido este tiempo, se compara el color desarrollado con la tabla de colores que trae
el equipo y se determina el pH que le corresponde a ese color.
1.2. FACTORES QUE AFECTAN LA MEDIDA DEL pH
350
Los valores que toma el pH pueden variar de acuerdo a ciertas circunstancias bajo las cuales se hace la
determinación. Los principales factores que afectan estas medidas se discuten a continuación y se
ilustran con los resultados expuestos en la Tabla 14.2 y en la Figura 14.2.
1.2.1. Efecto de dilución
La proporción suelo - agua o solución con la cual se prepare la suspensión para medir el pH afecta esta
medida. Si la relación 1:1 se altera, adicionando más agua o solución, el valor del pH se aumenta,
debido a que se diluye la solución del suelo y se expande la doble capa difusa (DCD). Por esta razón,
varios protones pueden pasar a la capa difusa, desde la solución externa (por fuera de la DCD) del
suelo, retirando parte de la acidez de ella y, por lo tanto, haciéndola más básica.
TABLA 14.2. Valores de pH de varios suelos seleccionados de Antioquia medidos bajo diferentes circunstancias.
(Resultados de Jaramillo, 1999, sin publicar).
pH agua v:v pH KCl 1N p:v pH CaCl2 0.01M p:v
HORIZONTE
1:1 1:2.5 1:5 1:1 1:2.5 1:5 1:1 1:2.5 1:5
pH NaF
1:50
Vertic Haplustept fino esmectítico isohipertérmico (SSS; 1998) (Promedio de 3 determinaciones)
A 7.3 7.68 7.69 5.12 5.56 5.56 6.40 6.69 6.73 -
Bw1 7.5 7.82 7.88 - 5.39 5.41 6.60 6.76 6.87 -
Bw2 7.6 7.85 7.89 - 5.33 5.36 6.70 6.87 6.99 -
Bw3 7.5 7.86 8.02 4.38 5.27 5.30 6.40 6.89 6.91 -
BC 7.5 7.89 7.99 4.70 5.10 5.11 6.40 6.84 6.85 -
Dystrudept isotérmico (SSS; 1998) (Promedio de 3 determinaciones)
A 4.20* - - - - - - - - -
Bw 5.23 5.4 5.52 - - - - - - -
C 3.96 - 4.37 2.89 - 3.11 - - - -
Thaptic Hapludand isomésico (SSS; 1998) (Promedio de 3 determinaciones)
Ap 4.9 - - 3.9 - - - - - 11.2
AC 5.1 - - 4.2 - - - - - 11.4
C 5.4 - - 4.5 - - - - - 10.5
Ab 4.9 - - 4.3 - - - - - -
A/Bb 5.2 - - 4.0 - - - - - 11.4
Bgb 5.2 - - 3.8 - - - - - 11.2
* Se hizo esta determinación también en una suspensión 1:1 pero p:v; el valor promedio encontrado fue de 4.4,
diferencia que no fue significativa estadísticamente (al 95%) con respecto al de la suspensión volumétrica.
1.2.2. Efecto de las sales
Cuando el pH del suelo se mide en una suspensión hecha con una solución salina adquiere un menor
valor (es más ácido) que cuando se determina en una suspensión hecha en agua. La adición de sal
incrementa la concentración de la solución del suelo con lo cual se contrae la DCD. Parte de los
cationes (H3O+ y otros) que estaban saturando el coloide son desplazados por el catión de la sal y
351
pasan a la solución externa, lo cual hace que el pH baje al aumentar la concentración de H3O+ en dicha
solución.
Con respecto a la medida del pH en suspensiones salinas, se presenta un caso especial en el sentido que
se produce incremento en el valor del pH; éste es el caso en el cual la determinación se lleva a cabo en
una suspensión hecha en NaF, en proporción 1:50 peso-volumen (1 g de suelo en 50 mL de solución);
en este caso, el F- desplaza iones OH- de las superficies de los coloides no cristalinos que pasan a la
solución del suelo incrementando su alcalinidad y, por tanto, subiendo el pH.
3.5
4
4.5
5
5.5
6
6.5
7
AGUA
1:1 V:V
AGUA
1:5 V:V
AGUA
1:1 P:V
AGUA
1:5 P:V
KCl 1:1
P:V
KCl 1:5
P:V
CaCl2
1:1 P:V
CaCl2
1:5 P:V
SUSPENSIÓN
pH
I
A
IB
U
A
U
B
V
FIGURA 14.2. Efecto de dilución y de sales sobre el pH de algunos suelos seleccionados de Antioquia: IA e IB:
Horizontes A y B, respectivamente de un Dystric Eutrudept fino mezclado isotérmico; UA y UB:
Horizontes A y B, respectivamente, de un Typic Kandiudult fino caolinítico isotérmico; V: Horizonte
A de un Vertic Haplustoll fino esmectítico isohipertérmico. (Clasificación según Soil Survey Staff,
SSS, 1998; promedios de 3 determinaciones). (Resultados de Jaramillo, 1999, sin publicar).
1.2.3. Efecto del contenido de CO2
Según Fassbender (1982), al aumentar la concentración de CO2 en la suspensión el pH disminuye
debido a la formación de ácido carbónico, en una primera etapa, y a la liberación de protones, en una
posterior, según la siguiente reacción:
CO2 + H2O Û H2CO3 Û H+ + HCO3
-
1.2.4. Variaciones estacionales
Se presentan variaciones en el pH, al ser medido en diferentes épocas del año, por efecto de cambios
que se producen, a través del tiempo, en el efecto de dilución, en el contenido de sales y/o en el aporte
352
de CO2 debido a la actividad biológica de los organismos en el suelo. En términos generales, en
períodos de clima seco, el pH del suelo es menor (más ácido) que en las épocas húmedas.
En todos los casos expuestos, tanto en la Tabla 14.2 como en la Figura 14.2, se observa que los
menores valores de pH se obtienen cuando éste se determina en una solución de KCl 1N, en
proporción peso de suelo a volumen de solución de 1:1.
En la Figura 14.2 se aprecia que cuando los suelos tienen una mineralogía que les proporciona carga
permanente: el Mollisol con propiedades vérticas y el Inceptisol eutrófico, el efecto del cloruro de calcio
sobre el pH no es tan marcado, comparado con la medida hecha en agua y contrasta bastante con la
medida que se obtiene en KCl; este comportamiento también se observa en el Inceptisol con
propiedades vérticas de la Tabla 14.2. En el Ultisol, donde predomina la carga variable, la diferencia
entre las medidas hechas con KCl y CaCl2 no es muy amplia pero sí lo son con respecto a las que se
hicieron en agua.
En el Andisol de la Tabla 14.2 se confirma también el fuerte impacto que tiene el KCl sobre el valor del
pH del suelo; además, se presentan los valores de pH que se obtienen en estos suelos cuando se hace la
suspensión en NaF.
Los resultados de Abril y Ortiz (1996), respaldan lo expuesto anteriormente; estos autores encontraron
valores promedios de 4.33, 3.78 y 10.46 para el pH en agua 1:1 v:v, en KCl 1N 1:1 p:v y en NaF 1:50
p:v, respectivamente, medidos en 82 muestras de Andisoles del oriente antioqueño, bajo cobertura de
Pinus patula.
1.3. CALIFICACIÓN DEL pH DEL SUELO
De acuerdo con el valor de pH que presenten y con el método utilizado para determinarlo, los suelos se
califican de varias maneras, según diferentes autores, como puede apreciarse en la Tabla 14.3.
TABLA 14.3. Calificación del pH del suelo para dos métodos de determinación.
pH DETERMINADO EN AGUA 1:1 pH DETERMINADO EN KCl 1:1, P:V
VALOR CALIFICACIÓN * VALOR CALIFICACIÓN **
< 3.5 Ultra ácido <4.0 Extremadamente ácido
3.5 - 4.4 Extremadamente ácido 4.0 - 4.9 Fuertemente ácido
4.5 - 5.0 Muy fuertemente ácido 5.0 - 5.9 Moderadamente ácido
5.1 - 5.5 Fuertemente ácido 6.0 - 6.9 Ligeramente ácido
5.6 - 6.0 Moderadamente ácido 7.0 Neutro
6.1 - 6.5 Ligeramente ácido 7.1 - 8.0 Ligeramente alcalino
6.6 - 7.3 Neutro 8.1 - 9.0 Moderadamente alcalino
7.4 - 7.8 Ligeramente alcalino 9.1 - 10.0 Fuertemente alcalino
7.9 - 8.4 Moderadamente alcalino > 10.1 Extremadamente alcalino
8.5 - 9.0 Fuertemente alcalino
> 9.0 Muy fuertemente alcalino
* Según Soil Survey Division Sstaff (SSDS, 1993). ** Según Fassbender (1982).
353
En términos generales puede considerarse que desde el punto de vista del pH, los suelos se pueden
agrupar en tres grandes categorías: Suelos ácidos los que presentan pH < 6.5; Suelos neutros los que
tienen pH entre 6.5 y 7.3 y Suelos básicos aquellos que exhiben valores de pH > 7.3. Más adelante se
ampliará esta concepción.
1.4. IMPORTANCIA DEL pH EN EL SUELO
1.4.1. En la disponibilidad de nutrientes
Prácticamente la disponibilidad de todos los nutrientes de la planta está controlada por el pH del suelo,
como se aprecia en la Tabla 14.4. En ésta se presenta la solubilidad de los nutrientes en el suelo en
relación con el pH del mismo. Además, también se incluye el valor de pH que produce la mayor
solubilidad de otros elementos que, aunque no son nutrientes vegetales, sí pueden afectar el desarrollo
de la planta.
TABLA 14.4. Efecto del pH sobre la solubilidad de algunos elementos que pueden afectar el desarrollo de la planta,
así como sobre algunos procesos relacionados con la nutrición vegetal.
ELEMENTO O PROCESO pH DE MÁXIMA DISPONIBILIDAD FUENTE
N 6 – 8 Guerrero, M. (1991)
P 5.6 – 6.6* Guerrero, M. (1991)
K y S > 6 Guerrero, M. (1991)
Ca y Mg > 6.5 Guerrero, M. (1991)
Fe < 6 Guerrero, M. (1991)
Mn < 5.5 Sánchez y Salinas (1983)
Cu y Zn 5 – 7 Guerrero, M. (1991)
B 5 – 7 y > 9 Guerrero, M. (1991)
Al < 5.5 Bohn et al (1993)
Na > 8.5 Porta et al (1994)
Nitrificación 6 – 8 Orozco (1999)
Desnitrificación 6 – 8 Orozco (1999)
* En Andisoles y en suelos LAC, entre 5.5 y 6.0.
1.4.2. En la identificación del tipo de carga de los coloides
Uehara y Keng (1974) establecieron que el tipo de carga que presenta el suelo se puede detectar
obteniendo el valor del delta de pH (DpH), haciendo la diferencia entre los valores de pH determinados
en KCl y en agua, según la siguiente relación:
D pH = pH en KCl - pH en agua [14.2]
Cuando el DpH adquiere signo negativo, en el suelo predomina este tipo de carga y es intercambiador
catiónico; cuando el signo es positivo, el tipo de carga que predomina en el suelo es el positivo y éste es
intercambiador neto de aniones.
354
1.4.3. En taxonomía de suelos
En la taxonomía de suelos del USDA (SSS, 1999, 1998) están definidas varias propiedades
diagnósticas con base en el pH. Los materiales espódicos del suelo y el horizonte sulfúrico, presentan
pH en agua 1:1 £ 5.9 y £ 3.5, respectivamente.
El pH en KCl se utiliza como criterio diferencial al nivel de gran grupo en los Oxisoles: Cuando su valor
es de 5.0 o más, caracteriza taxones con las partículas Acr o Acro.
Las familias Ácida y No ácida de suelos minerales están definidas por tener pH en CaCl2 0.01M (1:2) <
5.0 y ³ 5.0, respectivamente; también las familias Euic y Dysic de los Histosoles y de los Histel se
diferencian por dicho valor de pH: ³ 4.5 y < 4.5, respectivamente.
El DpH cuando es igual a cero o cuando es positivo en ciertas partes del suelo, identifica subgrupos
Anionic en los Oxisoles.
1.4.4. Para detectar coloides inorgánicos no cristalinos
La determinación del pH en NaF 1:50, p:v, se utiliza para detectar la presencia de coloides
inorgánicos no cristalinos en el suelo: Si el pH > 9.0, aquellos coloides están presentes en cantidades
mayores a 5 % en el suelo (Fieldes y Perrott, 1966).
1.5. CAPACIDAD BUFFER DEL SUELO
Es la resistencia del suelo a cambiar el pH al adicionarle ácidos o bases, dentro de un determinado
rango de valores de pH; esta capacidad es de especial magnitud en Andisoles, como lo muestran las
gráficas de la Figura 14.3.
4
5
6
7
8
0 5 10 15 20 25 30 40 50 60
t cal ha-1
pH
Dystrandept Tropofluvent Tropudult
355
FIGURA 14.3. Capacidad buffer de algunos suelos de Antioquia (Con base en datos de Muñoz, 1984).
La importancia de esta propiedad radica en que dificulta el cambio del pH del suelo, cuando se quiere
adecuar éste a un determinado valor, mediante la adición de sustancias ácidas o básicas. Ésta es una de
las razones por las cuales, hoy en día, el encalamiento no se realiza con el objetivo primordial de
producir dicho cambio de pH.
La capacidad buffer del suelo depende fundamentalmente del contenido y de la naturaleza de los
coloides que éste posea, así como de los cationes básicos intercambiables que tenga. Los cationes
básicos intercambiables ejercen un control importante en la capacidad buffer de los suelos que tienen
carga permanente y, en los suelos de carga variable son de especial importancia los óxidos de hierro,
sobretodo en el control de la acidificación del suelo, debido a que son los principales aceptores de
protones en estos suelo (Zhang y Yu, 1997; Kong et al, 1997). Además de lo anterior, altos contenidos
de materia orgánica y de alofano incrementan fuertemente la capacidad buffer de los suelos.
Espinosa (1994) sostiene que en los Andisoles se presenta tan alta capacidad buffer debido a la alta
superficie reactiva que poseen sus coloides, la cual impide que el pH aumente porque los OHproducidos
por la hidrólisis del CO3
2-, en el proceso de encalamiento, en lugar de quedar retenidos
reaccionan con ellos deprotonándolos y formando agua, con lo cual el pH no cambia; las reacciones
siguientes ilustran este efecto:
CaCO3 Û Ca2+ + CO3
2-
CO3
2- + H2O Û HCO3
- + OHX
H+ + OH- Û X- + H2O (X = Coloide)
De las reacciones anteriores se concluye que el pH no cambia pero que la deprotonación que sufren los
coloides involucrados produce cargas negativas en el suelo, es decir, aumenta su CIC, la cual, para el
caso, es variable.
2. SUELOS ÁCIDOS
Como se indicó anteriormente, a este grupo pertenecen aquellos suelos que presentan valores de pH
menores a 6.5; este tipo de suelos es muy importante en Colombia pues, según datos del IGAC,
reportados por Jaramillo et al (1994), más del 85 % del área del país está ocupada por suelos de
este grupo de reacción.
2.1. FUENTES DE ACIDEZ EN EL SUELO
356
Para que se genere un suelo ácido se requiere, en primera instancia, la presencia de diferentes sustancias
capaces de suministrar protones. Las principales fuentes de estos protones en el suelo son, según Bohn
et al (1993) y Kong et al (1997):
2.1.1. Grupos ácidos de los coloides inorgánicos del suelo
Se presentan varias fuentes de protones en estos materiales:
q En primer lugar, los iones de Al intercambiable hidratados, los cuales en su proceso de
neutralización se hidrolizan y liberan iones H3O+, según las siguientes reacciones:
[Al(OH2)6]3+ + H2O Û [Al(OH)(OH2)5]2+ + H3O+
[Al(OH)(OH2)5]2+ + H2O Û [Al(OH)2(OH2)4]+ + H3O+
[Al(OH)2(OH2)4]+ + H2O Û [Al(OH)3(OH2)3]0 + H3O+
q Iones H3O+ provenientes de la deprotonación de grupos terminales FeOH, AlOH y SiOH de las
estructuras básicas de los minerales.
q Iones H3O+ intercambiables de la superficie de los coloides, aunque éstos sólo son importantes,
en cantidad, cuando el pH es menor a 4.
2.1.2. Grupos ácidos de la materia orgánica
Según Fassbender (1982) las moléculas orgánicas del suelo presentan en su periferia radicales activos
carboxílicos y fenólicos (los carboxílicos son ácidos más fuertes que los fenólicos) que son fuente de
protones al disociarse de acuerdo con las reacciones (R representa el resto de la molécula orgánica):
R ¾ COOH + H2O Û R ¾ COO- + H3O+
R ¾ OH + H2O Û R ¾ O- + H3O+
2.1.3. Ácidos solubles
En los suelos se encuentran ácidos solubles que se producen en diversas cantidades por actividad
biológica o por prácticas agrícolas. Las principales fuentes de estos ácidos son:
q Aplicaciones intensivas de fertilizantes amoniacales y de urea (Orozco, 1999).
q Oxidación de pirita (FeS2) por drenaje que puede producir ácido sulfúrico, común en
Histosoles.
q Mineralización de la materia orgánica que puede producir ácidos orgánicos solubles.
2.2. FORMACIÓN DE SUELOS ÁCIDOS
357
Aparte de que en el suelo existen las fuentes de acidez expuestas en el numeral anterior, hay algunos
factores que favorecen la formación de suelos ácidos como:
q Unas condiciones climáticas en las cuales se presente un exceso permanente de la precipitación
sobre la evapotranspiración potencial que genere excedentes de agua que, en suelos con una
condición adecuada de drenaje, puede causar altas pérdidas de bases por lixiviación,
reduciendo su participación en el complejo de intercambio y favoreciendo la acumulación de Al,
Fe y otros cationes de carácter ácido.
q Los procesos de alteración de los minerales del suelo, bien sea por meteorización o por
pedogénesis, van liberando de sus estructuras cationes que pasan a la solución del suelo; entre
los cationes que se liberan, los básicos son los más solubles y, por lo tanto, los que más fácil se
pierden por lixiviación, acumulándose los de carácter ácido; este mecanismo de acidificación del
suelo se expresa fuertemente en suelos como los Oxisoles y Ultisoles.
q Algunos materiales parentales en su composición mineralógica no poseen materia prima para
que el suelo que se desarrolle de ellos tenga un adecuado contenido de bases, como es el caso
de las areniscas cuarcíticas y las cuarcitas, entre otros; también es conocido el caso de los
suelos de la altillanura colombiana, donde se han producido Oxisoles, favorecidos, en parte, por
la pobreza del material parental sedimentario que les dio origen, producto de la erosión en la
cordillera, que llegó ya meteorizado y, por tanto, empobrecido, a estos paisajes.
q El consumo de bases por parte de las plantas también ayuda a desbalancear el equilibrio entre
cationes básicos y ácidos, favoreciendo la acumulación de los ácidos.
q Las prácticas de manejo de suelos, como fertilización continua e intensiva con ciertos fertilizantes
de efecto residual ácido, favorecen la acidificación del suelo; el drenaje excesivo de los suelos
también puede ayudar eficientemente a su acidificación al incrementarse la lixiviación de bases en
él.
2.3. TIPOS DE ACIDEZ EN EL SUELO
En el suelo se distinguen varios tipos de acidez, dependiendo de los iones que la producen, los cuales
requieren diferentes métodos para cuantificarlas.
2.3.1. Acidez activa
Es la acidez que se evalúa cuando se mide el pH del suelo; es la que está determinando las condiciones
de acidez actual del suelo e involucra los iones H3O+ disociados en la solución de éste.
2.3.2. Acidez intercambiable
Es la acidez que está asociada al Al3+, Al(OH)2+ y al Al(OH)2
+ y se establece determinando la cantidad
de aluminio intercambiable que tiene el suelo al lavarlo con una solución de KCl 1N; el método para
realizar esta determinación puede verse en Motta et al (1990); este tipo de acidez es la más importante
en suelos que tienen pH < 5.5, ya que a partir de este valor empieza a aumentar la solubilidad del
aluminio, en forma exponencial.
358
2.3.3. Acidez titulable o potencial
Espinosa (1994) la define como la acidez dependiente del pH que se extrae con BaCl2-TEA a pH de
8.2 (ver método en el numeral 2.1.1 del Capítulo 13). Es muy alta porque incluye H3O+ no
intercambiable proveniente de la materia orgánica (fenol y carboxilo) y de sesquióxidos hidratados de
Fe y Al.
2.3.4. Acidez total
Comprende la sumatoria de la acidez intercambiable más la acidez titulable; tanto este tipo de acidez
como la titulable no tienen ninguna importancia práctica en el manejo de suelos. En la Tabla 14.5 se
presentan algunos ejemplos de valores de los diferentes tipos de acidez en algunos suelos de Colombia,
reportados por Guerrero (1991).
TABLA 14.5. Valores comunes de los diferentes tipos de acidez en algunos suelos de Colombia (Tomados de
Guerrero, 1991).
TIPO DE ACIDEZ [cmol (+) Kg-1 de suelo]
SUELOS
(ORDEN)
REGIÓN pH INTERCAMBIABLE
TITULABLE TOTAL
Inceptisol Sabana de Bogotá 4.5 4.0 41.0 45.0
Inceptisol Sabana de Bogotá 5.2 0.5 18.7 19.2
Andisol Chinchiná - Caldas 5.5 0.4 20.6 21.0
Oxisol Llanos Orientales 4.4 5.0 8.7 13.7
2.4. GRUPOS Y PROPIEDADES DE SUELOS ÁCIDOS
Los diferentes valores de pH en el rango ácido presentan diferencias entre los cationes que controlan la
acidez. Ésto genera propiedades y problemas de manejo diferentes; por lo anterior pueden separarse 4
grupos de suelos ácidos. Las propiedades más sobresalientes de dichos grupos se resumen de Sánchez
y Salinas (1983) y de Bohn et al (1993).
2.4.1. Suelos minerales con pH < 4.5
En este grupo de suelos predominan las formas de aluminio intercambiable del Al3+; también en éste es
apreciable el contenido y solubilidad de iones como H3O+ y de Mn2+, por lo cual tienen altas
probabilidades de que se presenten toxicidades con ellos; los procesos de transformación de amoniaco
a nitrato son muy lentos, pudiendo causar deficiencias de nitrógeno en plantas que no sean hábiles en
la utilización del amonio.
Los contenidos de bases intercambiables y de molibdeno son muy bajos, en tanto que los de los
demás elementos menores pueden ser bajos. La disponibilidad de fósforo puede ser muy baja en
estos suelos debido a que frecuentemente hay una alta fijación de este elemento que lo lleva a formar
compuestos completamente insolubles.
359
2.4.2. Suelos minerales con pH entre 4.5 y 5.5
En estos suelos actúan las formas de aluminio intercambiable Al (OH)2
+ y Al3+; en este rango de pH no
es significativo el contenido de H3O+ y los demás problemas expuestos para los suelos del grupo
anterior también se presentan en este grupo, aunque con menor intensidad que en aquel.
2.4.3. Suelos minerales con pH entre 5.5 y 6.5
En este grupo de suelos ya no hay ningún contenido de acidez intercambiable por lo que desaparece la
posibilidad de toxicidad con Al3+, H3O+ o Mn2+. Hay una mejora en la actividad biológica bacteriana
con respecto a la de los suelos con los valores de pH anteriores; el suministro de bases, de molibdeno y
de fósforo se mejora llegando a ser óptimo para muchas plantas en el límite superior del rango de pH
que define este grupo.
En términos generales, puede decirse que los suelos minerales ácidos, descritos en los numerales
anteriores, poseen buenas propiedades físicas. Tienen una buena estructura debido a la presencia de
los sesquióxidos de Fe y Al que la estabilizan, aunque se pueden producir cementaciones extremas o
formación de concreciones indeseables, bajo ciertas condiciones de manejo, como lo observaron
Ordóñez et al (1992) en la amazonia colombiana.
Sánchez y Salinas (1983) han encontrado que muchos Oxisoles y Ultisoles tropicales tienen una baja
capacidad de almacenamiento de agua para la planta, debido al tipo de coloide inorgánico que domina
en ellos y al bajo contenido de materia orgánica.
2.4.4. Suelos orgánicos
En general, todos los suelos orgánicos presentan reacción ácida y normalmente más ácida que la de los
suelos minerales, generada por los ácidos orgánicos que se acumulan en él, sobre todo cuando están
saturados con hidrógeno; los valores de pH de estos suelos pueden llegar a ser menores de 3.0, en el
caso de que presenten oxidación intensa de compuestos de azufre en estado de reducción.
En estudios hechos en el Putumayo y en el altiplano de Boyacá (Colombia), con este tipo de suelos,
López y Cortés (1978) encontraron que aquellos tenían alta CIC, alta acidez y contenidos bajos a
medios de bases y de fósforo, reflejándose una baja fertilidad en ellos; características similares encontró
Jaramillo (1992) en suelos orgánicos en el altiplano de Amalfi, nordeste antioqueño; otras propiedades
de estos suelos se detallan en el Capítulo 18.
2.5. INTERPRETACIÓN DE LA REACCIÓN EN SUELOS ÁCIDOS Y NEUTROS
Como se recuerda, la reacción del suelo se evalúa con dos parámetros: el pH y la acidez
intercambiable; con base en estos dos también se establecen las interpretaciones correspondientes.
360
2.5.1. El pH
Para evaluar esta medida, hay que tener en cuenta el cultivo que se piensa plantar en el suelo que se
estudia, pues cada planta tiene un valor de pH óptimo y un rango de tolerancia para su desarrollo; por
ejemplo, Valencia y Carrillo (1983) encontraron que el café puede establecerse en suelos con un rango
de pH entre 4.0 y 6.5, pero que el rango óptimo para su desarrollo está entre 5.0 y 5.5.
Guerrero (1991) sostiene que agronómicamente la mayoría de elementos esenciales y de cultivos se
comportan bien a pHs entre 5.5 y 6.7 y que probablemente el pH óptimo está entre 6.2 y 6.5. Herrón
(2001) aclara que en Andisoles este rango esta entre 5.5 y 6.01. El ICA (1992) reporta algunos rangos
de tolerancia de pH para algunas plantas de cultivo así:
q Plantas con rango entre 4.8 y 5.5: Piña, yuca, papa y pastos gordura, braquiaria y puntero.
q Plantas con rango de pH entre 5.6 y 6.4: Arroz, maíz, tomate, trigo, fríjol.
q Plantas con rango de pH entre 6.5 y 7.3: Alfalfa, trébol, algodón, coliflor, caña de azúcar.
Tablas con una gran cantidad de especies con su pH óptimo y su rango de tolerancia se encuentran
publicadas en Fassbender (1982) y en Porta et al (1994).
2.5.2. La acidez intercambiable
Para interpretar esta propiedad también se requiere conocer la especie vegetal que se pretende tener
pues no todas las plantas toleran las mismas cantidades de aluminio en el suelo; para evaluar el estado
de la acidez intercambiable en el suelo, Sánchez y Salinas (1983) han propuesto utilizar la saturación con
aluminio intercambiable con los siguientes niveles críticos generales, aunque cabe repetir que cuando se
conoce la planta que se quiere tener, para la interpretación debe conocerse su susceptibilidad a la
saturación propuesta:
Nivel de saturación con aluminio intercambiable Valor de la saturación ( % )
BAJO < 40
MEDIO 40 - 60
ALTO 60 - 80
MUY ALTO > 80
Sánchez y Salinas (1983) establecen una lista abundante de plantas con su grado de tolerancia a la
saturación con aluminio, de la cual se extraen los siguientes ejemplos de plantas de cultivo comunes:
q Plantas susceptibles (Saturación < 20%): Algodón, girasol, fríjol, soya.
q Plantas tolerantes (Saturación entre 40 y 60%): Arroz, tabaco, trigo, sorgo, papa, avena.
q Plantas muy tolerantes (Saturación > 60%): Yuca, piña, café, pasto braquiaria.
1 Herrón F. (2001). Exprofesor Universidad Nacional de Colombia. Sede Medellín. Asesor particular en fertilidad de
suelos. Comunicación personal.
361
En los Andisoles hay que tener mucha precaución en la interpretación de la saturación con Al, respecto
a la posibilidad de toxicidad con él, ya que Gartner (1994) demostró que el KCl 1M es capaz de
extraer Al unido a la materia orgánica, el cual no está en forma tóxica para las plantas.
2.6. MANEJO DE LOS SUELOS ÁCIDOS MINERALES
Se tratará únicamente el manejo que corresponde a los suelos minerales debido a que en el Capítulo 18
de este texto se incluye lo correspondiente a los suelos orgánicos; los suelos se tratarán en dos grupos:
uno de suelos con pH entre 5.5 y 6.5 y el otro con los suelos de pH < 5.5.
2.6.1. Suelos con pH entre 5.5 y 6.5
Los suelos con pH entre 6.1 y 6.5 presentan las condiciones casi óptimas para la nutrición de la mayoría
de las plantas. En los suelos con pH entre 5.5 y 6.0 los principales limitantes para su uso agropecuario
se relacionan con problemas de nutrición ocasionados por desbalances entre nutrientes o por
deficiencia de ellos en el suelo.
En el caso del nitrógeno, este elemento puede suplirse aplicando materia orgánica al suelo (ver Capítulo
17) o por medio de fertilizantes químicos; el fósforo y el potasio, en caso de que sean deficientes, se
aplican al suelo en forma de fertilizantes, en las dosis que corresponda de acuerdo con el nivel de
deficiencia y con la exigencia del cultivo.
Si en el suelo se presentan deficiencias de las otras bases (Ca y Mg), éstas se aplican al suelo en las
cantidades requeridas a partir de cales agrícolas (si se requiere sólo Ca) o de cales dolomíticas (si se
requieren Ca y Mg); estos materiales se aplican con los métodos y precauciones que se utilizan para los
fertilizantes, pues se están usando como si fueran uno de ellos.
Cualquier otro problema de deficiencias nutricionales, que se presente en estos suelos, debe ser resuelto
siguiendo las pautas dadas para los elementos anteriores, es decir, medir las cantidades que posee el
suelo, establecer el requerimiento de la planta y si el suelo es deficiente, calcular la cantidad que falta y
aplicarla en forma de fertilizante; cabe aclarar que los métodos utilizados para hacer los cálculos de
fertilizantes a aplicar escapan a los objetivos de este texto.
2.6.2. Suelos con pH < 5.5
Como se indicó anteriormente, en estos suelos la posibilidad de que se presenten toxicidades,
principalmente por aluminio, es alta. Éste es el primer problema que se debe evaluar y tratar de resolver.
Para estimar la posibilidad de toxicidad con aluminio, se debe establecer el valor de la saturación que se
presenta en el suelo con este catión y comparar esa saturación con la que es capaz de tolerar el cultivo
que se desea plantar. Si hay más aluminio del que la planta tolera, se debe neutralizar (llevar a formas
insolubles) el exceso mediante prácticas de encalamiento.
362
Los materiales más utilizados para llevar a cabo el encalamiento en los suelos son la cal agrícola:
CaCO3 y la cal dolomítica: [CaMg (CO3)2]; en Colombia la cal agrícola contiene entre 70% y 80% de
CaCO3 y la dolomítica contiene entre 40% y 70% de CaCO3 y entre 8 y 36% de MgCO3; aparte de
los anteriores materiales, se pueden utilizan otros para encalar el suelo como la cal viva (CaO), la cal
apagada [Ca (OH)2] y roca fosfórica.
El propósito fundamental del encalamiento es neutralizar la acidez intercambiable que hay en exceso en
el suelo para una determinada especie vegetal; sin embargo, con esta práctica se obtienen otros
beneficios colaterales: se reduce la toxicidad de Al, Mn y Fe; se eleva el pH; se aumenta la
disponibilidad del fósforo y del molibdeno; se mejora el suministro de Ca y/o de Mg, así como de N; se
mejora la actividad microbiológica en el suelo, especialmente de las bacterias; si no hay buena
estructuración en el suelo, el encalamiento puede mejorarla.
Con relación a las dosis de cal que deben aplicarse al suelo, hay varios criterios para establecerlas como
lo muestran Fassbender (1982) y Guerrero (1991), entre otros autores; para fines prácticos puede
tomarse la recomendación del ICA (1992) que establece que por cada miliequivalente de Al3+ por 100
gramos de suelo que haya que neutralizar, se deben aplicar 1.5 toneladas por hectárea de cal agrícola
con 80% de CaCO3, si el suelo tiene menos de 10% de materia orgánica y pH < 5.5 o más de 10% de
materia orgánica y pH < 5.0.
Cochrane et al, citados por Sánchez y Salinas (1983), establecieron la siguiente relación para calcular
los requerimientos de cal agrícola del suelo, teniendo como base el porcentaje de saturación con
aluminio que tenga:
( )
úû
ù
êë
é + +
- = -
100
1 1.8
3
RAS Al Ca Mg
t CaCO ha Al [14.3]
Donde RAS representa el porcentaje de saturación con aluminio tolerable por el cultivo a establecer y
Al, Ca y Mg son las cantidades de aluminio, calcio y magnesio que tiene el suelo, en meq (100 g de
suelo)-1 o en cmol (+) kg-1 de suelo.
Como ejemplo de la aplicación de esta fórmula se tiene un suelo con contenidos de Al, Ca y Mg de 3.1,
2.2 y 1.3 cmol (+) kg-1 de suelo, respectivamente. Se quiere saber cuántas toneladas por hectárea de
cal agrícola se le deben aplicar a dicho suelo para dejar la saturación con Al en un valor de 20%, que es
la máxima tolerable por el cultivo que se va a establecer en él:
( ) t CaCO ha 3.204 t
100
20 3.1 2.2 1.3
( ) 1 1.8 3.1
3 = úû
ù
êë
é + +
- = -
La cal necesaria se aplica al voleo (esparcida en forma continua sobre la superficie del suelo) y se
incorpora a la capa arable del mismo con un mes de anticipación a la siembra del cultivo por lo menos,
para que haya tiempo suficiente de reacción y sea eficiente la neutralización del Al3+. Ésta se presenta
363
según la siguiente reacción, resumida con base en las de Guerrero (1991) y de Espinosa (1994) ( la X
representa el coloide del suelo):
X (Al)2 + 3CaCO3 + 3H2O Û X (Ca)3 + 2Al (OH)3 + 3CO2
Después de haber corregido, en este grupo de suelos, el problema de la acidez intercambiable, se
procede a solucionar los otros problemas nutricionales que se presenten. Para ésto se tienen en cuenta
las consideraciones expuestas en el primer grupo de suelos ácidos del numeral anterior.
Otras prácticas de manejo, para estos suelos, discutidas ampliamente por Sánchez y Salinas (1983),
consisten en cambiar el sentido tradicional del manejo de la fertilidad del suelo. En lugar de llevar a cabo
una serie de acciones tendientes a adecuar el suelo a unos requerimientos que tiene la planta, se buscan
plantas que se adapten a las condiciones que presenta el suelo en su condición natural.
En términos generales, las leguminosas son más tolerantes que las gramíneas a la acidez y al bajo
suministro de fósforo, en tanto que las gramíneas son más tolerantes a excesos de manganeso que las
leguminosas.
Con aquellos sistemas de evaluación y selección de material vegetal adaptado a determinadas
condiciones de suelo, Sánchez y Salinas (1983) reportan gran cantidad de trabajos en los cuales se han
obtenido plantas alimenticias para el hombre, pastos y leguminosas forrajeras y otros tipos de plantas
resistentes a la toxicidad con aluminio o con manganeso; con estas plantas, se pueden obtener
producciones relativamente buenas, utilizando eficientemente las bajas cantidades de insumos que se
requieren con estos sistemas de manejo.
El Instituto Colombiano Agropecuario (ICA) desarrolló algunas variedades de plantas tolerantes a la
acidez para los suelos ácidos de los Llanos Orientales de Colombia, como puede verse en la Tabla
14.6.
TABLA 14.6. Variedades de algunas plantas de cultivo tolerantes a diferentes condiciones de acidez, desarrolladas
por el ICA para los suelos de los Llanos Orientales de Colombia, según información de Valencia y Leal
(1996).
CULTIVO VARIEDAD
SATURACIÓN CON Al
QUE TOLERAN (%)
PRODUCCIÓN (kg ha-1)
Arroz Oryzica Sabana 6 90 3220
Soya Soyica Altillanura 2 70 2100
Maíz Sikuani V-110 55 2930
Icaravan 1 60 2478
Sorgo Sorghica Real 60 60 3109
Sorghica Real 40 40 3090
2.7. CLASIFICACIÓN TAXONÓMICA DE SUELOS ÁCIDOS
364
Según el sistema taxonómico americano (SSS, 1999, 1998), los suelos ácidos se encuentran
distribuidos en casi todos los órdenes del sistema; sin embargo, hay algunos órdenes en los cuales son
los suelos dominantes.
Los suelos de los órdenes Oxisoles y Ultisoles (suelos tropicales típicos) agrupan sólo suelos ácidos, los
cuales se caracterizan por presentar una evolución avanzada, alta lixiviación de bases, bajo contenido de
minerales meteorizables y predominio de sesquióxidos de Fe y Al en la fracción arcilla.
El orden de los Espodosoles también agrupa suelos ácidos originados por alta lixiviación de bases y por
procesos de eluviación - iluviación de materia orgánica, arcilla y/o sesquióxidos de Fe y Al o por la
acumulación de materiales espódicos; estos suelos se originan principalmente en climas húmedos y con
materiales parentales muy permeables.
Algunos órdenes presentan taxones donde los suelos son ácidos; en Colombia, los suelos ácidos más
frecuentes se identifican mediante los siguientes elementos formativos:
q Inceptisoles: Sulf, Hum, Dystr, al nivel de gran grupo; Sulfic, Aquandic, Cumulic, Humic, Histic,
Plinthic, Andic, Oxic, Dystric, al nivel de subgrupo.
q Entisoles: Sulf, en gran grupo y Sulfic, Humaqueptic, Andic, al nivel de subgrupo.
q Andisoles: La mayoría de ellos en el país son ácidos.
q Alfisoles, Mollisoles y Vertisoles: En algunos se pueden presentar suelos ligeramente ácidos a
casi neutros como Kandi, Kanhapl, Umbr, Dystr, en gran grupo y Umbric, Histic, Oxic, Plinthic,
Andic, Ultic, Kandic, Alic, en subgrupo.
q Histosols: Como se mencionó anteriormente, en este orden se agrupan los suelos orgánicos, los
cuales son suelos ácidos.
Al nivel de familia se definen algunos taxa cuyos suelos pueden presentar condiciones de acidez:
q Familias por clase mineralógica para órdenes diferentes a Oxisoles e Histosoles: Ferrítica,
Gibbsítica, Oxídica, Halloysítica, Caolinítica y algunas Mezcladas.
q Familias por reacción: Ácida, Álica.
3. SUELOS BÁSICOS
Se incluyen en este grupo aquellos suelos que presentan valores de pH > 7.3.
3.1. FUENTES DE ALCALINIDAD EN EL SUELO
En el suelo funcionan como fuentes de alcalinidad aquellas sustancias que al reaccionar con el agua
producen iones hidroxilo; en este sentido, los cationes alcalinos del suelo están constituidos por las
bases, es decir, por los cationes Ca2+, Mg2+, K+ y Na+.
3.2. FORMACIÓN DE SUELOS BÁSICOS
Algunos de los factores que favorecen la formación de suelos básicos son:
365
q Los procesos de alteración de minerales por meteorización o por pedogénesis liberan cationes
de las estructuras mineralógicas, los cuales pasan a la solución del suelo y permanecen en él si
las condiciones climáticas lo permiten; un ejemplo de este mecanismo lo dan las siguientes
reacciones:
CaCO3 + H2O + CO2 Û CaCO3 + H2CO3 Û Ca2+ + 2HCO3
-
Calcita
8NaAlSi3O8 + 6H+ + 28H2O Û 3Na 0.66 Al 2.66 Si 3.33 O10 (OH)2 + 14H4 SiO4 + 6Na+
Albita Montmorillonita
3KAlSi3O8 + 2H+ + 12H2O Û KAl3Si3O10 (OH)2 + 6H4SiO4 + 2K+
Ortoclasa Ilita
q Unas condiciones climáticas en las cuales la evapotranspiración potencial sea mayor que la
precipitación generan déficit de agua en el suelo y, por lo tanto, no hay lavado de bases y/o
sales, sino que éstas se acumulan en aquel. Ésto hace que los suelos básicos sean más comunes
en regiones áridas y semiáridas.
q Sedimentos acumulados bajo áreas marinas o bajo cuerpos de agua salada, como lagos y
lagunas, son enriquecidos en sales por efecto de la evaporación de las aguas; cuando estos
depósitos quedan expuestos en la superficie del terreno, dan origen a suelos básicos.
q Áreas bajas, con relieves plano-cóncavos, tienen drenaje restringido y, por lo tanto, no son
sometidas a procesos de lavado de sus bases; por el contrario, pueden incluso sufrir aporte de
ellas por el nivel freático.
q Zonas con nivel freático alto y contaminado con sales provenientes de aguas subterráneas
salobres, pueden alcalinizar el suelo por ascenso capilar de sales a partir de aquel.
q También en este caso, como en el de los suelos ácidos, el mal manejo del suelo puede generar
condiciones de alcalinidad en él; las actividades que con mayor frecuencia producen estos
problemas en el suelo son las malas prácticas de riego: los malos diseños, el drenaje insuficiente
o el uso de aguas de mala calidad; también, el uso continuo de fertilizantes con efecto residual
alcalino.
3.3. GRUPOS Y PROPIEDADES DE LOS SUELOS BÁSICOS
Como en el caso de los suelos ácidos, en los suelos básicos también se pueden separar diferentes
grupos teniendo en cuenta su tipo de basicidad y las propiedades que de ellas se derivan.
3.3.1. Suelos salinos
Son suelos que presentan una conductividad eléctrica (capacidad de una solución de transmitir la
electricidad, la cual está en relación directa con su contenido de sales) en el extracto de saturación de 4
o más dSm-1, un PSI < 15% y generalmente su pH es menor a 8.5. Con frecuencia estos suelos
366
presentan costras salinas blancas en la superficie por lo que son llamados álcali blanco (Laboratorio de
Salinidad, 1974).
Las propiedades de estos suelos dependen de su contenido de sales el cual controla el potencial
osmótico de la solución del suelo y, por lo tanto, buena parte de la disponibilidad de agua para las
plantas; además, este contenido también controla la posibilidad de que se presente toxicidad en ellas; los
contenidos de bases son relativamente altos pero su balance es muy variable; los aniones más comunes,
en estos suelos, son los cloruros y los sulfatos, aunque, a veces, es importante el contenido de nitratos
(Laboratorio de Salinidad, 1974).
Como estos suelos generalmente se desarrollan en condiciones de climas secos, su contenido de materia
orgánica es bajo y, por tanto, hay deficiencia de nitrógeno; en las condiciones de pH que predominan en
estos suelos también son comunes las deficiencias en fósforo y en elementos menores, exceptuando el
molibdeno; los contenidos de bases son generalmente altos, pero son frecuentes los desbalances entre
ellas, pudiendo ocasionar deficiencias en las plantas por antagonismo; normalmente, tienen buenas
propiedades físicas.
3.3.2. Suelos sódicos
Según el Laboratorio de Salinidad (1974) estos suelos poseen un PSI > 15%, una conductividad
eléctrica < 4 dSm-1 y generalmente presentan pH > 8.5; se les da el nombre común de álcali negro
porque normalmente presentan acumulación de materia orgánica dispersa en la superficie por lo cual
adquieren una película de color oscuro en ella (ver Figura 14.4).
FIGURA 14.4. Costras superficiales formadas en suelos sódicos (álcali negro).
En estos suelos, el alto contenido de sodio intercambiable genera problemas importantes de
porosidad y permeabilidad originados por la dispersión de los coloides, aparte de que este elemento
también puede producir toxicidad en plantas susceptibles.
367
Con relación a sus propiedades nutricionales, estos suelos presentan las mismas limitaciones que los
salinos, aunque en un grado mayor que aquellos, debido a que los sódicos presentan mayores valores
de pH; García (1991) encontró que en la mayoría de los suelos sódicos del Valle del Cauca el anión
predominante es el sulfato.
3.3.3. Suelos salino - sódicos
Son suelos que presentan conductividad eléctrica mayor a 4 dSm-1 y PSI > 15% (Laboratorio de
Salinidad, 1974); generalmente su pH es menor a 8.5 debido a la presencia de exceso de sales; esta
misma condición de alta salinidad no deja que la estructura del suelo se colapse al impedir la dispersión
de los coloides, por lo cual estos suelos no presentan los problemas físicos de los suelos sódicos.
La eliminación de las sales antes que el Na+ , en estos suelos, los transforma en sódicos. Los limitantes
de fertilidad que presentan se encuentran en una situación intermedia entre los dos grupos anteriores de
suelos básicos.
3.3.4. Otros sue los básicos
Aparte de los grupos anteriores, se definen otros grupos de suelos que, debido a los componentes que
acumulan, adquieren reacción básica; ellos son:
q Suelos magnésicos: Aquellos que presentan alta saturación con Mg2+ en el complejo de
intercambio; García (1991) enumera varios trabajos en los cuales se sostiene que altas
cantidades de Mg2+ (la cual no está definida explícitamente) tienen efectos similares a los que
tiene el Na+ en el suelo, cuando éste está saturando más de 15% de la CIC del mismo; pese a lo
anterior, Sarria y García (1991) y Mendoza y García (1991) no encontraron ningún efecto de
las altas concentraciones de Mg2+ sobre las propiedades físicas de los Vertisoles del Valle del
Cauca que trabajaron.
El autor de este texto encontró encostramiento superficial y poco desarrollo estructural, con
fuerte tendencia a estructura columnar, en Inceptisoles de laderas del Valle de Aburrá,
derivados de dunita (roca ultrabásica, ver Capítulo 1, página 23), con pH > 6.5 y saturación
con Mg2+ > 30%.
En trabajos más recientes e intensivos de caracterización de suelos magnésicos en el Valle del
Cauca, Borrero et al (1998) definieron varios grupos de este tipo de suelos, teniendo en cuenta
la relación que presentaban entre los contenidos de sus bases intercambiables. Adoptaron,
como límite crítico para definir el carácter magnésico, una saturación con Mg intercambiable de
la CIC 7.0, mayor o igual a 30% y, de sus observaciones de campo, concluyeron que los suelos
magnésicos de esta región son altamente plásticos y pegajosos, muy duros al secarse, que
retienen humedad con una fuerza extraordinaria y que presentan fuerte deterioro de sus
propiedades físicas.
368
Borrero et al (1998) encontraron, además, una relación entre el grupo de suelo magnésico
definido y el paisaje fisiográfico en el cual se ubicaban y un área total afectada por dichos suelos
de 116869 ha; de esta área, 24597 ha se ubicaron en la llanura aluvial del río Cauca y 79440 ha
en la llanura aluvial de piedemonte.
q Suelos calcáreos: Son suelos con alto contenido de carbonato de calcio libre, por lo cual
reaccionan con HCl diluido, produciendo efervescencia; estos suelos presentan pH > 8.4.
Pulido (2000) encontró que estos suelos se distribuyen ampliamente en la zona caribe
colombiana, afectando alrededor de 758200 ha y, en la mayoría de los casos, afectados
también con otras sales y con sodio.
3.4. MANEJO DE LOS SUELOS BÁSICOS
Escapa al alcance de este documento hacer un análisis detallado de las prácticas que se llevan a cabo
para recuperar estos suelos con el fin de desarrollar en ellos actividades agropecuarias; sin embargo,
debe hacerse un esbozo de las principales actividades que se deben llevar a cabo para adecuar estos
suelos, sobre todo para llamar la atención acerca de la complejidad que está involucrada en ella, aparte
de los altos costos en insumos y tiempo que requieren: hasta más de 3 ó 4 años, dependiendo del
problema específico que se tenga.
3.4.1. Suelos Salinos
En este grupo de suelos, la principal acción a desarrollar para recuperarlos consiste en eliminar las sales
que se encuentran en exceso en él; lo anterior se logra haciendo pasar a través del suelo una cantidad
adecuada de agua, generalmente aplicada con algún sistema de riego; Pizarro (1978) sostiene que el
método más eficiente de hacer los lavados es fraccionando la dosis en varias aplicaciones en lugar de
aplicarla en un solo riego.
Para garantizar que las sales disueltas en el agua realmente sean eliminadas del suelo, debe proveerse un
adecuado sistema de drenaje que las reciba y las exporte del lote que está en recuperación.
Generalmente, después de que se han eliminado las sales perjudiciales del suelo con los lavados, es
necesario hacer unos lavados de mantenimiento, los cuales pueden hacerse periódicamente e
independientes del riego convencional para el cultivo o pueden hacerse en estos riegos, aplicando un
exceso de agua en cada uno de ellos
3.4.2. Suelos sódicos
Estos suelos son más difíciles de recuperar debido al deterioro de sus propiedades físicas; en este caso
se requiere remover del suelo el Na+ que está ocupando los sitios de intercambio.
La remoción del Na+ del complejo de intercambio se hace adicionando al suelo enmiendas químicas
que aporten Ca2+ o que activen el que hay en el suelo para que lo reemplace. Una vez removido el Na+
369
se aplican riegos para lavar. En este punto es donde se presenta la mayoría de complicaciones para la
recuperación, pues el suelo ha perdido su estructura y, por tanto, su espacio poroso y su permeabilidad,
dificultando los lavados.
Se hace necesario mejorar las propiedades físicas del suelo para mejorar la eficiencia de los lavados;
estas mejoras pueden hacerse de varias formas:
q Mecánicamente, mediante aradas profundas para romper discontinuidades hidráulicas entre
horizontes del suelo o con subsolado para romper horizontes y/o capas compactadas o
cementadas.
q Adicionando arena a suelos arcillosos para cambiar su textura y, por tanto, sus propiedades
hidrológicas (Pizarro, 1978).
q Aplicando materia orgánica para mejorar la estructura del suelo y las propiedades relacionadas
con ella; los productos de la descomposición de este material pueden mejorar la solubilidad de
ciertas sales de calcio en el suelo y favorecer la sustitución de Na+ por Ca2+.
Con respecto al uso de las enmiendas, Pizarro (1978) y el Laboratorio de Salinidad (1974) llaman la
atención en el sentido de que no todas sirven en todos los suelos. Agrupan los suelos sódicos en tres
clases, de acuerdo con algunas propiedades que tienen que ver con su recuperación:
q 1. Suelos que contienen carbonatos alcalinotérreos.
q 2. Suelos casi sin carbonatos alcalinotérreos y con pH > 7.5.
q 3. Suelos casi sin carbonatos alcalinotérreos y con pH < 7.5.
El Laboratorio de Salinidad (1974) y Pizarro (1978) establecen la utilidad de varias enmiendas que se
aplican en la recuperación de suelos sódicos, teniendo en cuenta las categorías establecidas en el
párrafo anterior, como se muestra en la Tabla 14.7.
TABLA 14.7. Utilidad de varias enmiendas en la recuperación de suelos sódicos, según el tipo de suelo (Tomada de
Pizarro, 1978).
TIPO DE SUELO
ENMIENDA
1* 2* 3*
Yeso Adecuado Adecuado Adecuado
CaCl2 Adecuado Adecuado Adecuado
Azufre Muy adecuado Adecuado Restringido
H2SO4 Muy adecuado Adecuado Restringido
Sulfatos de Fe y Al Muy adecuado Adecuado Restringido
CaCO3 Inútil Poco útil Adecuado
Polisulfuro de Ca Muy adecuado Adecuado Restringido
* Definiciones del párrafo anterior.
A continuación se presentan algunos ejemplos de las reacciones que se producen entre diferentes
enmiendas con suelos sódicos de variadas características (X representa los coloides del suelo):
Con yeso: X Na2 + CaSO4 Û X Ca + Na2SO4
370
Con CaCl2: X Na2 + CaCl2 Û X Ca + 2NaCl
Con azufre: 2S + 3O2 Û 2SO3
SO3 + H2O Û H2SO4
H2SO4 + CaCO3 Û CaSO4 + CO2 + H2O
X Na2 + CaSO4 Û X Ca + Na2SO4
Con CaCO3: X Na2 + CaCO3 Û X Ca + Na2CO3
Después de aplicar las enmiendas, se hacen los lavados correspondientes, por lo cual, aquí, como en el
caso de los suelos salinos, es indispensable un buen sistema de drenaje para su recuperación.
3.4.3. Suelos salino - sódicos
En este grupo de suelos, primero, se debe resolver el problema del exceso de Na+ y, luego, el de las
sales; si se hace el proceso contrario, se transforma un suelo salino - sódico en sódico, dificultándose
enormemente su recuperación.
De acuerdo con lo anterior, inicialmente se deben aplicar enmiendas para desplazar Na+, como en los
suelos sódicos y luego se hacen los lavados, tanto para eliminar el Na+ como las sales, teniendo en
cuenta que el lavado de las sales es más eficiente que el del Na+.
En todos los suelos básicos se puede cultivar durante el proceso de recuperación con el fin de ir
mejorando su medio físico y de aumentar su contenido de materia orgánica; hay que seleccionar bien los
cultivos de acuerdo con la tolerancia que tengan frente al Na+ y/o a las sales. En la Tabla 14.8 se
presentan algunas especies vegetales con su respectiva tolerancia a Na+ y a las sales, tomadas de
amplias listas elaboradas por el Laboratorio de Salinidad (1974), Pizarro (1978) y Bohn et al (1993).
Aparte de las prácticas analizadas anteriormente, en la mayor parte de los suelos básicos se presentan
problemas nutricionales que pueden ser resueltos mediante:
q Fertilización edáfica: según los requerimientos del cultivo y los contenidos en el suelo se
aplican fertilizantes que suministren nitrógeno, fósforo y potasio.
q Fertilización foliar: haciendo un seguimiento juicioso al desarrollo de los cultivos, pueden
detectarse deficiencias de elementos menores en la planta que pueden ser resueltas por medio
de aplicaciones foliares de los fertilizantes que los posean.
q La adición de materia orgánica, aparte de ir mejorando el medio físico, puede aportar
algunos nutrientes a las plantas, sobre todo si se aplican ciertos tipos de ella (ver Capítulo 17).
371
TABLA 14.8. Tolerancia* de algunas especies vegetales comunes, a diferentes condiciones de basicidad del suelo,
según varios autores (ver texto).
TOLERANCIA A LA SALINIDAD (dS m-1) TOLERANCIA AL PSI ( % )
ALTA
(CE** 18 - 10)
MEDIA
(CE 9 - 6)
BAJA
(CE 5 - 2)
MUY ALTA
PSI > 40
ALTA
PSI 40 - 20
MEDIA
PSI 20 - 10
BAJA
PSI 10 - 2
Palma datilera Tomate Pera Tomate Zanahoria Habichuela
Remolacha Repollo Manzana Trigo Trébol Maíz
Espárrago Coliflor Naranja Alfalfa Lechuga
Pasto Bermuda Lechuga Fresa Cebada Avena
Cebada Zanahoria Rábano Remolacha Cebolla
Algodón Cebolla Apio Algodón Rábano
Trigo Habichuela Arroz
Avena Habas Sorgo
Arroz Espinaca
Sorgo
Maíz
Girasol
Casi todos
los frutales
y los cítricos
* Con respecto a la tolerancia a salinidad, los cultivos están ordenados de mayor a menor grado de tolerancia en la
respectiva columna, dentro del rango establecido en ella.
** Conductividad eléctrica.
3.5. CLASIFICACIÓN TAXONÓMICA DE LOS SUELOS BÁSICOS
En el sistema de clasificación de suelos del USDA (SSS, 1999, 1998), hay varios órdenes donde los
suelos son dominantemente básicos en su reacción.
En el orden Aridisol, prácticamente todos los suelos presentan reacción neutra o básica, predominando
esta última; las condiciones climáticas bajo las cuales se desarrollan estos suelos son las adecuadas para
que no se presente lixiviación en el suelo y para que se acumulen los productos de la meteorización y/o
de la pedogénesis en ellos, generando características básicas; esta condición climática se presenta en la
península de la Guajira y en algunas zonas desérticas del interior del país, como el desierto de la
Candelaria en Boyacá y el de La Tatacoa en el Huila.
En los Vertisoles, aunque se presentan unos pocos taxa donde se encuentran suelos ligeramente ácidos,
la gran mayoría de los suelos que se clasifican dentro de este orden son neutros o básicos, favorecido
esto por el tipo de arcillas que presentan; en este orden son frecuentes los suelos sódicos, salinos y
magnésicos en Colombia.
Muy buena parte de los suelos de los órdenes Mollisoles y Alfisoles presentan condiciones de reacción
básica; en los Mollisoles son comunes los suelos calcáreos en el Valle del Cauca y en los Alfisoles se
presentan algunos suelos sódicos de la Costa Atlántica, el Altiplano Cundiboyacense y el Valle del
Cauca.
En los órdenes Inceptisoles, Andisoles y Entisoles, pueden encontrarse suelos básicos en algunos niveles
taxonómicos identificados con partículas como Calci, Eutro y Hal en gran grupo y Alfic, Calcic, Eutric,
Salidic, Sodic y Mollic, en los subgrupos, aunque no son muy frecuentes en Colombia.
372
Algunas partículas que se usan en las categorías altas de la taxonomía que implican problemas
específicos de basicidad en los suelos son:
q Sal, al nivel de suborden; Sal o Sali en el gran grupo y Salidic o Halic, al nivel de subgrupo,
indican presencia de sales en por lo menos un horizonte del suelo.
q Calc, en suborden; Calci, en gran grupo y Calcic o Petrocalcic en el subgrupo, indican la
presencia de carbonato de calcio libre en el suelo, en alguno o todos sus horizontes.
q Natr en gran grupo y Natric o Sodic en subgrupo, indican la presencia de por lo menos un
horizonte nátrico (sódico) en el suelo; en algunos casos, la partícula Arg también puede implicar
la presencia de este horizonte.
Al nivel de familia, la taxonomía también define algunos taxa que pueden tener condiciones de reacción
básica; esta situación la presentan:
q Familias por mineralogía: Carbonática, Gypsica, Esmectítica, Vermiculítica e Ilítica.
q Familias por reacción: Calcárea.
RECORDAR
Ø La reacción del suelo se mide con el pH.
Ø El método estándar para determinar el pH del suelo es el potenciométrico en agua, con
relación volumétrica suelo: agua 1:1.
Ø Si el pH se mide en suspensiones hechas con soluciones salinas de KCl o de CaCl2, su
valor es menor que si se hace en agua.
Ø Los suelos poseen capacidad buffer, la cual es muy alta en Andisoles.
Ø Los suelos, según su pH, se pueden agrupar en 3 grandes categorías: Ácidos, con pH <
6.5; Neutros, con pH entre 6.5 y 7.3 y Básicos, con pH > 7.3.
Ø En Colombia predominan ampliamente los suelos ácidos.
Ø En los suelos minerales, la acidez está más controlada por el aluminio intercambiable,
especialmente cuando su pH es menor a 5.5.
Ø Los suelos ácidos presentan baja disponibilidad de bases, de fósforo y de molibdeno y
pueden presentar toxicidad con Al, Mn o Fe.
Ø Las prácticas de manejo más frecuentes en suelos ácidos son fertilización y encalamiento.
Ø Los órdenes taxonómicos que agrupan mayor cantidad de suelos ácidos, en Colombia, son:
Oxisol, Ultisol, Andisol, Histosol e Inceptisol.
Ø Los suelos básicos, en Colombia, se encuentran principalmente en la Guajira, Valle del
Cauca, Costa Atlántica y altiplano cundiboyacense.
Ø Entre los suelos básicos hay tres grupos que presentan problemas especiales: los suelos
salinos, los suelos sódicos y los suelos salino-sódicos.
Ø Los suelos básicos de Colombia presentan bajo contenido de materia orgánica y de fósforo
disponible, así como deficiencia de elementos menores, excepto Mo; dependiendo de
situaciones particulares, también pueden presentar toxicidad con sales y/o con Na y fuerte
deterioro de sus propiedades físicas.
373
Ø Las principales prácticas de manejo en los suelos básicos incluyen fertilización,
aplicaciones de materia orgánica, riego y drenaje.
Ø Los órdenes taxonómicos que más suelos básicos agrupan, en Colombia, son Vertisol,
Mollisol y Alfisol.
BIBLIOGRAFÍA
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AUTOEVALUACIÓN
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1. ¿Cuándo se considera una sustancia como ácido?. ¿Cuándo como base?.
2. ¿Qué es pH?.
3. ¿Cuáles factores afectan la determinación del pH del suelo?.
4. ¿Por qué el pH medido en una solución de KCl es menor que el pH medido en agua?.
5. ¿En qué rango de valores de pH se considera el suelo neutro?.
6. ¿Cuál es el rango de pH en el cual se presenta mejor disponibilidad de nutrientes para la planta?.
7. ¿Cómo se utiliza el pH para detectar la presencia de materiales inorgánicos no cristalinos en el suelo?.
8. ¿En qué circunstancias es importante la capacidad buffer del suelo?.
9. Analizar 4 mecanismos que lleven a la formación de suelos ácidos.
10. ¿Cuál es la acidez intercambiable del suelo y porqué es importante?.¿En qué condiciones de suelos se
presenta?.
11. Establecer las diferencias más importantes entre los 3 grupos de suelos ácidos minerales definidos.
12. Diga dos plantas que se adapten bien a suelos muy fuerte a fuertemente ácidos y dos muy susceptibles
a la saturación con aluminio.
13. ¿En qué consiste la práctica de encalar el suelo?. ¿En qué tipo de suelos es más frecuente hacerla?.
¿Para qué se hace?.
14. Enumere 5 efectos benéficos del encalamiento del suelo.
15. ¿Cuáles son los órdenes taxonómicos en los cuales todos los suelos son ácidos?.
16. Analizar 5 mecanismos por los cuales se desarrollen suelos básicos.
17. ¿Cómo puede el hombre contribuir a formar suelos básicos?.
18. Definir suelo salino, suelo sódico, suelo salino – sódico y suelo magnésico.
19. Enumerar todas las prácticas que se llevan a cabo para el manejo de los suelos sódicos.
20. ¿Para la recuperación de un suelo sódico sirve cualquier enmienda?. Explique.
21. Diga dos órdenes de suelos donde sean comunes los suelos básicos.
EVALUACIÓN
1. Establecer una relación general entre el clima y el pH del suelo.
2. ¿Por qué los suelos tropicales típicos (Oxisoles y Ultisoles) son ácidos?.
3. Para una solución con pH = 10.4, calcular:
a. pOH. (R: 3.6).
b. Concentración de H+. (R: 3.98 x 10-11 M).
c. Concentración de OH-. (R: 2.51 x 10-4 M).
4. ¿Qué tipo de intercambio (catiónico o aniónico) se presentará en un suelo que tuvo un pH en agua de
4.26 y en KCl de 4.66?.
5. Para el suelo del problema Nº 7 de la evaluación del Capítulo 13, ¿cuántas toneladas de cal agrícola
por hectárea será necesario aplicar para llevar la saturación con aluminio al 10%?. (R: 7.434 t de
CaCO3 ha-1).
6. Para el suelo del problema Nº 10 de la evaluación del Capítulo 13, responder:
a. Cuántos kg ha-1 de cal dolomítica (70% CaCO3 y 15% MgCO3) se deben aplicar para reducir su
saturación de aluminio al 20 %. (R: 3124 kg ha-1).
b. Si la dolomita tiene 18 % de Mg2+ y 20 % de Ca2+, cuál será el nuevo valor de estos cationes en el
suelo, después de aplicar la cal dolomítica recomendada en el punto anterior. (R: Ca: 3.0678 cmol
(+) kg-1 de suelo; Mg: 2.58 cmol (+) kg-1 de suelo).
7. En un suelo que presenta un PSI = 15 % se requiere rebajar este valor al 8 % para poder establecer un
cultivo X. Si dicho suelo tiene una densidad aparente de 1.2 Mg m-3 y un contenido de Na+ de 8 cmol
(+) kg-1 de suelo, ¿cuánto azufre hay que aplicar a los primeros 20 cm del suelo, por hectárea, para
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producir la condición indicada, asumiendo que no hay pérdidas de azufre en el suelo?. (R: 1 432.32 kg
ha-1).
8. En el suelo del punto anterior, ¿cuántas t ha-1 de yeso (CaSO4.2H2O) se deben aplicar para suministrar
el azufre requerido?.(R: 7.7 t ha-1).
9. Se va a hacer un ensayo de incubación con el suelo del problema Nº 10 de la evaluación del Capítulo
13, en el cual se va a aplicar cal agrícola para neutralizar media vez, una vez y una vez y media su
contenido de Al3+. ¿Cuántos gramos de cal agrícola se deben aplicar a una masa de 5 kg de suelo,
para aportarle las dosis de cal que se requieren para llevar a cabo las neutralizaciones propuestas,
asumiendo para la cal empleada un poder de neutralización de 90 %?. (R: 4.3056 g, 8.61 g y 12.9168 g,
respectivamente).
LAS PROPIEDADES BIOORGÁNICAS
DEL SUELO
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