Capítulo 2 .- Características geoquímicas de los suelos

2.1 Introducción

 

Los suelos naturales representan un entorno microscópico y macroscópico caracterizado por dinámicas físicas, químicas y biológicas. Los minerales, derivados de las rocas, aparecen en diferentes estados de evolución dependiendo de cómo les ha afectado el proceso de alteración, transporte y sedimentación. Su naturaleza también dependerá del tipo de roca madre.

Sin embargo, a pesar de la aparente gran variedad de combinaciones, la abundancia en la corteza terrestre de los elementos mostrados en la tabla 2.1 limita sensiblemente dichas combinaciones.

ELEMENTO PESO (%) EN ROCAS PESO (%) EN SUELOS

Aluminio (Al) 8,23 7,2

Calcio (Ca) 4,14 2,4

Hierro (Fe) 5,63 2,6

Magnesio (Mg) 2,33 0,9

Oxígeno (O) 46,40 49,0

Potasio (K) 2,09 1,5

Silicio (Si) 28,15 31,0

Sodio (Na) 2,36 1,2

Total 99,33 95,8

Tabla 2.1. Abundancia de elementos químicos en rocas y suelos.Se pueden extraer dos conclusiones a partir de la tabla anterior:

a) Esta estructura de elementos es tan remarcable que determina el orden de las evoluciones geológicas en la corteza terrestre.

b) La composición de suelos sigue a la de las rocas en general, salvo en el caso del carbono (C) y el Nitrógeno (N), que casi no aparecen en rocas pero sí en relativa cantidad en suelos.

La figura 2.1 muestra la estructura típica de un suelo en forma de terrazas, también denominado suelo laterítico.

Figura 2.1: Estructura típica de un suelo en forma de terrazas.

Existen dos factores que determinan la geoquímica de los suelos:

- Mineralogía y composición química de los suelos.

- Materia orgánica en ellos contenida.

2.2 Constituyentes inorgánicos del suelo

La alteración de las rocas situadas en la capa superficial de la Tierra, de composición mineralógica y características diversas, provoca la disgregación o fragmentación (meteorización física) y la transformación de los minerales que contienen (meteorización química). Los procesos de alteración (físicos, químicos y biológicos) actúan de forma simultánea, facilitando la formación de un conjunto de materiales de diferente naturaleza, medida y hasta procedencia (ya que el agua y el aire pueden transportar algunos materiales a grandes distancias de su lugar de origen).

Estos procesos de alteración son los responsables de que los materiales de tipo inorgánico que podemos encontrar en la fase sólida del suelo sean, principalmente, silicatos, óxidos e hidróxidos metálicos; en algunos casos hay aluminosilicatos amorfos, en otros carbonatos o sulfatos y, más raramente, cloruros, fosfatos o sulfuros.

En la tabla 2.2 se muestran los minerales más comunes que se pueden encontrar en los suelos. El grupo de los silicatos recibe también el nombre de minerales primarios, ya que derivan directamente de la roca madre y no se han formado como resultado de los procesos químicos que suelen acompañar a la erosión, a diferencia de los minerales no silicatados, formados como resultado de la alteración de los suelos.

MINERALES SILICATADOS

Alumino-silicatos amorfos Alófana, imogolita.

Ciclosilicatos Berilo, turmalina, axinita.

Inosilicatos Piroxenos: Diópsido, enstatita, hiperstena.

Anfiboles: Tremolita, hornblenda.

Filosilicatos Minerales de arcilla.

Micas.

Nesosilicatos Olivino, zircón, granate.

Sorosilicatos Epidota.

Tectosilicatos

Cuarzo.

Feldespatos.

Feldespatoides.

MINERALES NO SILICATADOS

Óxidos e hidróxidos Geotita, hematita, gibbsita, bohemita, rutilo.

Carbonatos Calcita, magnesita, dolomita, aragonita.

Cloruros Halita, cloruro cálcico.

Fosfatos Apatita, vivianita, variscita, estrengita.

Sulfatos Yeso, tenardita, mirabilita, epsomita.

Sulfuros Pirita, marcasita.

Tabla 2.2. Constituyentes inorgánicos del suelo.

Los diversos minerales se presentan en una proporción u otra dependiendo de la incidencia de dos factores:

- El tipo de material a partir del cual se ha desarrollado el suelo.

- Los procesos edafogénicos participantes.

Es importante conocer la mineralogía de los constituyentes del suelo para poder interpretar aspectos de la génesis del mismo, ya que permite inferir cuál ha sido la evolución de ese suelo hasta ese momento y el camino evolutivo más probable que seguirá en un futuro; además, la mineralogía indica el contenido de minerales alterables que pueden liberar nutrientes, por lo que también nos informa sobre el grado de fertilidad del suelo.

El tamaño de las partículas de cada horizonte está relacionado con el grado de meteorización de los minerales, de modo que existe una cierta relación entre las

fracciones granulométricas y la naturaleza mineralógica de los componentes, tal y como se muestra en la tabla 2.3.

FRACCIÓN GRANULOMÉTRICA

DIÁMETRO APARENTE (MM)

NATURALEZA PROBABLE DE LA FRACCIÓN GRANULOMÉTRICA

Elementos gruesos >2000 Fragmentos/trozos de roca.

Arena gruesa 200-2000

Cuarzo.

Micas.

Otros minerales poco alterables.

Arena fina 20-200

Material calcáreo.

Concreciones ferroginosas.

Cuarzo.

Micas.

Feldespatos.

Otros minerales poco alterables.

Limo 2-20

Agregados arcillosos.

Óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio.

Aluminosilicatos amorfos.

Calcario activo.

Cuarzo.

Fragmentos de micas.

Feldespatos.

Arcilla <2

Minerales arcillosos.

Óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio.

Aluminosilicatos amorfos.

Calcáreo activo.

Cuarzo.

Tabla 2.3.

Relación entre la naturaleza de los constituyentes inorgánicos y la fracción granulométrica del suelo. Fuente: Porta, López-Acevedo & Roquero (1994).

2.2.1 Minerales silicatados

Los silicatos forman una extensa familia, no en vano constituyen el 95% en peso de los materiales presentes en la corteza terrestre.

La clase de los silicatos es la más rica en especies minerales. En todos ellos, la estructura cristalina se caracteriza por un poliedro de coordinación que es un tetraedro regular. Cada átomo de silicio se coordina con 4 átomos de oxígeno formando la unidad estructural [SiO4]. Los enlaces covalentes que presenta son de alta energía, lo que explica su estabilidad.

En la figura 2.2 se ilustra el tetraedro fundamental.

Figura 2.2: Representación espacial del tetraedro [SiO4].

En función de los diferentes grados de polimerización de estas estructuras, en el cuadro siguiente se hace una breve clasificación de los mismos.

Los nesosilicatos están formados por unidades tetraédricas aisladas. Tienen como fórmula empírica: (SiO4)4-.

Los sorosilicatos resultan de la interacción de dos tetraedros que comparten un átomo de oxígeno: (Si2O7)6-.

Los ciclosilicatos son estructuras cíclicas que resultan de la asociación de 3, 4 ó 6 tetraedros, compartiendo cada uno de ellos dos oxígenos: (Si3O9)6-.

Los inosilicatos están formados por asociaciones lineales polimerizadas generadas por la compartición de 2 oxígenos, según dos criterios:

En cadenas sencillas: grupo de los piroxenos: (Si2O6)4-.

En cadenas dobles: grupo de los amfíboles: (Si4O11)6-.

Los filosilicatos están formados por asociaciones bidimensionales de tetraedros que comparten 3 oxígenos de un mismo plano, normalmente en disposición pseudo-hexagonal y, más raramente, pseudo-tetragonal: (Si2O5)2-.

Los tectosilicatos son edificios tridimensionales que comparten totalmente los vértices oxigenados del tetraedro elemental: (SiO2).

La carga aniónica de las estructuras posibles se compensa con una serie de cationes como Al3+, Fe3+, Ca2+, Mg2+, K+, Na+, de modo que se foma una red cristalina que puede llegar a incorporar al retículo grupos aniónicos complementarios como OH-, F-, Cl-, etc.

2.2.1.1 Minerales de arcilla del suelo

El término "arcilla" se utiliza en mineralogía para designar a un conjunto de minerales que poseen un tamaño de partícula pequeño y que pertenecen a un grupo determinado de silicatos: los filosilicatos, cuya carga aniónica queda compensada por el aluminio. Desde un punto de vista químico, son aluminosilicatos hidratados con estructura en láminas, con espaciamientos y contenidos en los espacios interlaminares característicos para cada tipo de mineral.

Las arcillas son minerales de gran importancia para el suelo.

Las unidades principales en la formación de los minerales de arcilla son las siguientes:

- Disposiciones bidimensionales de tetraedros (poliedros de coordinación) de silicio-oxígeno, Si(O,OH)4. Esta capa se denomina tetraédrica o de silicio y se simboliza con una T.

- Disposiciones bidimensionales de octaedros de aluminio o magnesio con oxígeno-hidroxilos. Esta capa recibe distintas denominaciones: capa octaédrica, capa gibsítica o de aluminio Al2(OH)6 y capa brucítica o de magnesio Mg3(OH)6. Los filosilicatos generados son de tipo dioctaédrico en el caso del aluminio y trioctaédrico en el caso del magnesio. Se simboliza con una O.

Figura 2.3: Estructuras básicas en la formación de minerales de arcilla. Fuente: Porta, López-Acevedo & Roquero (1994).

Puesto que las capas tetraédricas y octaédricas presentan simetría análoga y dimensiones casi idénticas, pueden compartir átomos de oxígeno. La unión de capas de tetraedros y de octaedros de distintas formas da lugar a los diferentes minerales:

- Una capa de tetraedros unida a una de octaedros caracteriza a los minerales 1:1 o O-T.

- Una capa octaédrica unida a uno y otro lado a sendas capas tetraédricas da por resultado una estructura 2:1 o T-O-T.

Estas uniones de dos o tres capas forman una lámina o paquete, cuya composición, estructura y contenidos interlaminares varían en función del tipo de arcilla. El conjunto de un paquete y su material interlaminar se denomina unidad estructural.

Las arcillas poseen carga eléctrica, negativa en la mayoría de los casos (si bien las arcillas de estructuras 1:1 tienen carácter anfótero, es decir, pueden presentar ambas cargas). La cantidad de carga y su distribución espacial dependerá del tipo de arcilla. El proceso de formación de una arcilla es el que determina su carga eléctrica. Este proceso implica un crecimiento en la distancia entre las capas que constituyen la arcilla.

En la práctica, los átomos de Si, Al y Mg raramente se hallan en las condiciones ideales requeridas para alcanzar la constitución estructural teórica. Por este motivo, otros átomos de tamaño semejante al del elemento que ocupa un lugar en la red cristalina, si se hallan en una alta concentración en el medio, pueden entrar en esta red cristalina, dando lugar a lo que se conoce como sustitución isomórfica. Los casos más frecuentes son la sustitución del Si4+ por Al3+ en la capa tetraédrica, o del Al3+ por Fe2+ o del Mg2+ por K+ y Li+, entre otros, dentro las octaédricas. La sustitución normalmente afecta a un ión de menor valencia que entra en el lugar de otro de mayor valencia, dando lugar a una carga negativa que aparece, sobre todo, en las superficies de las capas tetraédricas.

Los grupos de minerales arcillosos de más interés son: caolinitas, esmectitas, vermiculitas, arcillas micáceas y cloritas.

CAOLINITAS

Son filosilicatos de tipo 1:1 dioctaédricos, es decir, resultantes de la unión de una capa T y una capa O gipsítica. Como que no presentan una sustitución isomorfa, las unidades estructurales de la caolinita son prácticamente neutras y el espaciado interlaminar, muy pequeño, permanece vacío (ya que las diferentes unidades estructurales están unidas con puentes de hidrógeno). La capacidad de intercambio catiónico (CIC) es baja, entre 3 y 10 meq/100 g de arcilla. Los suelos con caolinitas tienen una baja actividad químico-física, una baja capacidad de intercambio, son poco fértiles y con un límite líquido bajo. Especies importantes: caolinita y halloysita.

ESMECTITAS

Son filosilicatos de tipo 2:1, di y trioctaédrico. Pueden presentar sustituciones isomorfas en láminas T y O, y compensan su carga con cationes de tipo Ca2+, Mg2+, Na+ y K+ más o menos hidratados e intercambiables. Su capacidad de intercambio catiónico (CIC) es elevada (del orden de 60 a 120 meq/100 g de arcilla), y tienen también una capacidad de retención de agua, por lo cual se las denomina arcillas expandibles. Los suelos con esmectitas son sometidos a fluctuaciones volumétricas en función del contenido hídrico. Son generalmente fértiles, debido a su elevada CIC y su riqueza en bases. Tienen un límite líquido alto. Especies importantes: montmorillonita, hectorita y saponita.

VERMICULITAS

Son filosilicatos de tipo 2:1, di y trioctaédrico. Pueden presentar sustituciones isomorfas en láminas T y O. La ausencia de potasio interlaminar difícilmente intercambiable, les proporciona una mayor CIC, 100-150 meq/100g. Las vermiculitas son frecuentes en suelos fuertemente alterados, siendo posible su evolución a materiales amorfos y posteriormente a mica o caolinita.

ARCILLAS MICÁCEAS

Son filosilicatos de tipo 2:1, di y trioctaédrico. Es una arcilla no expansionable con sustituciones isomórficas del Si2+ por el Al3+ en las capas tetraédricas y, ocasionalmente, del Al3+ por Mg2+ en las capas octaédricas. La CIC es del orden de 10 a 40 meq/100 g. La ilita es la especie más frecuente.

CLORITAS

Son filosilicatos de tipo 2:1 ó T-O-T. Existen cloritas de tipos di, di-tri y trioctaédricas, atendiendo a la naturaleza de las dos capas octaédricas que integran su particular unidad estructural. Las sustituciones isomórficas pueden ser muy variadas en ambas láminas. Su CIC está entre 10 y 40 meq/100 g. Especies de cloritas: donbasita, sudoita y camosita.

Otras estructuras derivadas de las arcillas, que también tienen interés en el estudio de la mineralogía del suelo son: las arcillas interestratificadas y las pirofilitas o minerales fibrosos.

2.2.1.2 Las micas

Las micas son minerales del suelo similares a las arcillas. También son filosilicatos y se caracterizan por tener unidades estructurales tipo 2:1 o T-O-T, tri y dioctaédricas, con un

grado de sustitución isomorfa en capas tetraédricas importante y una organización en el espacio estratificada. Tienen, sin embargo, una baja capacidad de intercambio catiónico (CIC). Las dos especies más típicas son la moscovita y la biotita.

2.2.1.3 Los alumino-silicatos amorfos y paracristalinos

Los alumino-silicatos amorfos y paracristalinos son un conjunto de materiales definible como un gel mixto aluminosílico, procedente de la hidratación de vidrios volcánicos e interacción rápida de los minerales primarios. Se conocen con el nombre de alófana.

A diferencia de las arcillas, se trata de un material no cristalino que cuenta con una distribución muy restringida entre las rocas y que está asociado a ciertos depósitos arcillosos y a rocas volcánicas alteradas. Se trata de un producto de alteración de determinados silicatos. La alófana tiene una CIC elevada, del orden de 100-200 meq/100 g.

2.2.2 Minerales no silicatadosAdemás de los minerales silicatados, existen otros componentes inorgánicos, de importante significación en el suelo, denominados minerales no silicatados:

- En suelos de medios áridos y semiáridos se presentan carbonatos (CO32-) y sulfatos

(SO42-) en cantidades importantes, especialmente la calcita y el yeso.

- Los cloruros (Cl-), principalmente la halita, los sulfatos sódicos (Na2SO4), tenarlita y mirabilita y el sulfato magnésico (MgSO4) o la epsomita, están presentes en suelos que sufren salinidad.

- Los fosfatos (PO43-) y nitratos (NO3

2-) tienen una presencia muy escasa en el suelo. Suelen ser incorporados al suelo en forma de abonos.

- Los óxidos e hidróxidos de hierro son también importantes y participan en la coloración del suelo. Los óxidos e hidróxidos de aluminio y de otros minerales, sin embargo, están poco presentes y tienen escasa importancia.

2.2.2.1 Los carbonatos

Los carbonatos son minerales poco estables, característicos de zonas áridas y semiáridas. Presentan un grupo CO3

2- que reacciona fácilmente con los iones ácidos. Esta reacción es característica de los carbonatos, por lo que se utiliza en las pruebas de campo para identificarlos en el suelo (al depositar con un cuentagotas unas gotas de ácido sobre la estructura carbonatada, se observa la aparición de unas burbujitas de CO2

que delatan la presencia de los carbonatos):

Los carbonatos son incoloros, blancos o poco coloreados, por lo que los suelos en los que abundan presentan colores claros (figura 2.4). Se dividen en tres grupos estructurales:

- El grupo de la calcita o carbonato cálcico, CaCO3, y la magnesita o carbonato magnésico, MgCO3.

- El grupo de la dolomita o carbonato doble de calcio y magnesio, CaMg (CO3)2.

- El grupo de la aragonita, que es un polimorfo de la calcita.

Figura 2.4: Manchas de carbonatos en un endopedión (Bkm).

2.2.2.2 Los sulfatos

Los sulfatos presentan el grupo aniónico SO42- y tienen como especies más características

en suelos el yeso (CaSO4.2H2O) y la anhidrita (CaSO4), pudiéndose transformar la una en la otra mediante procesos de hidratación o de deshidratación.

La característica más destacable del yeso es su relativa alta solubilidad en agua pura (2,6 g/l), por lo que en las zonas húmedas queda disuelto y se elimina con el agua de percolación. En ocasiones puede ir acompañado por la celestina (SrSO4).

El resto de sulfatos son muy conocidos por ocasionar la salinización de los suelos: el sulfato sódico en forma de tenardita (Na2SO4) o de mirabilita (Na2SO4.10H2O) y el sulfato magnésico o epsomita (MgSO4.7H2O). El sulfato magnésico es el doble o el triple de tóxico que el sulfato sódico.

En casos muy concretos podemos encontrar otros sulfatos en el suelo, como los sulfatos de hierro (Fe2(SO4)3) y de aluminio (Al2(SO4)3), causantes de una acidez extrema y muy desfavorable, o la jarosita (K Fe3(SO4)2(OH)6).

Figura 2.5: Eflorescencias salinas en un epipedión ochrico.

Figura 2.6: Detalle de eflorescencias salinas

2.2.2.3 Los cloruros

Los cloruros son minerales muy solubles, desfavorables para las plantas si están en cantidades importantes, lo cual es frecuente en suelos con problemas de salinidad. Los minerales presentes en el suelo son el cloruro cálcico (CaCl2) y la halita (NaCl) con una solubilidad altísima (264 g/l). En general, los cloruros tienen una dinámica y una movilidad muy alta, por lo que pueden concentrarse en la superficie del terreno, dando lugar a eflorescencias blanquecinas, tan características de suelos salinos.

EJEMPLO

Los agricultores experimentados, antes de comprar un terreno en una zona susceptible de tener problemas de salinidad, siguen el siguiente criterio: esperar hasta el verano para ver el aspecto de la capa superficial del suelo. La razón estriba en que, cuando hace calor (y gracias a la movilidad de estos compuestos), el agua (y con ella las sales y cloruros) asciende por capilaridad por los poros, tiñendo de manchas blancas las capas superficiales del suelo. En invierno, en cambio, este fenómeno es mucho más difícil de apreciar.

El problema que ocasiona la halita (NaCl) es debido a la actividad del ión sodio (Na+), capaz de ocupar un buen porcentaje de los lugares de intercambio catiónico, provocando una serie condiciones que son desfavorables para las raíces, como una pérdida de estructura del suelo, una disminución de la conductividad hidráulica, etc.

2.2.2.4 Los fosfatos

Los fosfatos son compuestos minoritarios en los suelos. Suelen ser bastante insolubles y su estructura es el resultado de la agrupación aniónica del ión PO4

3-, con cationes (sodio en medio alcalino, calcio en medio básico y hierro o aluminio en medio ácido). Entre los fosfatos destacan:

- La apatita (Ca5(PO4)3(F, Cl, OH)): solución sólida con aniones (como cloruro, fluoruro o hidroxilo); es la fuente más importante de fósforo en el suelo.

- En suelos ácidos los fosfatos se presentan como vivianita (Fe3(PO4)2.8H2O), variscita (AlPO4.2H2O) y estrengita (FePO4.2H2O).

2.2.2.5 Los óxidos e hidróxidos

Los procesos de meteorización producen una liberación de aluminio, hierro, manganeso, titanio y silicio. Esto conduce a la neoformación en el suelo de óxidos anhidros, hidróxidos y oxihidróxidos (cristalinos, paracristalinos o amorfos). Pertenecen a este grupo los siguientes:

- Óxidos cristalinos: los más importantes son la goetita -responsable del color ocre del suelo junto con la limonita- y la hematita -responsable del color rojo del suelo-. Otros óxidos de menor importancia son la limonita y la magnetita.

- Óxidos e hidróxidos de hierro (amorfos o cristalinos): se localizan en suelos que proceden de rocas que contenían estos compuestos; su presencia también puede ser el resultado de la meteorización de minerales ferromagnesianos (como la biotita, los amfíboles y los piroxenos).

- Óxidos e hidróxidos de aluminio: los más frecuentes son la gibsita y la bohemita. Abundan en suelos tropicales húmedos, pero son poco relevantes en la península ibérica.

- Otros óxidos e hidróxidos: los de manganeso -pirolusita-, de color negro, o los de titanio -rutilo, anatasa, brookita-.

El SiO2, constituye una excepción, ya que mineralógicamente, por su estructura, se incluye en la clase de los silicatos (tectosilicatos).

2.3 Constituyentes orgánicos del suelo

La materia orgánica en el suelo puede tener diversas procedencias, entre las que cabe destacar:

a) Restos y residuos de plantas y animales: biomasa incorporada de forma natural procedente de cualquier ecosistema, materiales de origen orgánico aportados por el hombre a los agrosistemas (estiércol, restos de cosechas) o productos resultantes de síntesis industriales (productos fitosanitarios).

b) Descomposición de los tejidos orgánicos por acción mecánica de la fauna y los microorganismos.

c) Reorganización de algunos productos de la degradación, con síntesis microbiana de nuevos componentes orgánicos.

Cuando esta biomasa finaliza su ciclo vital, los restos se van depositando en la superficie o en el interior del suelo y se van descomponiendo lentamente. Los microorganismos del suelo aportan sus excreciones y su propia biomasa. Si el suelo está cultivado, también existirán aportes de materia orgánica procedentes del abonado.

El término "materia orgánica" se utiliza para designar tanto a la materia orgánica fresca o restos vegetales recientemente incorporados como al humus o materia orgánica transformada.

2.3.1 Localización de la materia orgánica en el suelo

 

La materia orgánica está localizada en los epipediones de un perfil. Su cantidad es muy variable en función del tipo de biomasa vegetal que contenga pero, en cualquier caso, a medida que se profundiza en el perfil el contenido orgánico va disminuyendo.

Los suelos con un mayor contenido de materia orgánica (>20%) son los de zonas húmedas (de alta montaña, por ejemplo), mientras que los suelos de zonas áridas tienen cantidades mucho menores (hasta <0,5%, en casos extremos). En los suelos agrícolas el cultivo continuado aumenta la tasa de mineralización e incrementa el déficit de materia orgánica, que en suelos de zonas del mediterráneo se sitúa entre el 1 y el 3%.

Figura 2.7: La mayor concentración de materia orgánica se da en los epipediones.

2.3.2 Composición de la materia orgánica del suelo

Al hilo de lo anterior, en el estudio de la composición de la materia organica del suelo hay que tener presente la clasificación proporcionada por el cuadro siguiente.

MATERIA ORGÁNICA FRESCA O MATERIA ORGÁNICA NO HUMIFICADA

- Biomasa vegetal y animal senescente.

- Biomasa microbiana.

MATERIA ORGÁNICA TRANSFORMADA EN HUMUS

- Sustancias no húmicas:

- * Materiales orgánicos sencillos: azúcares y aminoácidos.

- * Materiales orgánicos de elevado peso molecular: polisacáridos y proteínas.

- Sustancias húmicas (humus en sentido estricto).

2.3.2.1 La materia orgánica fresca

La materia orgánica fresca representa del 5 al 20% del total de la materia orgánica del suelo. Su presencia disminuye a medida que se profundiza en el perfil, pasando a su vez el humus a ser la fracción dominante. La biodegradabilidad de la materia orgánica fresca y su transformación en humus varía mucho en función del tipo de cada uno de sus principios constituyentes (glúcidos, compuestos nitrogenados y compuestos lipídicos).

2.3.2.2 El humus

El humus, en sentido amplio, está compuesto por una mezcla de materiales orgánicos:

- Sustancias no húmicas. Materia lábil, en proceso de descomposición y humificación. Se consideran los azúcares, aminoácidos, polisacáridos, proteínas, etc.

- Sustancias húmicas (humus en sentido estricto).

El humus, así definido, contribuye enormemente a aumentar la fertilidad y estabilidad estructural de los suelos, gracias a su capacidad para adsorber nutrientes y agregar partículas.

La heterogeneidad de sus componentes, la formación de complejos con la materia mineral (complejos arcillo-húmicos y complejos órgano-metálicos) y su naturaleza polimérica, hacen que su estudio sea bastante difícil.

Los procesos de humificación hacen que los compuestos orgánicos resultantes sean más estables que los iniciales en el suelo en el que se encuentran. En la humificación pueden acaecer reacciones químicas (oxidación, condensación y polimerización) y procesos biológicos y de síntesis microbiana, generándose compuestos de bajo y alto peso molecular que no se dan en las células vivas y que son constituyentes típicos del suelo.

En la figura 2.8 se ilustra un esquema del proceso de humificación.

Figura 2.8: Esquema del proceso de humificación.

Las sustancias húmicas se caracterizan por no presentar características físicas y químicas específicas, tales como una composición química determinada o un punto de fusión concreto. Son de color oscuro, con carga negativa, de carácter ácido, predominantemente aromáticas y de elevado peso molecular. Son compuestos relativamente oxidados.

Para conocer las propiedades químicas de las sustancias húmicas primero hay que fraccionarlas; para realizar este fraccionamiento se utiliza la diferencia de solubilidad de las sustancias húmicas al mezclarlas con ácidos y bases. Las técnicas de extracción no han permitido aislar una sustancia húmica pura. Experimentalmente se han establecido tres fracciones:

- Ácidos húmicos.

- Ácidos fúlvicos.

- Humina.

Estas tres fracciones son mezclas de compuestos químicos policondensados, que se diferencian por sus propiedades y por su comportamiento frente a diversos reactivos.

La definición de estos compuestos húmicos se basa, por tanto, en características relativas a los métodos de obtención:

ÁCIDOS HÚMICOS

Son extraíbles con reactivos alcalinos y pueden precipitar en forma de flóculos al reaccionar con ácidos. Están formados por grandes moléculas complejas con grupos aromáticos, unidas a estructuras orgánicas (aminoácidos, péptidos, ácidos alifáticos, aminoazúcares, etc). Su color va del pardo al negro. Pueden ser de tres tipos: ácidos húmicos pardos, ácidos húmicos grises y ácidos himatomelánicos.

ÁCIDOS FÚLVICOS

Son extraíbles con reactivos alcalinos pero no precipitan con ácidos después de su extracción. Su tamaño molecular es inferior a 2000. Su composición química, no específica, depende de factores tales como la categoría de suelo, la vegetación de la que proceden o el método de extracción.

HUMINA

Son un conjunto de compuestos humificados no extraíbles y difíciles de aislar. La humina puede presentarse de muy diversas formas:

- humina microbiana (formada por cuerpos microbianos y por compuestos alifáticos que derivan de ellos);

- humina heredada (próxima a la materia orgánica fresca);

- humina neoformada (resulta de procesos de inmovilización por los cationes, no es extraíble con reactivos alcalinos); y,

- humina estabilizada (producto de la evolución lenta de los ácidos húmicos lo que provoca la polimerización de los núcleos aromáticos y un descenso de su solubilidad en los reactivos de extracción).

2.3.3 Mineralización de la materia orgánica

La mineralización consiste en la transformación de un elemento desde su forma orgánica a una inorgánica, como resultado de la actividad de los microorganismos.

La tasa de mineralización se expresa en porcentaje de carbono orgánico total que mineraliza en un período de tiempo determinado. Por ejemplo, en el campo de las arcillas de interés cerámico, los compuestos orgánicos que presentan una mineralización microbiana intermedia son la hemicelulosa y la celulosa; y los que muestran una mineralización lenta son: la lignina, los compuestos fenólicos, las grasas y ceras.

La mineralización consiste en la transformación de un elemento desde una forma orgánica a una inorgánica, como resultado de la actividad de los microorganismos.

En general, se puede concluir que las moléculas que presentan más dificultad a la mineralización (ligninas, compuestos fenólicos, etc.) son aquellas que presentan una estructura muy ramificada, frente a una estructura lineal.

Hay que tener en cuenta que no todas las moléculas orgánicas sufren mineralización por parte de los organismos saprófitos, existiendo compuestos que por su estructura son de descomposición difícil, como es el caso de la lignina.

2.3.4 Los complejos organominerales

Los complejos organominerales son el resultado de la unión de compuesto orgánicos y compuestos minerales. Son componentes habituales del suelo y deben ser estudiados con la misma relevancia que las estructuras de procedencia. Los complejos organominerales pueden tener muy diferente naturaleza y estabilidad:

COMPLEJOS ARCILLO-HÚMICOS

Compuestos por una parte de humus y otra de minerales de arcilla, el resultado son estructuras con un tamaño relativamente grande, caracterizadas por su insolubilidad.

Tienen importancia en la formación de la estructura del suelo (donde el humus actua como cemento en la formación de microagregados) y en la estabilización de la materia orgánica.

COMPLEJOS ORGANOMETÁLICOS

Son el resultado de las uniones de cationes al gran número de grupos funcionales de la materia organica; dichas uniones se dan con diversos grados de energía. Son de tamaño relativamente pequeño.

Tienen importancia en procesos de traslocación, así como de inmovilización de minerales

altamente contaminantes.