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Agronomía
Trop. 54(4): 433-459. 2004 GÉNESIS DE UN SUELO SÓDICO
ALCALINO José P. Guerrero-Alves*, Ildefonso
Pla-Sentís** 1 Trabajo
financiado por las Universidades Rómulo Gallegos, RECIBIDO:
febrero 13,2004. |
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RESUMEN Muchos
suelos alrededor del mundo presentan grandes cantidades de sodio, característica
que conduce a la generación de suelos sódicos. En este tipo de suelos
los riesgos de degradación siempre están presentes. Con el propósito de
identificar factores y procesos que intervienen en la génesis de suelos sódicos,
un pedón sódico alcalino representativo de la Formación Chaguaramas en
el estado Guárico, Venezuela se caracterizó morfológica, física, química
y mineralógicamente. Los resultados señalan: porcentajes de sodio
intercambiable (PSI) de hasta 89%, acumulación de sales alcalinas de
sodio (bicarbonatos y carbonatos), valores de pH elevados (> 8,5),
valores de densidad aparente (Da) muy altos (hasta 2,27 Mg m-3),
conductividad hidráulica (2 mm h-1) y macroporosidad bajas, precipitación
de CaC03, mineralogía mixta destacada por esmectitas. Se infiere que el
suelo es producto de la intemperización de rocas sedimentarias del
terciario que interaccionaron con aguas ricas en sodio en las depresiones
de los llanos altos centrales durante el período árido de finales del
Pleistoceno. Las concentraciones elevadas de sales alcalinas de sodio serían
producto de la acumulación de materia orgánica en un ambiente reductor
que eliminó gran parte de los sulfatos como H2S. La evolución del suelo
salino-sódico resultante, durante el período Holoceno más húmedo,
permitió la formación del horizonte nátrico, la sustitución progresiva
en el complejo de cambio de iones divalentes por sodio y la precipitación
de CaC03, la eliminación de sales a través del drenaje y, finalmente,
cuando las sales totales disminuyeron hasta niveles críticos, ocurrió la
degradación de la estructura. Palabras
Clave: Sodicidad; hidrólisis alcalina; carbonato de sodio; carbonato de
calcio. INTRODUCCIÓN La
sodificación de suelos (natural o antropogénica) provoca efectos
negativos sobre la producción y la productividad de cultivos porque
deteriora sus propiedades físicas, especialmente si el sodio se presenta
con cantidades relativamente bajas de sales totales en la solución del
suelo. Este deterioro se manifiesta generalmente en una drástica
disminución en la conductividad hidráulica o en la tasa de infiltración
del agua en el suelo y puede ser difícil de corregir porque generalmente
requiere la utilización conjunta de enmiendas, grandes volúmenes de agua
y complicados sistemas de drenaje. Por consiguiente, se cree que la mejor
alternativa de manejo para controlar la sodicidad, si es posible, es la
prevención. En áreas
de importancia agrícola en Venezuela, con o sin riego, existen trabajos
que señalan la presencia de suelos sódicos (SS) y salino-sódicos en la
cuenca del Lago de Maracaibo, llanos Centro-Occidentales (estados Apure,
Cojedes, Guárico y Portuguesa), algunas áreas dispersas en los estados
Falcón, Lara y Yaracuy, la cuenca del Lago de Valencia y en parte del
estado Monagas (Schargel, 1984; Pla, 1985; Schargel et al., 1988; García-Miragaya
et al., 1990; Guerrero, 1998). Los SS
se caracterizan por presentar porcentajes de sodio intercambiable (PSI)
> 15 o relaciones de adsorción de sodio (RAS) > 13 (rnmol 1-1)1/2 y
conductividades eléctricas en el extracto de saturación (CE) < 4,0 dS
m-1 (Salinity Laboratory Staff, 1954; Soil Survey Staff, 1999). El Salinity
Laboratory Staff (1954) señala además que el pH en pasta saturada puede
ser superior a 8,5 en los SS. Sin embargo, el pH no es un criterio de
diagnóstico para sodicidad (Van Beek y Van Breemen, 1973) porque existen
SS con pH menor que 8,5. No obstante, suelos con valores elevados de pH
(> 8,5) tienen invariablemente grandes cantidades de sodio, lo que
puede atribuirse a la acumulación de sales de sodio (bicarbonatos y
carbonatos) con hidrólisis alcalina (Cruz-Romero y Coleman, 1975; Gupta y
Abrol, 1990). Recientemente,
Guerrero et al. (2002) desarrollaron un modelo para simular y explicar el
comportamiento de sales alcalinas de sodio (SAS) en presencia de un
intercambiador de iones (Ca-Mg- N a), CaC03, cloruros y sulfatos. Los
resultados obtenidos mostraron que los valores elevados de pH son posibles
en suelos que acumulan, a relativamente baja fuerza iónica,
SAS y CaCO3 sin tener que recurrir a la hipótesis de la "hidrólisis
del sodio intercambiable". Por
otra parte, Van Beek y Van Breemen (1973) postularon que un recuento de
los procesos que determinan la magnitud de la alcalinidad (ALC) y de la
alcalinidad residual (ALCR) serían útiles para identificar los factores
asociados con la formación de suelos alcalinos. La ALCR puede escribirse
como: ALCR = [Na+] + [K+] - [Cl-] - 2[SO42-] - [NO3-] (1) donde
la ALCR es la porción de la ALC asociada a los bicarbonatos y carbonatos
de iones monovalentes y los corchetes [ ] se refieren a concentraciones
molares de las especies en solución. La ecuación (1) sugiere que
cualquier incremento en la ALCR debe estar acompañada por un incremento
equivalente en las concentraciones de Na y/o K o una disminución
equivalente en la concentración de aniones diferentes a bicarbonatos
y carbonatos (Cl-, SO42-
o NO3-). Como el
K+ se encuentra normalmente en muy
bajas cantidades en la solución del suelo, el aumento de la ALCR podría
ser sólo interpretado como la acumulación de SAS en el ambiente físico-químico
del suelo. Es de
resaltar, tal como se deriva de la ecuación (1), que si en el medio
existen incrementos de Na+ y los contraiones son cloruros o sulfatos no
hay ganancia neta de ALCR. Por esta razón, suelos que acumulan Na2SO4 y
NaCl no deberían considerarse sódicos aún teniendo valores elevados de
RAS (Pla, 1985; Gupta y Abrol, 1990) porque pueden ser desalinizados (y
por tanto desodificados) sin necesidad de enmiendas. Esto sugiere que el
proceso más importante para la sodificación y posterior alcalinización
de los suelos es la acumulación de SAS. El propósito de este trabajo fue caracterizar morfológica, física, química y mineralógicamente un SS alcalino con el fin de inferir su posible génesis en el ambiente fisiográfico de los llanos altos centrales del estado Guárico- Venezuela. Se da particular atención a los factores y procesos que en este suelo podrían estar involucrados en el desarrollo de la acidez superficial, la formación del horizonte nátrico, la precipitación de carbonatos de iones divalentes y el uso de la ALCR como un indicador cualitativo y cuantitativo de la acumulación de SAS y la eventual sodificación del complejo de cambio. MATERIALES
Y MÉTODOS El pedón
objeto de estudio (en lo sucesivo denominado Pantanal) está localizado en
la transición entre el tope plano y el plano inclinado de una colina con
pendiente de 5% en el sentido O-E, a 1 km de Chaguaramas (estado Guárico-Venezuela;
9° 20' 36" LN Y 66° 14' 40" LO) como lo muestra la Figura. La
geología de la zona está caracterizada por rocas sedimentarias
(areniscas y lutitas) de la Formación Chaguaramas (MARNR, 1985). Los
registros climáticos (1970-1994) para la estación de Valle de la Pascua
(28 km al SE de Chaguaramas) señalan una precipitación anual promedio de
888 mm y una temperatura anual promedio de 27,4 °C (min = 22,1 °C, max =
32,7 ºC). El suelo al que pertenece el pedón ha sido cultivado
tradicionalmente con maíz o sorgo produciendo siempre muy bajos
rendimientos. La
ubicación del sitio de muestreo fue seleccionada, basados en la
caracterización edafoclimática preliminar de sitos experimentales del
Fondo Nacional de Investigaciones Agropeciarias (FONAIAP) según Quintero
(1987); revelando para ese entonces la presencia de un polipedón
fuertemente sódico aIcalino. El pedón
seleccionado para el trabajo (ver Figura) corresponde a una inclusión de
la unidad de suelos A014, a nivel de Grandes Grupos (mapa de suelos a
escala 1: 250 000), que se presenta como un grupo no diferenciado
constituido por frecuentes Chromusterts, Haplustalfs y Ustropepts (MARN,
1999). Estos Grandes Grupos se encuentran generalmente caracterizados por
suelos de textura fina y salinidad moderada (4-8 dS m-1; MARN, 1999). La
descripción del perfil en campo fue conducida de acuerdo a procedimientos
estándares (Soil Conservation Service, 1981). Muestras representativas de
suelo no disturbado (cilindros de suelo) fueron tomadas en la superficie
(cerca de la calicata) con un muestreador Uhland (Pla, 1983) y manualmente
en el tope de cada horizonte genético, calicata escalonada (Guerrero,
1998); siendo reservadas para análisis fisicos de laboratorio. MATERIALES
Y MÉTODOS El pedón
objeto de estudio (en lo sucesivo denominado Pantanal) está localizado en
la transición entre el tope plano y el plano inclinado de una colina con
pendiente de 5% en el sentido O-E, a 1 km de Chaguaramas (estado Guárico-Venezuela;
9º 20' 36" LN Y 660 14' 40" LO) como lo muestra la Figura. La
geología de la zona está caracterizada por rocas sedimentarias
(areniscas y lutitas) de la Formación Chaguaramas (MARNR, 1985). Los
registros climáticos (1970-1994) para la estación de Valle de la Pascua
(28 km al SE de Chaguaramas) señalan una precipitación anual promedio de
888 mm y una temperatura anual promedio de 27,4 °C (min = 22,1 °C, max =
32,7 ºC). El suelo al que pertenece el pedón ha sido cultivado
tradicionalmente con maíz o sorgo produciendo siempre muy bajos
rendimientos. La
ubicación del sitio de muestreo fue seleccionada, basados en la
caracterización edafoclimática preliminar de sitos experimentales del
Fondo Nacional de Investigaciones Agropeciarias (FONAIAP) según Quintero
(1987); revelando para ese entonces la presencia de un polipedón
fuertemente sódico alcalino. El pedón
seleccionado para el trabajo (ver Figura) corresponde a una inclusión de
la unidad de suelos A014, a nivel de Grandes Grupos (mapa de suelos a
escala 1: 250 000), que se presenta como un grupo no diferenciado
constituido por frecuentes Chromusterts, Haplustalfs y Ustropepts (MARN,
1999). Estos Grandes Grupos se encuentran generalmente caracterizados por
suelos de textura fina y salinidad moderada (4-8 dS m-1; MARN, 1999). La
descripción del perfil en campo fue conducida de acuerdo a procedimientos
estándares (Soil Conservation Service, 1981). Muestras representativas de
suelo no disturbado (cilindros de suelo) fueron tomadas en la superficie
(cerca de la calicata) con un muestreador Uhland (pla, 1983) y manualmente
en el tope de cada horizonte genético, calicata escalonada (Guerrero,
1998); siendo reservadas para análisis físicos de laboratorio.
En el
tope de cada horizonte genético también se realizaron determinaciones de
la densidad aparente (Da) por el método del hoyo (Pla, 1983). Los
cilindros de suelo no disturbado fueron usados para medir conductividad
hidráulica y estimar las relaciones de porosidad (Pla, 1983). En todos
los casos anteriores, los resultados fueron el promedio de tres
determinaciones. Por otra parte, cada una de las 25 muestras de suelo
disturbado fueron secadas al aire y dividida en 2 porciones por apilonado
y cuarteado (Guerrero, 1998). La
primera porción (exclusiva para análisis físico) fue pasada a través
de un tamiz de 2 mm; siendo descartado el esqueleto grueso (partículas
> 2 mm) después de pesado. Las muestras tamizadas y homogenizadas
fueron usadas para determinar distribución de tamaño de partículas (método
de Bouyoucos) y fraccionamiento de la arena (Pla, 1983). En la
segunda porción (exclusiva para análisis químico), el esqueleto grueso
fue individualmente pesado, triturado (< 2 mm) e incorporado con
homogenización al material < 2 mm. Estas muestras fueron usadas para
medir pH en pasta saturada y el extracto fue empleado para determinar Ca2+
Mg2+ Na+, K+, CO32-,
HCO3-, Cl-, SO4 2- (iones solubles) Como
todos los extractos de Pantanal fueron coloreados, se usó el
procedimiento de Robbins (1989) para clarificarlos. Las sales solubles
[Ca(HCO3)2, Mg(HCO3)2, NaCl,
Na2SO4, Na2CO3, NaHCO3 y KCl] fueron conformadas a partir
de la composición de iones solubles según el procedimiento de Guerrero
(1998). Por
otra parte, 100 g de las muestras (exclusivas para análisis químicos)
fueron trituradas hasta un tamaño < 0,425-mm y homogeneizadas. Estas
muestras se usaron para determinar capacidad de intercambio catiónico (CIC),
porcentaje de sodio intercambiable (PSI) por la U.S. Salinity Laboratory
Staff (1954), carbonatos de calcio y magnesio precipitados (Pla, 1969).
Todas las determinaciones químicas y los resultados que se derivan de
ellas corresponden al promedio de tres determinaciones. Los
tratamientos de saturación y calentamiento de las muestras de arcilla
orientada sobre láminas de vidrio siguieron el método estándar de
Jackson (1969). La difracción de rayos X (DRX) fue realizada utilizando
un difractómetro de rayos X Phillips PW1730 con radiación alfa de Co-Fe,
potencial de aceleración de 40 kV y una corriente de 30 mA en el tubo de
rayos X. Los espectros fueron registrados desde 4 hasta 35°, en unidades
2θ, a 0,03 °
S-1. Los minerales identificados fueron cuantificados
porcentualmente basados en el área de los picos con mayor intensidad (Malagón,
1979). Las
fracciones densas de las arenas fueron analizadas empleando microscopía
petrográfica (Malagón, 1979). El material grueso > 45 μm se trató
con agua oxigenada (30%) y ácido oxálico (1 N) para eliminar materia orgánica
y óxidos de hierro, respectivamente. El
fraccionamiento en arena liviana y arena densa se hizo con bromoformo (Parfenoff
et al., 1970) y el montaje de las arenas densas (con Bálsamo de Canadá)
en láminas de vidrio fue realizado siguiendo el procedimiento de
Aleixandre y Pinilla (1968). Una vez identificados los minerales en cada lámina,
se contaron alrededor de 500 a 700 especies y la cantidad de cada mineral
se expresó porcentualmente sobre la base del número total de granos
contabilizados. La proporción de intemperismo fue determinada como la
relación de minerales resistentes (circón + turmalina) / minerales
alterables (anfíboles + piroxenos; RESULTADOS
Y DISCUSIÓN Características
morfológicas y físicas. El pedón sódico Pantanal se clasificó como
Typic Natrustalf, francoso grueso, mixto, activo, isohipertérmico (Soil
Survey Staff, 1999) y muestra una secuencia de horizontes Ap-En-Btkn-Ckn
(Cuadro 1). Los horizontes presentan matices en húmedo que van desde
7,5YR hasta 10YR y una textura que varía entre franco arenoso (Fa; Ap, En
y Ckn2) hasta franco arcillo arenoso (Faa; Btkn1 y Ckn1) o franco
arcilloso (FA; Btkn2 y Btkn3). En términos generales, el contenido de
arena (principalmente arena fina y
muy fina) en Pantanal fue relativamente elevado en todo el perfil (>
34%; Cuadro 3), reflejando esta clase de distribución la intemperización
rápida de la roca parental (Chen et al., 2001); posiblemente materiales
ricos en areniscas terciarias provenientes de la Formación Chaguaramas. El horizonte Ap presenta una consistencia suelta en seco, ligera adherencia y ligera plasticidad, lo que revela bajos contenidos de arcilla. Por debajo del Ap se encontró un horizonte En cuyos primeros 10 cm se caracterizan por una estructura blocosa subangular muy gruesa y fuerte, pasando a una condición masiva en el resto del horizonte. Además, el horizonte En se caracterizó por ser muy duro a extremadamente duro, ligeramente adherente y ligeramente plástico; estas dos últimas características quizás un reflejo del relativamente bajo contenido de arcilla (Cuadro 1). Por debajo del horizonte En, se encuentra un horizonte Bt, el cual se subdivide en tres subhorizontes: Btkn1, Btkn2 y Btkn3. Todos los subhorizontes Bt fueron caracterizados por una estructura blocosa subangular, muy duros, firmes, muy adherentes y muy plásticos (Cuadro 1). Estas características indican un contenido de arcilla más elevado que el de los horizontes suprayacentes y representan un horizonte nátrico. Los porcentajes de arena fina + arena muy fina, sobre base libre de arcilla (aflA), fueron aproximadamente constantes hasta los 105 cm (Cuadro 3), indicando que los materiales del suelo parecen ser uniformes hasta esa profundidad. Este
resultado también es confirmado por la poca variación de la proporción
de intemperismo (Cuadro 6) para los horizontes En, Btkn1 y Btkn2 (entre 18
y 140 cm de profundidad). Por estas razones, podría asumirse que la
acumulación de arcilla en este suelo tiene un origen iluvial sólo hasta
los 105 cm de profundidad. Los horizontes Btkn2 y Btkn3 también
presentaron caras de fricción (slikensides), lo que evidencia apreciable
pedoturbación entre 105 y 160 cm de profundidad y sugiere la presencia de
esmectitas. Estos filosilicatos, aunque se observan prácticamente desde
la superficie, son particularmente más abundantes en el horizonte Btkn2
de Pantanal (Cuadro 5). El
horizonte C se divide en dos subhorizontes: Ckn1 y Ckn2. Ambos revelan una
estructura prismática gruesa, aunque fuerte y débil respectivamente
(Cuadro 1). No obstante, Ckn1 fue muy duro, firme, moderadamente
adherente y moderadamente plástico, mientras que Ckn2 fue
ligeramente duro, friable, ligeramente adherente y ligeramente plástico
producto del menor contenido de arcilla en el Ckn2 (Cuadro 3). Excepto
para el horizonte Ap, valores elevados de Da estuvieron presentes en todos
los horizontes del suelo Pantanal (Cuadro 2). Estas Da estuvieron
asociadas a muy bajas macroporosidades (≤ 4,2%) y conductividades hidráulicas
(≤ 0,3 mm h-1); esto último confiere al suelo Pantanal una muy baja
permeabilidad al agua (Cuadro 2). Propiedades
químicas. Excepto para la profundidad de 0-10 cm (parte del Ap), los
valores de CE, PSI y/o RAS (Cuadro 3) señalan que todos los horizontes
del suelo Pantanal satisfacen los requerimientos establecidos previamente
para un SS no salino (Salinity Laboratory Staff, 1954); Los
valores de PSI (> 15%) y RAS [> 13 (mmol 1-1)1/2] superan ampliamente
los límites establecidos (Salinity Laboratory Staff, 1954; Soil Survey
Staff, 1999) para SS. Un PSI máximo de 88,51 % se alcanza en la base del
horizonte En a los 60 cm y enfatiza la naturaleza extremadamente sódica
del perfil. Por debajo de los 20 cm, los valores de pH en pasta saturada
son superiores a 8,5; sugiriendo la acumulación de SAS (Gupta y Abrol,
1990) en prácticamente todo el pedón. La
distribución de sales en el suelo Pantanal (Cuadro 4) ratifica la
acumulación de sales de sodio con hidrólisis alcalina, revelando que el
NaHC03 es la sal más abundante, seguida en orden de abundancia por NaCl,
Na2CO3 y Na2SO4, respectivamente. El
Na2SO4 está ausente a las
profundidades de 0-30 y 100-120 cm del perfil de suelo y las más elevadas
acumulaciones de NaCl y Na2SO4 ocurrieron a la profundidad de 10-20 cm;
esto último quizás un reflejo del drenaje restringido actual. Como era de esperar, los iones más importantes en Pantanal son: HCO3 y Na+ (Cuadro 4). Para estos iones, las concentraciones más elevadas en los extractos de saturación fueron 14,52 y 25,36 m mol(+) 1-1, respectivamente (ambos a los 30-40 cm). El Ca+Mg alcanzó concentraciones ≥ 1,0 m mol(+) 1-1 sólo en los primeros 50 cm del perfil del suelo (casi en la base del horizonte En a los 60 cm). Sin embargo, los cationes divalentes en solución están prácticamente ausentes por debajo de esa profundidad.
Cuando
las concentraciones de sales solubles (Cuadro 4) se utilizan,
conjuntamente con las CICs (Cuadro 3), para obtener las ecuaciones de
regresión lineal (no señaladas aquí) para todos los posibles pares de
variables, se encuentra que están linealmente poco correlacionadas (r2
entre 0,0014-0,3032). Sin embargo, cuando se usan como variables
regresoras (en todas las combinaciones posibles) para pronosticar el
contenido de Na intercambiable (Na¡nt), se obtienen coeficientes de
correlación (r) lineal múltiple que superan el valor de 0,9881. No
obstante, en algunas ecuaciones de regresión (no empleadas aquí), los
errores estándares para los coeficientes de las variables superan el
100%. La ecuación de regresión que simultáneamente arrojó los más
bajos coeficientes de variación (entre 3 y 48%) para los coeficientes de
las variables y el más alto valor de r (0,9903) fue la siguiente: Naint =
-0,2254.[NaCl] + 0,1027.[NaHCO3]+Na2CO3] + 0,8751.CIC - 2,5511
(2) donde
los corchetes [ ] hacen referencia a las concentraciones de las especies
químicas en m mol(+) 1-1. La
ecuación (2) permite estimar el 75% de los valores de Naint (Cuadro 3)
con un error < 6%. Esta elevada correlación entre el Naint y ras
variables regreso ras sugiere un complejo adsorbente muy homogéneo con la
profundidad en cuanto a la naturaleza de sus arcillas; el cual posiblemente
esté dominado por esmectitas.
Señala además, que mientras mayor sea la CIC y la concentración de SAS
y menor la concentración de NaCl, más elevada será la sustitución del
sodio en el complejo de cambio. Por tanto, la sodificación progresiva del
perfil tomó lugar a medida que se acumulaban SAS y los cloruros eran
eliminados del sistema a través del drenaje profundo. Composición
minera lógica. Los análisis mineralógicos de la arcilla y de la fracción
densa de las arenas están resumidos en los Cuadros 5 y 6. Los análisis
de difracción de rayos X (Cuadro 5) confirman que las esmectitas,
asociadas con un ínter estratificado 14c/ 14m, son el segundo mineral en
importancia de la fracción arcilla del suelo Pantanal. Sin embargo, las
esmectitas (conjuntamente con la vermiculita) son responsables de las CICs
elevadas en suelos (Bohn et al., 1979) y deben ser los principales
constituyentes del complejo adsorbente del suelo Pantanal; Como la
mayor parte de los valores de PSI en Pantanal están entre 42 y 89%
(Cuadro 3) es posible que un medio muy especial, diferente al ambiente
estrictamente marino, sea necesario para obtener saturaciones elevadas con
Na en el complejo de cambio. Este medio especial, tal como se analiza más
adelante, podría ser suministrado por la acumulación simultánea de
sales de sodio y materia orgánica (MO) en un ambiente reductor.
Por
otra parte, la glaucofana (anfíbol sódico y magnésico) registra
contenidos porcentuales (alrededor de 2-3%) que varían poco con la
profundidad (Cuadro 6). La presencia de este mineral susceptible a la
alteración plantea el dilema de la naturaleza ya sódica de los
materiales parentales que dieron origen al pedón en lugar de la acumulación
del sodio por procesos pedogenéticos. En ambientes deposicionales, es
posible descartar la primera hipótesis cuando los SS se presentan
asociados con otros no sódicos porque es poco probable que un polipedón
herede sedimentos sódicos y no los polipedones vecinos. Pantanal formaría
parte de polipedones que se encuentran como manchones sódicos asociados a
suelos no sódicos; tal como se desprende del patrón de distribución de
suelos en el área de estudio (ver Figura). Esto sugiere que la acumulación
local de sodio se debe principalmente a procesos pedogenéticos y no a la
naturaleza sódica de los materiales parentales.
La
glaucofana sólo se encuentra en rocas metamórficas de baja temperatura y
alta presión (esquistos, eclogita, mármol) asociada con minerales como
lawsonita, jadeita (piroxeno sódico) y aragonito (Mottana et al., 1980;
Hurlbut y Klein, 1984). Es esencial en esquistos glaucofánicos y
accidental en esquistos micáceos y cloritosos (Mottana et al., 1980). Los pH
extremadamente alcalinos en Pantanal revelan un ambiente protector que
inhibe la alteración y reprime la actividad de Mg en solución. Las
relativamente pequeñas cantidades de glaucofana en las arenas densas
(Cuadro 6), la poca cantidad de Mg en solución y precipitado como
carbonatos (Guerrero, 1998) y la casi inexistente presencia de clorita en
Pantanal (Cuadro 5) parecen descartar materiales parentales derivados de
esquistos glaucofánicos y cloritosos. Las
cantidades relativamente elevadas de micas (moscovita) en las arenas
densas (Cuadro 6) y en la fracción arcilla de Pan tan al (Cuadro 5), que
aumentan con la profundidad, soportan la idea de que los materiales
parentales provengan de esquistos micáceos y por tanto, la glaucofana
haya sido heredada como mineral accidental. Esto también descarta la
naturaleza sódica de los materiales parentales y constituye una evidencia
mineralógica que señala que el sodio se acumuló en el suelo por
procesos pedogenéticos. Procesos
pedogenéticos. La acidificación en los primeros 10 cm del horizonte Ap
puede ser atribuida al fenómeno de ferrólisis, el cual finalmente también
produciría destrucción y posterior migración de la arcilla (Schargel,
1984; Schargel et al., 1988; Soil Survey Staff, 1999). El
proceso total consiste de una sucesiva y alternada secuencia de reacciones
de oxidación-reducción. Durante la reducción, el poco soluble Fe3+ se
transforma en la forma Fe2+ más soluble, la cual desplaza a los cationes
intercambiables que son removidos por lixiviación. Durante la etapa de
oxidación, el Fe2+ se convierte nuevamente en compuestos insolubles de
Fe3+ y además, se genera hidrógeno intercambiable (W) por el déficit de
bases cambiables. El H+ ataca a parte de los filosilicatos arcillosos con
su subsiguiente destrucción, liberando Al+ estructural y promoviendo aún
más acidez. La presencia de nódulos de Fe-Mn (Cuadro 1), concentrados
principalmente en el fondo de las grietas de la porción inicial del En
(primeros 10 cm), podría ser considerada como una evidencia del proceso
de ferrólisis en Pantanal. Por
otra parte, como la arcilla fina tiene generalmente mayor movilidad que la
arcilla gruesa (Buol et al., 1973), la destrucción de la arcilla producto
de la ferrólisis podría intervenir parcialmente en la formación del
horizonte argílico (Soil Survey Staff, 1999). No obstante, es posible que
en el suelo Pantanal esta ferrólisis sea de origen relativamente reciente
producto de las restricciones de drenaje actual y sin relevancia en la
formación del horizonte de acumulación de arcilla. Hay que
resaltar que parte de la arcilla fina producida en el Ap pudo intervenir
en el taponamiento parcial de poros del horizonte En subyacente
(especialmente en sus primeros centímetros) y contribuir, en
consecuencia, a la gran compactación de este horizonte (Cuadro 2). Sin
embargo, la pérdida irreversible de la estructura del En debió haber
sido causada principalmente por la acumulación elevada SAS, en un
ambiente La
taxonomía de suelos (Soil Survey Staff, 1975) refiere que los carbonatos
de iones divalentes parecen efectivos en frenar el movimiento de la
arcilla porque las acumulaciones sólo son comunes por encima de
horizontes que tienen grava calcítica en una matriz no calcárea o en
ausencia de carbonatos finamente divididos diseminados en la matriz del
suelo. El suelo Pantanal presenta carbonatos precipitados en diferentes
zonas del perfil (Cuadro 3) y una acumulación pedogenética de arcilla,
entre 60-105 cm de profundidad, apoyada por las pruebas de uniformidad de
los materiales parentales discutidas con anterioridad. Estos
hechos parecen indicar que la acumulación de arcilla sólo pudo ocurrir
antes de la precipitación de carbonatos; los cuales parecen estar
constituidos principalmente por CaC03 porque el Ca total extraído con
acetato de sodio (NaAc) a pH 5 es muy superior al Mg total (Guerrero,
1998). Como en este pedón no existe reacción al HCl en la masa del suelo
en parte alguna del perfil, sólo en concreciones, se infiere que los
materiales parentales no son calcáreos y que estos carbonatos
precipitados deben tener un origen secundario. Por
otra parte, la expansión o contracción del suelo debe ser lenta o
ausente para permitir la formación de un horizonte argílico (Soil Survey
Staff, 1975). El suelo Pantanal tiene importantes cantidades de materiales
esmectíticos (Cuadro 5) por debajo del horizonte En. Las propiedades de
expansión-contracción de las esmectitas, en consecuencia, podrían
excluir la posibilidad de acumulación iluvial de arcilla en el suelo
Pantanal. Sin embargo, el incremento en la concentración de iones en la
solución en contacto con las esmectitas tiende a colapsar sus láminas y
a reducir la tendencia a expandirse (Borchardt, 1989). Por lo
antes expuesto, el proceso de acumulación de arcilla por iluviación, en
un ambiente donde el complejo de cambio presenta un contenido importante
de esmectitas, sólo podría ser posible con un elevado conténido de
sales relativo. Esto indica que el SS actual posiblemente evolucionó a
partir de un suelo salino-sódico (SSS) con relativamente alta
permeabilidad. La
cantidad de sales en Pantanal, desde 0 hasta 105 cm de profundidad,
expresada por CEs > 2 dS m-1 en la mayor parte de los extractos de
saturación (Cuadro 3), parece ser suficiente para restringir la capacidad
actual de expansión-contracción de las esmectitas. Este hecho se infiere
porque no había evidencia de caras de fricción en el Btkn1 y porque la
acumulación de arcilla presente en esta zona del perfil parece ser de
origen iluvial. Sin embargo, Pantanal presenta pedo turbación apreciable
en forma de caras de fricción (Cuadro 1) entre los 105-160 cm de
profundidad (horizontes Btkn2 y Btkn3) lo cual puede ser una manifestación
conjunta de los contenidos menores de sales (CEs < 2 dS m-1) y la mayor
cantidad de esmectitas (Cuadro 5); esto último también inferido por los
valores más elevados de CIC en estos horizontes (Cuadro 3). Según
Bohn et al. (1979) la MO es la principal donadora de electrones en el
suelo y varias especies químicas actúan como receptoras de esos
electrones en el proceso conocido como reducción. En la génesis de SS
alcalinos, la reducción de sulfatos a H2S bajo condiciones anaeróbicas,
actuando
la MO como donadora de electrones, es quizás uno de los procesos más
importantes; lo que puede expresarse en la siguiente reacción como: 2CH2O + SO
4 donde CH2O
es un carbohidrato hipotético que representa la MO del suelo. Como
consecuencia de la producción y volatilización a la atmósfera del gas
ácido H2S, se incrementaría la ALCR y el pH del suelo porque el
HCO3- producido no podría ser neutralizado nuevamente cuando se regeneren las
condiciones de oxidación. No obstante, en un suelo anaeróbico existen
otros aceptores de electrones que se encuentran en mayor cantidad que los
sulfatos y, además, presentan un potencial de semi reacción más
favorable (óxidos y oxo-hidróxidos de Fe-Mn). Sin embargo, según Bohn
et al. (1979), en condiciones fuertemente reductoras los microorganismos
del suelo pueden ser forzados a utilizar progresivamente aceptores de
electrones más débiles como los sulfatos. Por
otra parte, si los óxidos y oxo-hidróxidos de Fe-Mn actuaran como
receptores de los electrones de la MO en condiciones de reducción,
generarían compuestos no volátiles que neutralizarían el HCO3-
producido al restaurarse
nuevamente las condiciones de oxidación. Esto transcurriría sin ganancia
neta de ALCR. Por
tanto, suficientes cantidades de MO para inducir la reducción de sulfatos
con generación de H2S serían una fuente constante de bicarbonato en el
sistema suelo-solución. Al lixiviarse una alta proporción de los cloruros
(y parte de los sulfatos) a través del drenaje profundo, las SAS
(bicarbonatos y carbonatos) se acumularían y reemplazarían
progresivamente al NaCl y a otras sales en solución favoreciendo la
sustitución de iones divalentes por sodio en el complejo de intercambio y
la precipitación de CaCO)-MgCO) (Guerrero et al., 2002). Una vez
precipitados, el Ca y el Mg no serían capaces de competir nuevamente por
los sitios de intercambio y de allí la fuerte y eventual sodificación
del perfil. En consecuencia, se incrementaría la ALCR y el pH del suelo.
Las pequeñas cantidades de sulfato en el perfil Pantanal por debajo de
los 40 cm (Cuadro 4) y la presencia de nódulos de Fe-Mn y manchas negras
que reaccionan al agua oxigenada (H2O2) en diferentes partes del perfil
(Cuadro 1), parecen apoyar la tesis de la reducción de sulfato propuesta
por la ecuación (2). Por otra parte, las relativamente más elevadas
cantidades de sulfato que se presentan en la superficie (0-40 cm) podrían
ser, sin embargo, un reflejo de las condiciones actuales de drenaje
restringido. En
Venezuela, ha sido señalado que en et alto Apure (Schargel, 1984) y en la
planicie aluvial del río Portuguesa (Schargel et al., 1988), los elevados
contenidos de sodio intercambiable pueden estar relacionados a la
acumulación de aguas, con abundante sodio, que se concentraron por
evaporación en áreas depresionales. Esto favoreció la sustitución de
los cationes intercambiables por sodio y dio lugar a SSS durante el período
árido que marca el final del Pleistoceno. En
relación con Pantanal, las elevadas cantidades de Na intercambiable
parecen ser favorecidas, según la ecuación 2, por la acumulación de
SAS, a la lixiviación de cloruros y por altas CICs (posiblemente producto
de la alta proporción de esmectitas en el complejo de intercambio). Los
cloruro s, conjuntamente con otros iones solubles, se lavaron durante el
período más húmedo que caracterizó al Holoceno (Schargel, 1984; Sawhney
y Baddesha (1989) registraron el efecto de la aplicación de yeso y riego
sobre las propiedades de un SSS de la India (CE = 12-18 dS m-1, PSI =
70-75, K = 3-4 mm h-1, pH = 10-10,6) Y el rendimiento de arroz y trigo
durante 1973-1983. Sus resultados indican que existen cambios en los
atributos durante todo el proceso de recuperación de 11 años que llevó
el SSS a no sódico en los primeros 60 cm. Esto parece demostrar que los
SSS que acumulan SAS pueden ser lixiviados y recuperados en tiempos
relativamente breves y hacen plausible la hipótesis de Schargel (1984) y
Schargel et al. (1988) que durante el Holoceno el clima más húmedo
favoreció el lavado de sales y los SSS evolucionaron a sódicos. CONCLUSIONES -
Se
infiere que el suelo Pantanal es producto de la intemperización de materiales
con cantidades elevadas de areniscas del terciario que interaccionaron con
aguas ricas en sodio (quizás de origen marino) en las depresiones de los
llanos altos centrales durante el período árido de finales del
Pleistoceno. -
Las
elevadas concentraciones de SAS fueron favorecidas por la acumulación de
MO en un ambiente reductor que eliminó gran parte de los sulfatos como H2S. La evolución del SSS resultante, durante el período Holoceno más húmedo,
permitió la migración de arcilla y formación del horizonte nátrico, la
sustitución progresiva de iones divalentes por sodio en el complejo de
cambio y la precipitación de CaCO3, la eliminación de sales a través
del drenaje y, finalmente, cuando las sales totales disminuyeron hasta
niveles críticos, ocurrió la degradación de la estructura. AGRADECIMIENTO Los
autores desean expresar su agradecimiento al Dr. Graciano Elizalde por su
colaboración en la interpretación de los espectros de difracción de
rayos X y en la identificación de los minerales de las arenas densas, al
Dr. Richard Schargel por la clasificación taxonómica del perfil, al
Ingeniero Agrónomo Ángel Valera por la elaboración del mapa que
representa el área de estudio. SUMMARY Many
soils around the world present large amounts of sodium, characteristic
that leads to generate sodic soils. In these soils risks of degradation
are ever present. This study was conducted to identify factors and
processes in the gene si s of an alkali sodic soil from the Chaguaramas
Formation (Chaguaramas, Guárico State, Venezuela). Thus some
morphological, physic, chemical and mineralogical soil properties and
characteristics were measured. The results shown exchangeable sodium
percentage (ESP) up to 89%, accumulation of alkaline salts of sodium (bicarbonates
and carbonates), pH higher than 8.5, soil bulk density (Db) up to 2.27 Mg
m-3, low hydraulic conductivity (< 2 mm h-1) and macroporosity values,
precipitation of CaCO3, and mixed mineralogy characterized by presence of
smectites. It was inferred that the soil was produced from alteration of
tertiary sedimentary rocks that interacted with waters rich in sodium in
depressions of the Venezuelan Central High Plains during the arid phase at
the end of Pleistocene. High quantities of alkaline sodium salts were
favored from the accumulation of organic matter in a reduced environment;
event that led up to the elimination of high quantities of sulfates as H2S. The saline sodic soil evolved during the Holocene humid climate to
promote the day migration and natric horizon formation, the progressive
substitution of divalent ions by sodium in the soil exchange complex, the
precipitation of CaCO3, the elimination of salts in the deep drainage, and
finally, when the total quantity of salts were diminished to critic levels,
to the degradation of the soil structure. Key
Works: Alkaline hydrolysis; sodium carbonate; calcium carbonate. BIBLIOGRAFÍA ALEIXANDRE,
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2HCO3 - + H2S