https://en.wikipedia.org/wiki/Soil
La pedosfera (del griego πέδον pedon "suelo" o "tierra" y σφαῖρα sphaira "esfera") es la capa más externa de la Tierra que está compuesta de suelo y sujeta a procesos de formación de suelo . Existe en la interfaz de la litosfera , la atmósfera , la hidrosfera y la biosfera . [1] La pedosfera es la piel de la Tierra y solo se desarrolla cuando hay una interacción dinámica entre la atmósfera (aire dentro y sobre el suelo), la biosfera (organismos vivos), la litosfera ( regolito no consolidado y consolidadoroca madre ) y la hidrosfera (agua en, sobre y debajo del suelo). La pedosfera es la base de la vida terrestre en la Tierra.
La pedosfera actúa como mediadora del flujo químico y biogeoquímico dentro y fuera de estos sistemas respectivos y está compuesta de componentes gaseosos, minerales, fluidos y biológicos. La pedosfera se encuentra dentro de la Zona Crítica, una interfaz más amplia que incluye vegetación , pedosfera, sistemas acuíferos subterráneos , regolitos y finalmente termina a cierta profundidad en el lecho rocoso, donde la biosfera y la hidrosfera dejan de hacer cambios significativos en la química en profundidad. Como parte del sistema global más grande, cualquier entorno particular en el que se forme el suelo está influenciado únicamente por su posición geográfica en el mundo como climática, geológica, biológica yLos cambios antropogénicos ocurren con cambios en la longitud y la latitud .
La pedosfera se encuentra debajo de la cubierta vegetal de la biosfera y por encima de la hidrosfera y la litosfera. El proceso de formación del suelo (pedogénesis) puede comenzar sin la ayuda de la biología, pero se acelera significativamente en presencia de reacciones biológicas. La formación del suelo comienza con la descomposición química y / o física de los minerales para formar el material inicial que recubre el sustrato de la roca madre. La biología acelera esto al secretar compuestos ácidos (predominantemente ácidos fúlvicos [en disputa (por no tener sentido en este contexto) ] ) que ayudan a romper la roca. Los pioneros biológicos particulares son líquenes , musgos y plantas con semillas, [2]pero se producen muchas otras reacciones inorgánicas que diversifican la composición química de la capa temprana del suelo. Una vez que se acumulan los productos de intemperie y descomposición , un cuerpo de suelo coherente permite la migración de fluidos tanto vertical como lateralmente a través del perfil del suelo , lo que provoca el intercambio de iones entre las fases sólida, fluida y gaseosa. A medida que pasa el tiempo, la geoquímica global de la capa del suelo se desviará de la composición inicial de la roca madre y evolucionará a una química que refleje el tipo de reacciones que tienen lugar en el suelo.
Litosfera [ editar ]
Las condiciones primarias para el desarrollo del suelo están controladas por la composición química de la roca sobre la que eventualmente se formará el suelo. Los tipos de roca que forman la base del perfil del suelo son a menudo sedimentarios (carbonatos o silíceos), ígneos o metaigneos (rocas ígneas metamorfoseadas) o rocas volcánicas y metavolcánicas . El tipo de roca y los procesos que conducen a su exposición en la superficie están controlados por el entorno geológico regional del área específica en estudio, que gira en torno a la teoría subyacente de la tectónica de placas , la deformación posterior , la elevación , el hundimiento y la deposición..
Las rocas metaigáneas y metavolcánicas forman el componente más grande de los cratones y tienen un alto contenido de sílice. Las rocas ígneas y volcánicas también tienen un alto contenido de sílice, pero con rocas no metamorfoseadas, la meteorización se vuelve más rápida y la movilización de iones está más extendida. Las rocas con alto contenido de sílice producen ácido silícico como producto de la intemperie. Hay pocos tipos de rocas que conducen al enriquecimiento localizado de algunos de los elementos biológicamente limitantes como el fósforo (P) y el nitrógeno (N). La lutita fosfática (<15 font="" nbsp="" p="">2 O 5 ) y la fosforita (> 15% P 2 O 5 ) se forman en cuencas anóxicas de aguas profundas que preservan el material orgánico. [4]La piedra verde ( metabasalto ), la filita y el esquisto liberan hasta el 30–50% de la reserva de nitrógeno. [5] Las gruesas sucesiones de rocas carbonatadas a menudo se depositan en los márgenes de los cratones durante el aumento del nivel del mar. La disolución generalizada de carbonato y minerales evaporados conduce a niveles elevados de iones de Mg 2+ , HCO 3 - , Sr 2+ , Na + , Cl - y SO 4 2− en solución acuosa. [6]
Envejecimiento y disolución de minerales [ editar ]
El proceso de formación del suelo está dominado por la meteorización química de los minerales de silicato, ayudado por productos ácidos de plantas y organismos pioneros , así como por los aportes de ácido carbónico de la atmósfera. El ácido carbónico se produce en la atmósfera y las capas del suelo a través de la reacción de carbonatación .
Esta es la forma dominante de meteorización química y ayuda en la descomposición de minerales de carbonato como la calcita y dolomita y minerales de silicato como el feldespato . El desglose del Na-feldespato, albita , por ácido carbónico para formar arcilla de caolinita es el siguiente:
La evidencia de esta reacción en el campo sería niveles elevados de bicarbonato (HCO 3 - ), iones de sodio y sílice en la escorrentía del agua.
La descomposición de los minerales de carbonato:
La posterior disolución de ácido carbónico (H 2 CO 3 ) y bicarbonato (HCO 3 ) produce gas CO 2 . La oxidación también es un contribuyente importante a la descomposición de muchos minerales de silicato y a la formación de minerales secundarios ( diagénesis ) en el perfil temprano del suelo. La oxidación de olivina (FeMgSiO 4 ) libera iones Fe, Mg y Si. [7] El Mg es soluble en agua y se transporta en la escorrentía, pero el Fe a menudo reacciona con oxígeno para precipitar Fe 2 O 3 ( hematita ), el estado oxidado del óxido de hierro. El azufre, un subproducto del material orgánico en descomposición también reaccionará con el hierro para formarpirita (FeS 2 ) en ambientes reductores. La disolución de la pirita conduce a altos niveles de pH debido a los iones elevados de H + y una mayor precipitación de Fe 2 O 3 [3] que finalmente cambia las condiciones redox del medio ambiente.
Biosfera [ editar ]
Los aportes de la biosfera pueden comenzar con líquenes y otros microorganismos que secretan ácido oxálico . Estos microorganismos, asociados con la comunidad de líquenes o rocas que habitan independientemente, incluyen una serie de algas verdeazuladas , algas verdes , varios hongos y numerosas bacterias . [8] El liquen ha sido visto durante mucho tiempo como los pioneros del desarrollo del suelo como lo sugiere la siguiente declaración:
"La conversión inicial de la roca en tierra es llevada a cabo por los líquenes pioneros y sus sucesores, los musgos, en los que los rizoides con forma de pelo asumen el papel de las raíces en la descomposición de la superficie en polvo fino [9] "
Sin embargo, los líquenes no son necesariamente los únicos organismos pioneros ni la primera forma de formación del suelo, ya que se ha documentado que las plantas con semillas pueden ocupar un área y colonizar más rápido que el liquen. Además, la sedimentación eólica puede producir altas tasas de acumulación de sedimentos. No obstante, el liquen puede soportar condiciones más duras que la mayoría de las plantas vasculares y, aunque tienen tasas de colonización más lentas, forman el grupo dominante en las regiones alpinas.
Los ácidos liberados de las raíces de las plantas incluyen los ácidos acético y cítrico. Durante la descomposición de la materia orgánica, los ácidos fenólicos se liberan de la materia vegetal y los microbios del suelo liberan los ácidos húmicos y fúlvicos. Estos ácidos orgánicos aceleran la meteorización química al combinarse con algunos de los productos de meteorización en un proceso conocido como quelación. En el perfil del suelo, los ácidos orgánicos a menudo se concentran en la parte superior, mientras que el ácido carbónico juega un papel más importante hacia el fondo o debajo del acuífero. [3]
A medida que la columna del suelo se desarrolla más en acumulaciones más gruesas, los animales más grandes llegan a habitar el suelo y continúan alterando la evolución química de su nicho respectivo . Las lombrices de tierra airean el suelo y convierten grandes cantidades de materia orgánica en humus rico , mejorando la fertilidad del suelo . Los pequeños mamíferos excavadores almacenan alimentos, crecen jóvenes y pueden hibernar en la pedosfera alterando el curso de la evolución del suelo. Los grandes herbívoros mamíferos sobre el suelo transportan nutrientes en forma de desechos ricos en nitrógeno y astas ricas en fósforo, mientras que los depredadores dejan montones de huesos ricos en fósforo en la superficie del suelo, lo que lleva al enriquecimiento localizado del suelo debajo.
Condiciones redox en suelos de humedales [ editar ]
El ciclo de nutrientes en lagos y humedales de agua dulce depende en gran medida de las condiciones redox. [3] Bajo unos pocos milímetros de agua, las bacterias heterotróficas metabolizan y consumen oxígeno. Por lo tanto, agotan el suelo de oxígeno y crean la necesidad de respiración anaeróbica. Algunos procesos microbianos anaeróbicos incluyen desnitrificación , reducción de sulfato y metanogénesis y son responsables de la liberación de N 2 (nitrógeno), H 2 S ( sulfuro de hidrógeno ) y CH 4 ( metano ). Otros procesos microbianos anaeróbicos están relacionados con cambios en el estado de oxidación del hierro.y manganeso . Como resultado de la descomposición anaeróbica, el suelo almacena grandes cantidades de carbono orgánico porque la descomposición es incompleta. [3]
El potencial redox describe de qué manera las reacciones químicas procederán en suelos con deficiencia de oxígeno y controla el ciclo de nutrientes en los sistemas inundados. El potencial redox, o potencial de reducción, se utiliza para expresar la probabilidad de que un entorno reciba electrones [3] y, por lo tanto, se reduzca. Por ejemplo, si un sistema ya tiene muchos electrones ( lutita anóxica, rica en materia orgánica ), se reduce y probablemente donará electrones a una parte del sistema que tiene una baja concentración de electrones, o un entorno oxidado, para equilibrarlo. gradiente químico El ambiente oxidado tiene un alto potencial redox, mientras que el ambiente reducido tiene un bajo potencial redox.
El potencial redox está controlado por el estado de oxidación de las especies químicas, el pH y la cantidad de oxígeno (O 2 ) que hay en el sistema. El entorno oxidante acepta electrones debido a la presencia de O 2 , que actúa como aceptores de electrones:
Esta ecuación tenderá a moverse hacia la derecha en condiciones ácidas, lo que hace que se encuentren potenciales redox más altos a niveles de pH más bajos. Las bacterias, organismos heterotróficos, consumen oxígeno mientras descomponen el material orgánico que agota los suelos de oxígeno, aumentando así el potencial redox. En condiciones redox bajas, la deposición de hierro ferroso (Fe 2+ ) aumentará a medida que disminuyan las tasas de descomposición, preservando así los restos orgánicos y depositando humus. Con un alto potencial redox, la forma oxidada de hierro, hierro férrico (Fe 3+ ), se depositará comúnmente como hematita . Mediante el uso de herramientas analíticas geoquímicas como la fluorescencia de rayos X (XRF) o la espectrometría de masas acoplada inductivamente (ICP-MS), las dos formas de Fe (Fe2+ y Fe 3+ ) pueden medirse en rocas antiguas, lo que determina el potencial redox para los suelos antiguos.
Tal estudio se realizó en Pérmico a través de rocas Triásicas (300–200 millones de años) en Japón y Columbia Británica. Los geólogos encontraron hematita en todo el Pérmico temprano y medio, pero comenzaron a encontrar la forma reducida de hierro en pirita dentro de los suelos antiguos cerca del final del Pérmico y en el Triásico. Esto sugiere que las condiciones se volvieron menos ricas en oxígeno, incluso anóxicas, durante el Pérmico tardío, lo que eventualmente condujo a la mayor extinción en la historia de la tierra , la extinción PT . [10]
La descomposición en suelos anóxicos o reducidos también se lleva a cabo por bacterias reductoras de azufre que, en lugar de O 2, usan SO 4 2− como aceptor de electrones y producen sulfuro de hidrógeno (H 2 S) y dióxido de carbono en el proceso:
Los H 2 percolados S de gas hacia arriba y reacciona con Fe 2+ y precipitados pirita, que actúa como una trampa para el tóxico H 2 S gas. Sin embargo, H 2 S es todavía una gran fracción de las emisiones de los suelos de los humedales. [11] En la mayoría de los humedales de agua dulce hay poco sulfato (SO 4 2− ), por lo que la metanogénesis se convierte en la forma dominante de descomposición de las bacterias metanogénicas solo cuando se agota el sulfato. El acetato , un compuesto que es un subproducto de la celulosa fermentada, se divide por bacterias metanogénicas para producir metano (CH 4 ) y dióxido de carbono (CO 2), que se liberan a la atmósfera. El metano también se libera durante la reducción de CO 2 por la misma bacteria. [3]
Ambiente [ editar ]
En la pedosfera es seguro asumir que los gases están en equilibrio con la atmósfera. [6] Debido a que las raíces de las plantas y los microbios del suelo liberan CO 2 al suelo, la concentración de bicarbonato (HCO 3 ) en las aguas del suelo es mucho mayor que en equilibrio con la atmósfera, [12] la alta concentración de CO 2 y la ocurrencia de metales en soluciones de suelo da como resultado niveles de pH más bajos en el suelo. Los gases que escapan de la pedosfera a la atmósfera incluyen los subproductos gaseosos de la disolución, descomposición, reacciones redox y fotosíntesis microbiana de carbonatos . Los principales aportes de la atmósfera son sedimentación eólica , lluvia.y difusión de gas . La sedimentación eólica incluye cualquier cosa que pueda ser arrastrada por el viento o que permanezca suspendida, aparentemente indefinidamente, en el aire e incluye una amplia variedad de partículas de aerosol , partículas biológicas como polen y polvo en arena de cuarzo puro. El nitrógeno es el componente más abundante en la lluvia (después del agua), ya que el vapor de agua utiliza partículas de aerosol para nuclear las gotas de lluvia. [3]
Suelo en bosques [ editar ]
El suelo está bien desarrollado en el bosque como lo sugieren las gruesas capas de humus , la rica diversidad de grandes árboles y animales que viven allí. En los bosques, la precipitación excede la evapotranspiración, lo que resulta en un exceso de agua que se filtra hacia abajo a través de las capas del suelo. Las tasas lentas de descomposición conducen a grandes cantidades de ácido fúlvico, lo que mejora en gran medida la meteorización química. La percolación descendente , junto con la intemperie química, lixivia magnesio (Mg), hierro (Fe) y aluminio (Al) del suelo y los transporta hacia abajo, un proceso conocido comopodzolización . Este proceso conduce a marcados contrastes en la apariencia y la química de las capas del suelo. [3]
Suelo en los trópicos [ editar ]
Los bosques tropicales ( selvas tropicales ) reciben más insolación y precipitaciones durante las estaciones de crecimiento más largas que cualquier otro medio ambiente en la tierra. Con estas temperaturas elevadas, insolación y lluvia, la biomasa es extremadamente productiva y conduce a la producción de hasta 800 gramos de carbono por metro cuadrado por año. [3]Las temperaturas más altas y las grandes cantidades de agua contribuyen a mayores tasas de meteorización química. El aumento de las tasas de descomposición hace que pequeñas cantidades de ácido fúlvico se filtren y lixivien metales de la zona de meteorización activa. Por lo tanto, en marcado contraste con el suelo en los bosques, los bosques tropicales tienen poca o ninguna podzolización y, por lo tanto, no tienen marcados contrastes visuales y químicos con las capas del suelo. En cambio, los metales móviles Mg, Fe y Al se precipitan como minerales de óxido que le dan al suelo un color rojo oxidado. [3]
Suelo en pastizales y desiertos [ editar ]
La precipitación en los pastizales es igual o menor que la evapotranspiración y hace que el desarrollo del suelo opere en una sequía relativa. [3] Por lo tanto, la lixiviación y la migración de productos de intemperismo disminuyen. Grandes cantidades de evaporación causan la acumulación de calcio (Ca) y otros grandes cationes floculan minerales de arcilla y ácidos fúlvicos en el perfil superior del suelo. La arcilla resistente al agua limita la percolación descendente del agua y los ácidos fúlvicos, reduciendo la intemperie química y la podzolización. La profundidad hasta la concentración máxima de arcilla aumenta en áreas de mayor precipitación y lixiviación. Cuando se disminuye la lixiviación, el Ca precipita como calcita (CaCO 3 ) en los niveles más bajos del suelo, una capa conocida como caliche .
Los desiertos se comportan de manera similar a los pastizales, pero operan en constante sequía ya que la precipitación es menor que la evapotranspiración. La meteorización química avanza más lentamente que en los pastizales y debajo de la capa de caliche puede haber una capa de yeso y halita . [3] Para estudiar los suelos en los desiertos, los pedólogos han utilizado el concepto de cronosecuencias para relacionar el tiempo y el desarrollo de las capas del suelo. Se ha demostrado que P se lixivia muy rápidamente del sistema y, por lo tanto, disminuye con el aumento de la edad. [13] Además, la acumulación de carbono en los suelos disminuye debido a tasas de descomposición más lentas. Como resultado, se reducen las tasas de circulación de carbono en el ciclo biogeoquímico.
La morfología del suelo son los atributos observables en el campo del suelo dentro de los diversos horizontes del suelo y la descripción del tipo y disposición de los horizontes. [1] CF Marbut defendió la dependencia de la morfología del suelo en lugar de las teorías de la pedogénesis para la clasificación del suelo porque las teorías de la génesis del suelo son efímeras y dinámicas. [2]
Los atributos observables comúnmente descritos en el campo incluyen la composición, forma, estructura del suelo y organización del suelo, color del suelo base y características tales como moteado, distribución de raíces y poros, evidencia de materiales translocados como carbonatos, hierro, manganeso. , carbono y arcilla , y la consistencia del suelo.
Las observaciones se realizan típicamente en un perfil de suelo . Un perfil es un corte vertical, bidimensional, en el suelo y limita un lado de un pedón. El pedón es la unidad tridimensional más pequeña, pero no menos de 1 metro cuadrado en la parte superior, que captura el rango lateral de variabilidad.
Micromorfología [ editar ]
Si bien la micromorfología del suelo comienza en el campo con el uso rutinario y cuidadoso de una lente manual de 10x, se puede describir mucho más mediante una descripción cuidadosa de las secciones delgadas hechas del suelo con la ayuda de un microscopio de luz polarizante petrográfico . El suelo se puede impregnar con una resina epoxi, pero más comúnmente con una resina de poliéster (crístico 17449) y se puede cortar en rodajas y moler a un grosor de 0,03 milímetros y examinarlo pasando luz a través del plasma del suelo delgado.
Porosidad [ editar ]
La porosidad de la capa superficial del suelo es una medida del espacio de poros en el suelo que generalmente disminuye a medida que aumenta el tamaño del grano . Esto se debe a la formación de agregados del suelo en suelos de superficie con textura más fina cuando está sujeto a procesos biológicos del suelo . La agregación implica la adhesión de partículas y una mayor resistencia a la compactación. La densidad aparente típica del suelo arenoso es de entre 1.5 y 1.7 g / cm 3 . Esto calcula una porosidad entre 0.43 y 0.36. La densidad aparente típica del suelo arcilloso es de entre 1,1 y 1,3 g / cm 3 . Esto calcula una porosidad entre 0.58 y 0.51. Esto parece contradictorio porque los suelos arcillosos se denominan pesados, lo que implica una menor porosidad. Aparentemente, pesado se refiere a un efecto de contenido de humedad gravitacional en combinación con la terminología que se remonta a la fuerza relativa requerida para tirar de un implemento de labranza a través del suelo arcilloso con el contenido de humedad del campo en comparación con la arena.
La porosidad del suelo subsuperficial es menor que en el suelo superficial debido a la compactación por gravedad. La porosidad de 0,20 se considera normal para material de tamaño de grava sin clasificar a profundidades por debajo del biomantle . Se puede esperar que la porosidad en material más fino por debajo de la influencia agregante de la pedogénesis se aproxime a este valor.
La porosidad del suelo es compleja. Los modelos tradicionales consideran la porosidad como continua. Esto no tiene en cuenta las características anómalas y solo produce resultados aproximados. Además, no puede ayudar a modelar la influencia de los factores ambientales que afectan la geometría de los poros. Se han propuesto varios modelos más complejos, incluyendo fractales , teoría de burbujas , teoría de craqueo , proceso de grano booleano , esfera compacta y muchos otros modelos. [3]
Composición del suelo por métodos de laboratorio [ editar ]
Textura del suelo [ editar ]
Un científico del suelo experimentado puede determinar la textura del suelo en el campo con una precisión decente, pero no todos los suelos se prestan a determinaciones de campo precisas de la textura del suelo. La textura mineral puede ser ofuscada por la alta materia orgánica del suelo , los óxidos de hierro, los aluminosilicatos amorfos o de orden corto, y los carbonatos. La textura del suelo es la relación relativa de los componentes arena, limo y arcilla. La textura se informa con mayor frecuencia como porcentajes en masa. Los métodos de laboratorio emplean pretratamientos químicos para mediar los efectos de la materia orgánica, óxidos de hierro, aluminosilicatos amorfos o de orden corto, y carbonatos.
Micromorfología del suelo en arqueología [ editar ]
La micromorfología del suelo ha sido una técnica reconocida en la ciencia del suelo durante unos 50 años y la experiencia de los estudios pedogénicos y paleosol permitió su uso en la investigación de suelos arqueológicamente enterrados. Más recientemente, la ciencia se ha expandido para abarcar la caracterización de todos los suelos y sedimentos arqueológicos y ha tenido éxito en proporcionar información cultural y paleoambiental única de una amplia gama de sitios arqueológicos [4] .
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